2018, Vol. 34
2. 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081
2. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China
经典的巴罗式变质(Barrovian metamorphism)系列出露于苏格兰高地南缘Grampian地体东南部(图 1)。Barrow(1893, 1912)对这里的变质序列进行了研究，并创造性地提出利用标志矿物第一次出现的方法来标示区域变质作用的强度，如根据变泥质岩中碎屑云母(绿泥石)、黑云母、石榴子石、十字石、蓝晶石和夕线石的首次出现，确定了巴罗变质序列的前进方向，即远离高地边界断裂(HBF)的北西方向。自从Barrow(1893, 1912)的研究成果发表以来，巴罗式变质相系已成为地质文献中“中等温压梯度P/T”变质作用的经典例子。
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图 1 苏格兰Grampian地体地质及巴罗变质带分布图(据Viete et al., 2013) (a)变质矿物等变度、岩体和Grampian运动后沉积岩的分布；(b) Glen Esk剖面; (c) Stonehaven剖面.左上角为索引图, 其中CGF-Great Glen断裂; HBF-高地边界断裂; IS-Iapetus缝合线; DHL-Portsoy-Duchray丘陵线状构造; SUF-南部高地断裂 Fig. 1 Geological and Barrovian metamorphin zone distribution map of the Grampian Terrane, Scotland (after Viete et al. 2013) (a) the distribution of metamorphic mineral isograds, magmatic bodies and post-Grampian sediments; (b) the Glen Esk transect; (c) the Stonehaven transect. Inset at top left of Fig. 1a provides a broader location map. GGF-Great Glen Fault; HBF-Highland Boundary Fault; IS-Iapetus Suture; PDHL-Portsoy-Duchray Hill Lineament; SUF-Southern Uplands Fault |
巴罗式变质作用的典型特征在于其变质矿物具有带状分布特征(变质作用的不均匀性)，即不同的变质带表现出一系列递增变质带和由递增变质带同心环状排布构成的热穹隆。全球各主要造山带，如北美元古代造山带、加里东造山带、阿巴拉契亚造山带、中国祁连造山带、阿尔泰造山带、海西造山带、阿尔卑斯-喜马拉雅造山带(庄育勋，1994b)、秦岭造山带(张建新等, 2009, 2011)、东南沿海褶皱带或武夷-云开造山带(Li et al., 2010)等，都表现出这种特点。
巴罗式中压变质作用P-T-t轨迹被认为呈顺时针演化，是碰撞造山带的一个特征(Dewey and Bird, 1970; England and Thompson, 1984; Spear, 1993; Winter, 2001; Wiederkehr et al., 2008; Berger et al., 2011; Jolivet et al., 2003)。至于很少见到UHP-HP岩石，有人解释是由于广泛而强烈的巴罗式变质作用的后期叠加掩盖(Winter, 2001; Liou et al., 2004)，如Aoki et al. (2014)提出苏格兰高地经典巴罗变质作用即叠加于早期的高压变质之上。碰撞造山作用的另一个普遍特征是同时发生广泛的深熔作用和花岗质岩浆活动(Whitney et al., 2003; Keay et al., 2011)。
关于巴罗式变质带，传统的模型认为起因于加厚地壳的热弛豫过程(England and Thompson, 1984)，并指出，相应的变质过程时间跨度可超过50Myr (England and Richardson, 1977; England and Thompson, 1984; Thompson and England, 1984)。然而，近年来，人们对巴罗式变质带又有了新的研究，逐渐对这些理论提出质疑，并提出了完全不同的认识，如在澳大利亚东部新英格兰和Lachlan造山带，岩石圈拉伸、收缩之间快速、多次的转化(Collins, 2002)造成了断续(幕式)巴罗式变质作用；Viete et al.(2011b, 2013)认为，张性构造环境下的脉动式或多幕式岩浆活动及其它热源造成了巴罗变质作用，并强调这种情形下的变质作用历程仅有几百万年。而且，已有不少学者也认为，巴罗式变质作用的时间间隔很短暂(Dewey and Mange, 1999; Oliver et al., 2000; Baxter et al., 2002; Dewey, 2005; Ague and Baxter, 2007; Lyubetskaya and Ague, 2010; Viete et al., 2011a, b, 2013).本文重点对这些新认识加以介绍，并结合我国发育巴罗式变质作用的地区，如北秦岭造山带、高喜马拉雅结晶岩系，讨论关于巴罗式变质作用的一些特征和可能的机制。
1 经典巴罗变质带的产出特征在新元古代至早古生代时期，随着劳伦古陆的裂解和Iapetus大洋的打开(Harris et al., 1994)，Dalradian超群沿劳伦古陆大陆架沉积，其中包括苏格兰Glen Clova变沉积岩(Baxter et al., 2002)。随着Iapetus洋的关闭，沿劳伦古陆边缘岛弧-陆块的增生和碰撞造成了~470Ma的Grampian造山运动(Friedrich et al., 1999b; Oliver et al., 2000)，这些变沉积岩经历了多次的变形-变质作用改造(Harte and Hudson, 1979)，巴罗变质带即此时形成。
在中压类型的巴罗变质带的北侧为低压类型的巴肯(Buchan)变质带(变泥质岩中依次出现黑云母带→堇青石带→红柱石带→夕线石带)(Spear, 1993)，巴罗变质带与巴肯变质带可共用夕线石带。在爱尔兰西部，Grampian造山运动中形成的高压蓝片岩相变质作用(~1.0GPa: Chew et al., 2003; Sawaki et al., 2010)与巴罗变质带近乎同时发生(Chew et al., 2003)。这一较早阶段的高压巴罗变质可能与埋深(蓝片岩)或地壳增厚有关，但是没有明显的热流介入，所以形成高P/T变质作用。变质作用的热峰值是在压力达到峰值之后才出现的(Vorhies and Ague, 2011)，表明巴罗变质带是在早期高压变质之上的叠加。
2 关于巴罗变质作用的时间Oliver et al. (2000)提出，经典巴罗变质地区的Grampian运动(自~480Ma开始至~465Ma完成，持续仅15Myr)中，巴罗和巴肯区域变质峰期同时发生，并且在不到7.6Myr时间段内剥露出地表。该运动与爱尔兰西部、以及美国东部的Taconic运动，近乎同时(时间差 < 5Myr)，顺走向延伸达3500km，可能属于劳伦古陆(Laurentian)边缘同一巨大的岛弧-弧后系统的增生。
在Grampian造山运动之前的Lough Nafooey火山弧产生的斜长花岗岩(砾石)中，锆石SIMS年龄为487.8±2.3Ma和489.9±3.1Ma (Chew et al., 2007)，表明该区俯冲时间始于490Ma或更早，从而限定了Grampian弧-大陆的碰撞时间晚于490Ma；最低级变质带白云母的40Ar/39Ar年龄给出~488Ma(Viete et al., 2011a)，则代表碰撞之后的Grampian早期地壳褶皱增厚阶段，以此作为Grampian碰撞或运动的开始时间。爱尔兰西部未变形Oughterard花岗岩给出磷钇矿U/Pb年龄462.5±1.2Ma (Friedrich et al., 1999a)，表明Grampian造山运动在461Ma之前即已终止，该年龄还与巴罗变质带最高级部分白云母中Ar的冷却保留年龄相一致，因此，这里把461Ma当作Grampian造山运动的终止时间，即Grampian造山运动始自488Ma、止于461Ma，跨度达27Myr之久。
Grampian造山运动中，最早、最晚的辉长岩分别为475.9±4.7Ma、~470Ma (Friedrich et al., 1999a)，基性岩浆持续5~6Myr；最晚的长英质岩浆ca.466~465Ma(Appleby et al., 2010)，即镁铁岩浆之后的长英质岩浆阶段有4~5Myr，整个岩浆阶段有10Myr的跨度，基性岩浆引起围岩变质(Viete et al., 2013)。
巴罗变质峰期锆石(边)年龄473~470Ma，认为代表了变质作用的时间(Viete et al., 2013)；而石榴子石Sm/Nd生长年龄介于473~465Ma之间(Oliver et al., 2000; Baxter et al., 2002)，由此限定了Grampian造山运动(488~461Ma)中短暂的变质阶段(473~465Ma，跨度8Myr)(Baxter et al., 2002; Viete et al., 2013)。
因此，Grampian造山运动重新厘定的时间段为488~461Ma，即跨度27Myr，目前还没有证据表明在初期的15Myr(即473Ma前)或最后的4Myr(即465Ma之后)有明显的加热变质过程。巴罗变质带仅发生在473~465Ma之间，即整个造山运动过程27Myr中的8Myr，仅纪录了间断性的加热或短暂的地壳热非平衡过程，而不是增厚地壳漫长的热弛豫过程(~50Myr，England and Richardson, 1977; England and Thompson, 1984; Thompson and England, 1984). Lux et al. (1986)在解释比利牛斯山脉东部巴罗式变质作用形成机制时强调了侵入体的作用，但是他们没有考虑到岩体加热的时间跨度问题。
3 巴罗变质作用的供热机制关于变质作用的热机制，涉及到变质热源究竟来自较长久的热供给(与加厚地壳放射性热的传导平衡有关)还是瞬时热源(如局部岩浆、热的流体等等)？Wiederkehr et al.(2008)认为巴罗式变质作用起因于热传导，但是，其文中还提到，这些变质作用发生在两个穹窿(Lepontine穹窿和Tauern构造窗)，且从早期的蓝片岩相变质作用(350~400℃、1.2~1.4GPa)到晚期的巴罗变质叠加(500~570℃、0.5~0.8GPa)，具有明显的压力差。
根据巴罗变质带原产地磷灰石中Sr扩散记录以及石榴子石中Fe-Mg-Ca-Mn多组分扩散情况，可以确定峰期变质加热发生于~465Ma，峰期历程很短暂，比传统加厚地壳热弛豫、传导模型推导出的过程快一、二个数量级，这种热脉冲可能与岩浆和相关流体流造成的热平流有关，继之以快速折返。通常，造山旋回达千万年级、甚至更长，而热脉冲则很短暂(< 1Myr)，但是，在造山带中热脉冲却控制了矿物组成、地化性质和流体产生等重要过程(Ague and Baxter, 2007)。
根据野外观察，Grampian辉长岩侵位于中地壳内，同时为巴罗和巴肯变质提供了热源(Chinner, 1966; Fettes, 1970; Pankhurst, 1970; Ashworth, 1975; Harte and Hudson, 1979)以及爱尔兰同时期巴罗变质序列(Yardley et al., 1982; Leake, 1989; Wellings, 1998; Friedrich et al., 1999b)。辉长岩的产出与最高级变质作用(包括混合岩化作用)密切相关，但是，对于二者的关系，其实还没有弄清。Fettes (1970)提出了二种可能性：(1)正在发生区域变质作用的岩石中侵位Grampian辉长岩，并在已经形成的等变度线上叠加了高级接触变质作用；或者(2)岩石仅有有限变质作用时辉长岩侵位，侵入体成为高级变质的主要热源。引起ca.470Ma Grampian区域变质作用的热量主要由幕式就位的基性岩浆提供(Baxter et al., 2002; Ague and Baxter, 2007; Viete et al., 2011a, b, 2013; Vorhies and Ague, 2011). Viete et al. (2013)指出，Grampian辉长岩锆石U-Pb年龄ca.475~470Ma，与早期~473Ma巴罗变质作用时间有重叠，当镁铁质岩浆停止后，变质作用仍持续了至少约5Myr，直至Grampian长英质岩浆~465Ma侵位时变质终止。在Grampian造山运动中，双峰式岩浆与幕次式变质作用密切的时空关系表明，变质作用系下地壳和/或地幔的热平流至中地壳所致，且为大规模的接触变质作用。
变质热可能来源于岩浆和相关流体(Baxter et al., 2002)，与伸展构造有关的剪切热也是热源的一部分(Viete et al., 2006)。热平流传输在造山带高温/低压(Buchan-type)区域变质作用中具有重要的作用(见Wickham and Oxburgh, 1985; Sandiford and Powell, 1986)，特别是，由于岩石圈减薄(McKenzie and Bickle, 1988)引起的大规模岩浆活动导致的接触变质作用与巴肯式区域接触变质作用序列的发育直接有关(Barton and Hanson, 1989; De Yoreo et al., 1991; Collins, 2002)。热平流的存在，基于这样的观察：1)变质峰期与几个大的侵入体(Baxter et al., 2002) (图 1)和大区域流体流同时发生(Breeding et al., 2004; Masters and Ague, 2005)；2)自石榴子石带至夕线石带，最高温度基本同时达到(Baxter et al., 2002)。还有一个关键之处在于，较高级的角闪岩相变质仅限于Dalradian的东北部，那里有与巴罗变质带同时的侵入体，而在西南部侵入体很少，甚至没有。很短暂的变质峰期意味着快速冷却，与回返有关。
此外，巴罗变质带最初形成与双峰式岩浆活动有关，限于正常的地壳厚度(33~44km)内，而远小于造山带应有的地壳厚度，这就与造山带热弛豫模型明显不一致，说明，变质过程中没经过地壳增厚。排除地质体构造掀斜造成的变质级别逐级变化，短距离内急剧的变质级别的变化只能是特殊的供热机制所致，而不是一般的地壳增厚情况下的热弛豫(热传导)形成。Berger et al.(2011)根据P-T-t资料认为，巴罗变质作用中出现了热平流和对流过程、早期俯冲通道中增生及折返过程，并伴随晚期下盘陆壳物质楔状体的形成。
如果变质作用系造山带增厚所致，如各种热弛豫的模型(Oxburgh and Turcotte, 1974; Bickle et al., 1975; Richardson and Powell, 1976; England and Thompson, 1984)，变质热源于加厚地壳的热弛豫，包括内部放射热及地壳底部的传导热(Thompson and England, 1984)，或局部放射性热模型(Jamieson et al., 1998; Engi et al., 2001)所预计的那样有着稳态热积累，则需要漫长的时间尺度(几十百万年)，才能产生变质所需要的热(Thompson and England, 1984)；而巴罗变质带系Grampian造山带中短期、多幕次的热事件，明显与上述模型不一致。巴罗变质带中多幕次的热活动(Ague and Baxter, 2007; Viete et al., 2011b)纪录了地壳内局部的热“非平衡”，而不是地壳尺度的热回返平衡，因此，其热源一定是中地壳内可复发的、快速的幕式热平流所致。
尽管如此，仍有人认为巴罗变质带结合了短期加热和大尺度内热弛豫两个过程，Baxter et al. (2002)、Ague and Baxter (2007)和Vorhies and Ague (2011)均提出地壳增厚之后经历了短暂的(短于1Myr)热弛豫或幕式加热，而Vorhies and Ague (2011)则认为Grampian地体西南部并没有短期幕式加热，其变质仅为地壳增厚和热弛豫所致。Baxter et al. (2002)、Ague and Baxter (2007)和Vorhies and Ague (2011)的模型实际上均接受了Chinner (1966)的解释，即Grampian地体东北部的夕线石带系接触变质，只不过是叠加到早期具有更神秘热源的独立变质带之上。
由于较低级变质区岩体的稀少，Barrow(1893)认为巴罗变质带系接触变质作用的解释(他认为pre-Grampian的花岗岩是变质的主要热源)并没有被广泛接受，而多数学者认为巴罗变质带的形成是区域变质作用的结果(如Richardson and Powell, 1976; Yardley et al., 1987)或可用造山带变质作用的模型来加以解释(Oxburgh and Turcotte, 1974; Bickle et al., 1975; England and Thompson, 1984; Jamieson et al., 1998)。巴罗变质作用中，热流发生于中地壳局部范围内，呈现空间上紧密的、多幕次短期热活动(Ague and Baxter, 2007; Viete et al., 2011b)。石榴子石中多种尺度的Mn扩散说明存在多个短期幕次的小规模注入岩脉(岩席)、流体或机械摩擦热量沿剪切带的集中(Viete et al., 2011b)。
Barrow(1893, 1912)认为巴罗变质带与大规模岩浆网络状脉体(主要为pre-Grampian期的Glen Clova和Glen Esk花岗岩)的加热有关，并引述其同时代Charles Barrois博士的观点“区域变质作用与接触变质作用实际上非常类似”(Barrow, 1893, p.353)。根据目前的资料，Barrow (1893)的关于变质作用是由岩浆就位引起的论断是相当正确的，尽管其具体是哪种岩浆的判断可能是错误的。考虑到巴罗变质带中没有热弛豫，Harte and Hudson (1979)的提议似乎是合理的，他认为巴罗夕线石带与整个巴罗变质序列形成于同一个热体系，均属于接触变质所致。岩浆活动与变质作用密切的时空关系表明变质作用形成于中地壳内的热平流，其热则源自下地壳或地幔。Viete et al. (2013)的研究证明了最初Barrow (1893)、以及后来Harte and Hudson (1979)的共同判断，所谓造山带区域变质作用经典类型的巴罗变质作用，实际上是接触变质作用。
4 关于巴罗变质带的隆起通常，造山带经过增厚地壳、剥露，应该伴随造山隆起，并导致盆地沉积。可是，巴罗变质作用时并无碎屑锆石纪录。邻近Grampian地体的盆地中最早的Barrovian碎屑锆石属于中Llanvirn期(~465Ma)的Midland Valley地体的Kirkland砾岩(Dewey and Mange, 1999; Oliver et al., 2000, 2008; Oliver, 2001)，而Grampian地体附近缺失任何早于~465Ma的Barrovian碎屑锆石，这些信息均与巴罗变质事件(即~470Ma)中伴随明显的造山隆起(碎屑源)不一致，表明巴罗变质作用时期地壳(包括岩石圈)为正常厚度，并与Grampian西南部埋深所致较高压力下的蓝片岩相变质作用有所差异(Baxter et al., 2002; Ague and Baxter, 2007; Vorhies and Ague, 2011)。矿物学、岩石化学和地球化学资料表明，苏格兰高地辉长岩与岛弧无关，且当时的大陆地壳厚度仅有33~44km，即并无增厚(Hollis et al., 2012; Viete et al., 2010)，同时伴随薄的岩石圈，即与构造伸展有关(Viete et al., 2010)。
格陵兰东缘加里东运动中，发生了巴罗式变质作用，相关花岗岩侵位时间469~425Ma，而与其有关的沉积纪录表明542~460Ma之间并无沉积间断(Gee et al., 2008)，即其间并未发生明显的构造隆起。
5 秦岭杂岩的巴罗式变质作用特征张建新等(2009, 2011)认为北秦岭造山带局部经历了~500Ma的榴辉岩相变质作用，他们在秦岭岩群高压麻粒岩也获得近乎同时的变质时代，即发生了早奥陶世(488~472Ma)的俯冲和地壳增厚作用。此外，西峡地区(440±2Ma)早古生代发生了中-低压麻粒岩相变质作用和角闪岩相，中-晚志留世(428~416Ma，平均426±1Ma)则遭受广泛的巴罗式区域变质作用。按照其理解，巴罗式变质仅达角闪岩相的级别，变质阶段时间跨度12Myr(若以麻粒岩相变质作为开始，可达12~24Myr)。
张成立等(2013)通过对花岗岩的研究，提出秦岭早古生代三期(~500Ma、~450Ma和~420Ma)花岗岩浆活动分别与~500Ma陆壳深俯冲、~450Ma碰撞地壳增厚及其嗣后的~420Ma地壳抬升三期构造事件相对应，认为3个年龄分别代表高压-超高压岩石峰期变质(洋盆闭合、华北陆块与秦岭微陆块碰撞)和两期退变质(~450Ma首次抬升和麻粒岩相变质时代、~420Ma第二次抬升和角闪岩相退变质时代)。似乎~450Ma对应巴罗式变质作用，变质阶段时间跨度30Myr；但是，一般榴辉岩相变质并不伴随花岗岩。
向华等(2014)研究认为，秦岭群普遍记录了500~480Ma的高压、超高压变质作用，并叠加了440~400Ma的中压-高温变质和深熔作用，即巴罗式变质作用。不考虑前面的(超)高压变质，变质阶段时间跨度至少为40Myr，与巴罗式经典地区相比，其变质周期显得太长。
任留东等(2016)在豫西秦岭杂岩中识别出黑云母带-石榴子石带-蓝晶石带-夕线石带，直至斜方辉石带，主期变质(不包括榴辉岩相变质)性质与经典的巴罗式变质带可以对比。局部发生的麻粒岩相变质与大部分的角闪岩相变质之间未见明显的退变结构，说明巴罗式变质带可达麻粒岩相。通过几种岩石的锆石LA-MC-ICPMS测年研究，多数样品中的锆石经受了后期强烈的改造，同位素体系或多或少被重置，侵位花岗岩和伟晶岩年龄限定了主期变质作用的时代应老于484±3Ma。Yu et al.(2016)认为商南秦岭杂岩中HP-UHP峰期变质作用发生于~490Ma，而~460Ma对应退变质作用，也就是巴罗式变质作用，其间熔体、流体活动明显。变质阶段时间跨度30Myr。
秦岭杂岩中呈现混合岩化的变泥质岩中锆石特征(任留东等，2016)显示早期继承岩浆核、外部为黑边、其间为灰(白)色CL环，外部黑边给出473~465Ma的年龄，认为代表了加里东期变质作用的时代。锆石特征与苏格兰高地巴罗变质带锆石(Viete et al., 2013)几乎完全一致。挪威加里东造山带峰期花岗岩~469Ma(巴罗式变质作用)、466±9Ma及432Ma为I-花岗岩，并有大量的435~425Ma(~430Ma)的S-花岗岩(Gee et al., 2008)。显然，秦岭杂岩岩石及相关锆石特征与Scandinavian的加里东造山带亦非常相似(Smit et al., 2010)。在南阿尔金-柴北缘变质岩中，尽管不知道是否经历过更早期的(U)HP变质历史，却可普遍出现中-低压巴罗式变质带，这种变质作用及相关的岩浆活动要比UHP晚20~50Myr(Zhang et al., 2017)。它们均显示，距离穹窿中心位置的不同，其变质程度的逐渐变化。虽然没有年龄、温压条件的严格限制，但是，秦岭杂岩与巴罗变质带矿物组合的高度相似性及相关的岩浆活动的普遍性表明二者的类同。
难以判定主期变质作用发生时造山带中秦岭杂岩是否隆起。张成立等(2013)所统计的秦岭杂岩450Ma峰期花岗岩在武关杂岩和刘岭群碎屑锆石中均无显示，而陈龙耀等(2014)对刘岭群的碎屑锆石给出442Ma的主峰、Chen et al. (2014a)对武关杂岩给出类似的结果，刘岭群、武关杂岩均属中-晚泥盆世，与加里东期变质作用时间差较大。即使有隆起，也是在构造运动后出现的。
Dong et al. (2011)通过角闪石、黑云母的Ar-Ar冷却年龄与封闭温度，估算出秦岭杂岩在517~445Ma期间抬升缓慢、甚至没有抬升；在445~410Ma间冷却速率2.5℃/Myr及随后近80Myr间缓慢甚至无冷却，表明秦岭杂岩峰期变质后的抬升明显滞后，长时期内构造沉寂。而造山带变质核杂岩形成-剥露的经典模型(地块增厚，进而抬升、减薄)需要峰期变质后快速抬升(降压)，秦岭杂岩的特征显然不支持这种解释，说明秦岭杂岩在加里东期地壳没有经历明显增厚过程。一个可能的原因是，伴随华南板块和南秦岭向北俯冲，商丹洋洋壳消减殆尽，但并没有出现真正意义上陆-陆碰撞或大幅度抬升，北秦岭只是处在一种挤压环境，即秦岭加里东期碰撞而不造山(孙勇和于在平，1991)。
在秦岭杂岩内可见(超)镁铁质岩石的产出，如松树沟超镁铁质岩(983±140Ma(2σ)，李曙光等，1991)、富水辉长岩或基性杂岩体(500~480Ma，李惠民等，2006；Zhang et al., 2015)等，由于秦岭杂岩中巴罗式变质作用时间的不确定性，其间可能的联系尚难以描述。
因此，从主要岩石类型、变质分带及隆起历史分析，秦岭杂岩与挪威加里东造、苏格兰高地巴罗式变质带有很多类似之处，即秦岭杂岩经历了巴罗式变质作用(张建新等, 2009, 2011；Zhang et al., 2017)。参考经典巴罗变质带的情形，秦岭杂岩中的变质历程亦应是短暂的，由于后期多次的构造叠加、花岗岩活动，不容易获得准确的变质年龄(任留东等，2016)。与经典巴罗变质带相比，秦岭杂岩中巴罗式变质作用发生的时间(>484±3Ma、460~440Ma还是426±1Ma？)远未达成统一认识。因此，关于秦岭杂岩变质作用时间的厘定，还需要做针对性的研究。
6 与巴罗式变质作用有关问题的讨论通过对巴罗变质带研究的最新进展，结合我们在巴罗式变质带地区的一些工作体会，就如下问题进行分析和探讨。
6.1 关于巴罗式变质作用P-T-t轨迹巴罗式中压变质作用P-T-t轨迹呈顺时针演化，并被认为是大陆碰撞造山带的一个特征(Dewey and Bird, 1970; England and Thompson, 1984; Jolivet et al., 2003; Wiederkehr et al., 2008; Berger et al., 2011)。涉及到温压条件的计算，其中很重要的一环即矿物平衡组合的认定及矿物先后关系的判别，其中Al2SiO5相图(红柱石-蓝晶石-夕线石)对变质作用P-T-t轨迹的定性是一个重要的参考。针对夕线石、蓝晶石之间的关系，无一例外的指出，蓝晶石转化形成夕线石，或后期夕线石呈现早期蓝晶石的假象，从而在Al2SiO5相图上得出呈顺时针演化的变质P-T-t轨迹。但是，通过我们对秦岭杂岩、武夷-云开造山带以及高喜马拉雅结晶岩系等地巴罗式变质带的观察，矿物出现的顺序恰好相反，即夕线石→蓝晶石(图 2a, b, c)，这2种矿物在一起，未必代表其间的转化关系，蓝晶石、夕线石分别源自不同的变质反应，它们之间不是相变关系，这里只能说明二者的形成时间顺序。反映到Al2SiO5三相图上(图 3)，两矿物之间的P-T轨迹可以有多种(吴春明，2018)。在秦岭杂岩、武夷-云开造山带以及高喜马拉雅结晶岩系巴罗式变质带中，均有夕线石、蓝晶石的这种结构关系，说明这种关系具有一定的普遍性，而不是异常或极端情况，体系温压条件由夕线石域变换至蓝晶石域是大概率事件，涉及到这两种不同变体的P-T轨迹应与Ky-Sil相变线大角度截交，即由夕线石域至蓝晶石域，岩石可能经历了等压冷却(isobaric cooling)过程，即逆时针P-T-t轨迹，而不是通常的等温降压顺时针变化模式(张建新等, 2009, 2011；Liu et al., 2011；Zhang et al., 2017)。
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图 2 夕线石、蓝晶石的结晶顺序 (a)蓝晶石(Ky)中包裹细小夕线石(Sil)，单偏光，秦岭杂岩；(b)蓝晶石中包裹柱状夕线石，单偏光，秦岭杂岩；(c)蓝晶石中包裹细小黑云母(Bt)，黑云母中可包含夕线石，单偏光，秦岭杂岩；(d)蓝晶石被花岗岩化溶蚀，正交偏光，高喜马拉雅结晶岩系.Qtz-石英；Pl-斜长石；Kfs-钾长石 Fig. 2 Microphotographs of texture relations between sillimanite and kyanite (a) sillimanite (Sil) inclusion in kyanite (Ky), Qinling Complex, plane polarized; (b) prismatic sillimanite inclusion in kyanite, Qinling Complex, plane polarized; (c) rounded biotite (Bt) inclusion in kyanite and sillimanite in biotite, Qinling Complex, plane polarized; (d) eroded kyanite in granite, High Himalayas, cross polarized |
秦岭杂岩中夕线石多沿片麻理分布，而蓝晶石则没有明显的定向，经常与石榴子石一起，覆盖或叠加在片理之上，表明先有夕线石、后有蓝晶石的时间顺序是成立的。区内众多的花岗岩呈岩体、岩脉切割或沿片麻理产出，即岩浆注入为主，原地深熔作用并不占主导地位(另文报道)，岩浆冷却过程中发生上述顺序也是合理的。夕线石显微透镜体非常发育，且形成之后很少有进一步的变形改造，说明夕线石之后没有明显的增压过程，其后应该是等压或略有降压的演化。尽管压力与应力不同，单纯增压而片理没有加强或改造迹象的过程可能难以发生。夕线石之后黑云母(而不是通常认为的黑云母→夕线石)的形成顺序(图 2b, c)，再后才是蓝晶石(图 2c)均与这种冷却相一致。
夕线石与蓝晶石的这种结构或时间关系，与经典巴罗变质带未经增厚、异常热源(升温、再冷却)是一致的。内蒙大青山东部巴罗式变质带变泥质岩变质P-T-t轨迹记录了压力顶峰之后的等压冷却(Huang et al., 2016)，而不是地壳增厚-减薄情况下的等温降压。Alps中部发育典型的巴罗式变质带，变质等变线明显切割或叠加到基底、盖层及混杂岩的界线上，这些不同地质单元之间没有明显的增厚、减薄现象，从变质峰期快速的冷却与张性构造下中心部位的快速抬升有关(Boston et al., 2017)。
6.2 巴罗式变质作用中的混合岩-花岗岩巴罗式变质带的高级端元(尤其是夕线石带)，往往伴随混合岩和花岗岩的出现，而花岗质岩石的形成是变质作用进一步发展至部分熔融(即深熔作用)的结果。在巴罗式变质带发育地区，涉及到混合岩-花岗岩为变质作用提供热源还是同为某种过程的结果，即花岗岩导致变质作用还是变质之后出现花岗岩？
在比利牛斯山脉东部，Sebago花岗岩岩基周围的变质作用剖面，向岩基温度升高，岩基为侵入，而不是原地熔融形成，因此，岩基似乎为热源，变质作用是次生的(Lux et al., 1986)。Whitney et al.(2003)对土耳其Nigde地块的研究表明，升温引起熔融、结晶和锆石中Pb丢失，峰期变质之后的熔融形成夕线片岩中锆石的边缘，强调花岗质岩体是热源，围岩与岩体一起冷却，而不是进变质深熔、形成岩体。通常情况下，最高级的变质作用靠近岩体，但是在岩体周围往往缺少典型的接触变质晕，高级变质作用远在距离花岗岩几十千米之外亦可出现，表明花岗岩不大可能是变质作用的热源(Lux et al., 1986)。
随着研究的深化，人们发现，在大多数情况下，这些花岗质岩石的形成是变质作用的结果，而不是变质作用的原因(Turner, 1981)。在混合岩中心或紧邻的花岗岩中造岩矿物结构关系与夕线石带是类似的，应属于同一过程的产物。即与变质作用一样，混合岩、花岗岩均属于同一动力系统作用的结果。花岗质岩石是递增变质作用高峰阶段部分熔融的产物，不排除更深部的熔体上升至浅部造成岩体侵位，这些岩体对周围的变质作用有进一步的强化作用，或者岩体引起局部叠加变质作用、甚至对早期变质矿物的改造，如花岗岩对峰期蓝晶石的溶蚀改造(图 2d)。否则，若岩体是变质作用的热源，两者的演化方向应有重大差异：岩体降温、围岩升温明显，如一般矽卡岩的形成。所以，寻找与递进变质-花岗岩系列完全不同的基性岩浆作为热源成为首选(Baxter et al., 2002; Ague and Baxter, 2007; Viete et al., 2011a, b, 2013; Vorhies and Ague, 2011)。
6.3 巴罗式变质作用与变形作用的关系巴罗式变质作用的发生，不仅仅是热流的影响，同时还伴随着变形作用的参与，裂隙及其中的流体促使热活动的影响范围更为广泛。Alps中部发育典型的巴罗式变质带，变质等变线明显切割或叠加到基底、盖层及混杂岩的界线上，这些不同地质单元之间没有明显的增厚、减薄现象(Boston et al., 2017)，因此，巴罗式峰期变质作用发生在主要的变形作用之后。变质带的穿层现象也有利于说明热变质的叠加。近年来的研究表明，热异常是在具有高度裂隙渗透性带中，炽热的变质流体平流上升作用下形成的。高级变质矿物组合与高的流体/岩石比值的空间关系表明，流体对热量的传输十分重要(Chamberlain et al., 1988)。
若巴罗式变质作用的确由深部接触变质作用引起，不论是基性岩浆还是花岗质岩浆作为热源，变质作用前期或同期往往伴随深部一定层次(如中地壳附近)韧性、甚至塑性条件下的挤压、剪切作用，导致变质岩中片(麻)理的广泛发育，而与浅层次无应力状态下的接触变质作用有所不同(Lux et al., 1986)。当变质作用发展至深熔作用阶段，若同时有变形作用伴随，则很容易形成熔体沿片(麻)理的迁移，形成浅色体以及混合岩、甚至花岗岩。
6.4 关于巴罗式变质作用的基性岩浆热源在苏格兰高地东南部的缝合线~488Ma时向NW俯冲(挤压环境)，于~477Ma开始转换为拉伸环境，从而导致岩石圈规模的拉伸(及伴随的基性岩浆)、中地壳内的降压熔融和热平流(Johnson et al., 2017)，引起~470Ma Grampian区域变质作用的热量主要由幕式就位的基性岩浆提供(Baxter et al., 2002; Ague and Baxter, 2007; Viete et al., 2011a, b, 2013; Vorhies and Ague, 2011)，形成苏格兰高地经典的巴罗变质带(包括巴肯式变质作用)。
内蒙大青山东部变泥质岩巴罗式变质作用(变质时间~1896Ma)记录了进变质地壳增厚、压力顶峰之后的等压冷却，而不是等温降压(Huang et al., 2016)，而ca.1930Ma时期侵位的变辉长岩引起了周围岩石的UHT变质作用(Guo et al., 2012)，两者时间差距较大，至少在大青山地区，巴罗式变质作用是否由基性岩岩浆就位诱发值得进一步讨论。
在秦岭杂岩中，尽管偶见一些辉长岩、辉绿岩的侵位，如富水基性杂岩体(500~480Ma，李惠民等，2006；Zhang et al., 2015)的存在，如前所述，其中巴罗式变质作用发生的时间有>484±3Ma、460~440Ma还是426±1Ma等多种可能性。但是，从区域上来看，除了一些变火山岩或基性岩墙形成的斜长角闪岩外，并未见到基性岩(体)的区域性产出，巴罗式变质带的发生很难与区域性的基性岩侵位相联系，即基性岩浆可能并非巴罗式变质作用发生的必要条件。
另外一个问题是，巴罗式变质高级端可达到什么级别？一般夕线石带伴随局部的麻粒岩相变质作用，如秦岭杂岩豫陕交界处出现基性岩体，巴罗式变质作用局部可达麻粒岩相，而在东部秦岭杂岩桐柏段未见基性侵入体，却有UHT(超高温变质作用，Xiang et al., 2012)，这些UHT变质作用与引起巴罗式变质的机制是否统一？都是值得进一步考虑的。
6.5 巴罗式变质作用的可能机制在苏格兰高地经典巴罗变质带中，白云母40Ar/39Ar年龄由低级→高级带，ca.465→461Ma，即由边部至核部，越来越年轻(Viete et al., 2011a)。Kennedy(1948)恢复了苏格兰高地热穹窿的形态，并认为这一热构造是温度很高的流体前锋上升引起的。Alps中部巴罗式变质带发生了自变质峰期快速的冷却及张性构造下中心部位的快速抬升，似乎由中心至边缘，年龄逐渐年轻(Boston et al., 2017)，与苏格兰高地相反。但是，从单一测年方法(如独居石测年)数据看，并没有这一趋势。Alps北部主要推覆构造结束之后巴罗式变质作用达到温度最大值(Berger et al., 2005, 2011)，且等变线陡倾(Wiederkehr et al., 2011)，这些现象表明，发生了差异性隆升(如穹窿构造)、而不是整体抬升。
中国阿尔泰造山带中发育了一系列热-构造-片麻岩穹窿(庄育勋，1994a)，由低级变质区向穹窿中心，发育了绢云母-绿泥石带、黑云母带、石榴石带、十字石带、蓝晶石(红柱石)带、夕线石-堇青石(夕线石-石榴石)带、混合岩带、混合花岗片麻岩岩田，由黑云母带至混合花岗片麻岩，变质作用及花岗岩化作用的高峰温度由400℃递增至800℃，而压力由1.05GPa递减至0.10GPa；主期造山幕中，沿造山带中出现一系列区域热动力异常中心，深部热流沿构造面上涌，发生递增变质作用、花岗岩化作用以及差异性隆起，形成热-构造-片麻岩穹窿构造。
比利牛斯山脉东部，当下地壳围岩发生塑性变形时，酸性岩浆可呈底辟式上升(Lux et al., 1986)，引起岩体的热源可以是碰撞过程中的地壳增厚、拉张过程中的地幔热异常，或者俯冲板片释放流体引起的熔点降低。无论如何，岩体的形态控制了变质带的分布。
Sikkim喜马拉雅亦发育典型巴罗式变质带，不同变质带的峰期条件为(Dasgupta et al., 2004, 2009; Dubey et al., 2005; Gaidies et al., 2015)：最底级的石榴子石带(480~530℃、0.5GPa)、十字石带(510~565℃、0.4~0.6GPa)、蓝晶石带(565~625℃、0.6~0.7GPa)、夕线石带(675℃、0.75GPa)、最上部的夕线石-钾长石带(625~700℃、0.6~0.9GPa)，向中心升温明显，升压缓慢。空间上，近平面状中部升温，或轴部有一定的抬升。与苏格兰高地加里东造山带的变质作用起因于与断裂有关的基性侵入体(Viete et al., 2011a, b)有所不同(如Oliver et al., 2000)，Sikkim喜马拉雅倒转巴罗式变质带的形成与韧性变形过程中形成的MCT有关：在韧性逆冲过程中，较冷的底盘(LHS)岩石逐渐增生到较热的上盘(GHS)岩石(Larson et al., 2013; Mottram et al., 2015)，或以隧道流上升(Beaumont et al., 2001; Jamieson et al., 2004)，或呈构造楔就位(Kohn, 2008)。
在澳大利亚东缘新英格兰和Lachlan加里东造山带，不断进行的快速、多次的岩石圈拉伸、收缩之间的转化即构造转换(tectonic switching, Collins, 2002)造成了断续(幕式)巴罗式变质作用。高角度俯冲伴随着弧后拉伸，Taupo火山带的弧后初生盆地伸展与太平洋板块的后撤(rollback)有关(Stern, 1987; Walcott, 1987)，Taupo火山带发育双峰式火山岩，出现异常热流，是正常地壳热流的13倍(Stern, 1987)，从而引起麻粒岩相变质作用和地壳熔融(Walcott, 1987)。平坦(低角度)的俯冲则造成收缩，使得弧后盆地被关闭、地壳增厚。
这种拉伸、缩短的转化具有周期性，绝大多数花岗岩于造山幕的峰期就位，至少有5次明显的、短暂的(~10Myr)构造收缩幕，出现大量花岗岩，使得地壳(固结)趋于稳定。构造拉张-挤压转换产生的沉积物(拉张阶段)和岩浆岩(收缩阶段)在增生造山带造成了有效的陆壳生长，即属于增生造山带，但是，这种增厚很容易被误解为弧-弧或岛弧-微陆碰撞(Collins, 2002)。北秦岭造山带可能属于类似情形。
综上所述，巴罗式变质带并非原先认为的那样是地壳增厚形成，不是碰撞造山带的特征，增生造山带亦可发生。与巴罗式变质作用有关的基性岩浆也不一定是必然的，即上述解释未必就是最终答案。甚至于有这样的可能：巴罗式变质作用的发生方式和机制有多种。尽管如此，不同地区巴罗式变质带仍能表现出一些共性特征(图 4)。图中可以看出，构造运动中即使地壳未受到明显的加厚，由于变形、热流(特别是深部热异常)和流体的影响，陆壳物质明显软化，发生韧性、塑性变形。由于地壳均衡作用，这些物质相对于周围岩石发生明显的上涌，形成热异常中心或热轴，造成巴罗式变质作用。岩石软化(如岩浆或热液的存在、韧性变形等)及地壳内部水平挤压应力均有助于中心或轴部的上升，但不是整体抬升。递进变质核部往往也是花岗质岩石中心或轴部，伴随着一定程度的上升(降压)过程，在浅部形成巴罗式变质带。这些现象更像是冲起构造(Pop-up structure)的特征，即由上部负荷被快速移去之后地壳内的均衡效应所致。至于其发生的机制，则是需要另外研究的问题。
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图 3 Al2SiO5相图上蓝晶石-夕线石间的转化与P-T-t轨迹的关系示意图(三相点和相变线据Holdaway and Mukhopadhyay, 1993) Fig. 3 Schematic diagram of Ky-Sil transition and distinct P-T-t paths on the Al2SiO5 polymorph phase diagram (the three-phase point and phase transition lines after Holdaway and Mukhopadhyay, 1993) |
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图 4 形成巴罗式变质作用的冲起构造 (a)中、下地壳示意图；(b)下地壳底部热异常(如中、基性岩浆底侵？)，引起其上部初步升温、变质、熔融；(c)上部岩石软化、深部岩浆上涌；(d)持续的上涌和周围水平挤压应力的作用，形成冲起构造或花状构造，剥蚀之后显示穹窿状核部和巴罗式变质带 Fig. 4 Pop-up structure and the Barrovian metamorphism (a) schematic middle and lower crust; (b) anomalous heat flow induced by possible emplacement of basic magma or underplating, accompanied by metamorphism, preliminary melting of the overlying rocks; (c) softening of the overlying rocks and upwelling of the magma from the deep; (d) continuous upwelling of the magma from the deep and horizontal stress ambient responsible for the pop-up or flower structure, and the Barrovian metamorphism pattern after substantial erosion |
巴罗式变质带的形成可能不只一种模式，但是，本文强调的是，即使在巴罗变质带经典地区，对其成因的认识也在不断变化。这里主要讨论巴罗式变质带的一些共性，随着研究的深入，找出各自的差别，也是完全可能的。
7 结论根据前面的分析与总结，得出如下认识：
(1) 苏格兰高地Grampian造山运动的发生时间为488~461Ma，即27Myr的时间跨度，没有证据表明在初期的15Myr(即473Ma前)或最后的4Myr(即465Ma之后)有明显的加热过程。巴罗变质作用发生在整个造山运动过程(27Myr)中的8Myr时段内，仅纪录了间断性的加热或短暂的地壳热非平衡过程。时空上与区域内大规模的双峰式岩浆活动有关，下地壳或地幔的热平流导致中地壳内发生了变质作用。变质时间的短暂性、加热特点及其与构造的关系表明，经典的巴罗变质系列并非形成于地壳增厚及其热弛豫，与地壳增厚无关，而是纪录了中地壳内大规模的接触变质作用。
(2) 秦岭杂岩中与夕线石有关的变质P-T-t轨迹可能是等压冷却过程，即逆时针P-T-t轨迹，而不是顺时针变化。参照经典巴罗变质带特征、秦岭杂岩巴罗式变质带的产出及现今研究进展情况，秦岭杂岩变质作用的确切时间还需要进一步的研究来厘定。
(3) 根据世界及中国一些巴罗式变质带的情形分析，变质作用、混合岩与花岗岩均属于同一动力系统作用的结果，花岗质岩体不是变质作用的原因。很多情况下基性岩浆造成了巴罗式变质作用的发生，但是，基性岩浆不是巴罗式变质作用发生的必要条件。
(4) 巴罗式变质作用不是碰撞构造的专属特征，或者说，在正常地壳厚度情况下，伴随热异常的变形过程中产生了呈梯度分布的变质带，伴随一定的花岗岩，同时出现局部的均衡上升，即类似于底辟作用的冲起构造。
致谢 初稿完成后，承蒙刘晓春研究员、吴春明教授非常仔细、认真的审阅，提出了中肯的意见和建议。刘平高级工程师对本文的工作进行了协助。适值恩师沈其韩院士九十六华诞，谨以此文表示祝贺，愿沈先生健康长寿。
Ague JJ and Baxter EF. 2007. Brief thermal pulses during mountain building recorded by Sr diffusion in apatite and multicomponent diffusion in garnet. Earth and Planetary Science Letters, 261(3-4): 500-516. DOI:10.1016/j.epsl.2007.07.017 |
Aoki K, Windely BF, Maruyama S and Omori S. 2014. Metamorphic P-T conditions and retrograde path of high-pressure Barrovian metamorphic zones near Cairn Leuchan, Caledonian orogen, Scotland. Geological Magazine, 151(3): 559-571. DOI:10.1017/S0016756813000514 |
Appleby SK, Gillespie MR, Graham CM, Hinton RW, Oliver GJH and Kelly NM. 2010. Do S-type granites commonly sample infracrustal sources? New results from an integrated O, U-Pb and Hf isotope study of zircon. Contributions to Mineralogy and Petrology, 160(1): 115-132. DOI:10.1007/s00410-009-0469-3 |
Ashworth JR. 1975. The sillimanite zones of the Huntly-Portsoy area in the north-east Dalradian, Scotland. Geological Magazine, 112(2): 113-136. DOI:10.1017/S0016756800045817 |
Barrow G. 1893. On an intrusion of muscovite-biotite gneiss in the south-eastern Highlands of Scotland, and its accompanying metamorphism. Quarterly Journal of the Geological Society, 49(1-4): 330-358. DOI:10.1144/GSL.JGS.1893.049.01-04.52 |
Barrow G. 1912. On the geology of Lower Dee-side and the Southern Highland Border. Proceedings of the Geologists' Association, 23(5): 274-290. DOI:10.1016/S0016-7878(12)80018-6 |
Barton MD and Hanson RB. 1989. Magmatism and the development of low-pressure metamorphic belts: Implications from the western United States and thermal modeling. GSA Bulletin, 101(8): 1051-1065. DOI:10.1130/0016-7606(1989)101<1051:MATDOL>2.3.CO;2 |
Baxter EF, Ague JJ and DePaolo DJ. 2002. Prograde temperature-time evolution in the Barrovian type-locality constrained by Sm/Nd garnet ages from Glen Clova, Scotland. Journal of the Geological Society, 159(1): 71-82. DOI:10.1144/0016-76901013 |
Beaumont C, Jamieson RA, Nguyen MH and Lee B. 2001. Himalayan tectonics explained by extrusion of a low-viscosity crustal channel coupled to focused surface denudation. Nature, 414(6865): 738-742. DOI:10.1038/414738a |
Berger A, Mercolli I and Engi M. 2005. The central Lepontine Alps: Notes accompanying the tectonic and petrographic map sheet Sopra Ceneri (1︰100000). Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 85: 109-146. |
Berger A, Schmid SM, Engi M, Bousquet R and Wiederkehr M. 2011. Mechanisms of mass and heat transport during Barrovian metamorphism: A discussion based on field evidence from the Central Alps (Switzerland/northern Italy). Tectonics, 30(1): TC1007. DOI:10.1029/2009TC002622 |
Bickle MJ, Hawkesworth CJ, England PC and Athey DR. 1975. A preliminary thermal model for regional metamorphism in the Eastern Alps. Earth and Planetary Science Letters, 26(1): 13-28. DOI:10.1016/0012-821X(75)90173-9 |
Boston KR, Rubatto D, Hermann J, Engi M and Amelin Y. 2017. Geochronology of accessory allanite and monazite in the Barrovian metamorphic sequence of the Central Alps, Switzerland. Lithos, 286-287: 502-518. DOI:10.1016/j.lithos.2017.06.025 |
Breeding CM, Ague JJ, Grove M and Rupke AL. 2004. Isotopic and chemical alteration of zircon by metamorphic fluids: U-Pb age depth-profiling of zircon crystals from Barrow's garnet zone, northeast Scotland. American Mineralogist, 89(7): 1067-1077. DOI:10.2138/am-2004-0719 |
Chamberlain CP and Rumble D. 1988. Thermal anomalies in a regional metamorphic terrane: An isotopic study of the role of fluids. Journal of Petrology, 29(6): 1215-1232. DOI:10.1093/petrology/29.6.1215 |
Chen LY, Liu XC, Qu W and Hu J. 2014. U-Pb zircon ages and geochemistry of the Wuguan complex in the Qinling orogen, central China: Implications for the Late Paleozoic tectonic evolution between the Sino-Korean and Yangtze cratons. Lithos, 192-195: 192-207. DOI:10.1016/j.lithos.2014.01.014 |
Chen LY, Luo YL, Liu XC, Qu W and Hu J. 2014. LA-ICP-MS U-Pb geochronology of detrital zircons from the Liuling Group in the South Qinling tectonic belt and its tectonic significance. Geological Bulletin of China, 33(9): 1363-1378. |
Chew DM, Daly JS, Page LM and Kennedy MJ. 2003. Grampian orogenesis and the development of blueschist-facies metamorphism in western Ireland. Journal of the Geological Society, 160(6): 911-924. DOI:10.1144/0016-764903-012 |
Chew DM, Graham JR and Whitehouse MJ. 2007. U-Pb zircon geochronology of plagiogranites from the Lough Nafooey (=Midland Valley) arc in western Ireland: Constraints on the onset of the Grampian orogeny. Journal of the Geological Society, 164(4): 747-750. DOI:10.1144/0016-76492007-025 |
Chinner GA. 1966. The distribution of pressure and temperature during Dalradian metamorphism. Quarterly Journal of the Geological Society, 122(1-4): 159-181. DOI:10.1144/gsjgs.122.1.0159 |
Collins WJ. 2002. Hot orogens, tectonic switching, and creation of continental crust. Geology, 30(6): 535-538. DOI:10.1130/0091-7613(2002)030<0535:HOTSAC>2.0.CO;2 |
Dasgupta S, Ganguly J and Neogi S. 2004. Inverted metamorphic sequence in the Sikkim Himalayas: Crystallization history, P-T gradient and implications. Journal of Metamorphic Geology, 22(5): 395-412. DOI:10.1111/jmg.2004.22.issue-5 |
Dasgupta S, Chakraborty S and Neogi S. 2009. Petrology of an inverted Barrovian Sequence of metapelites in Sikkim Himalaya, India: Constraints on the tectonics of inversion. American Journal of Science, 309(1): 43-84. DOI:10.2475/01.2009.02 |
De Yoreo JJ, Lux DR and Guidotti CV. 1991. Thermal modelling in low-pressure/high-temperature metamorphic belts. Tectonophysics, 188(3-4): 209-238. DOI:10.1016/0040-1951(91)90457-4 |
Dewey JF and Bird JM. 1970. Mountain belts and the new global tectonics. Journal of Geophysical Research, 75(14): 2625-2647. DOI:10.1029/JB075i014p02625 |
Dewey JF and Mange MA. 1999. Petrography of Ordovician and Silurian sediments in the western Irish Caledonides: Tracers of a short-lived Ordovician continent-arc collision orogeny and the evolution of the Laurentian Appalachian-Caledonian margin. In: Niocaill M and Ryan PD (eds. ). Continental Tectonics. Geological Society, London, Special Publications, 164: 55-107
|
Dewey JF. 2005. Orogeny can be very short. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 102(43): 15286-15293. DOI:10.1073/pnas.0505516102 |
Dong YP, Genser J, Neubauer F, Zhang GW, Liu XM, Yang Z and Heberer B. 2011. U-Pb and 40Ar/39Ar geochronological constraints on the exhumation history of the North Qinling terrane, China. Gondwana Research, 19(4): 881-893. DOI:10.1016/j.gr.2010.09.007 |
Dubey CS, Catlos EJ and Sharma BK. 2005. Modelling of P-T-t paths constrained by mineral chemistry and monazite dating of metapelites in relationship to MCT activity in Sikkim Eastern Himalayas. In: Thomas H (ed. ). Metamorphism and Crustal Evolution. New Delhi: Atlantic Publishers, 250-282
|
Engi M, Berger A and Roselle GT. 2001. Role of the tectonic accretion channel in collisional orogeny. Geology, 29(12): 1143-1146. DOI:10.1130/0091-7613(2001)029<1143:ROTTAC>2.0.CO;2 |
England PC and Richardson SW. 1977. The influence of erosion upon the mineral fades of rocks from different metamorphic environments. Journal of the Geological Society, 134(2): 201-213. DOI:10.1144/gsjgs.134.2.0201 |
England PC and Thompson AB. 1984. Pressure-temperature-time paths of regional metamorphism Ⅰ. Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust. Journal of Petrology, 25(4): 894-928. DOI:10.1093/petrology/25.4.894 |
Fettes DJ. 1970. The structural and metamorphic state of the Dalradian rocks and their bearing on the age of emplacement of the basic sheet. Scottish Journal of Geology, 6(1): 108-118. DOI:10.1144/sjg06010108 |
Friedrich AM, Bowring SA, Martin MW and Hodges KV. 1999a. Short-lived continental magmatic arc at Connemara, western Irish Caledonides: Implications for the age of the Grampian Orogeny. Geology, 27(1): 27-30. DOI:10.1130/0091-7613(1999)027<0027:SLCMAA>2.3.CO;2 |
Friedrich AM, Hodges KV, Bowring SA and Martin MW. 1999b. Geochronological constraints on the magmatic, metamorphic and thermal evolution of the Connemara Caledonides, western Ireland. Journal of the Geological Society, 156(6): 1217-1230. DOI:10.1144/gsjgs.156.6.1217 |
Gaidies F, Petley-Ragan A, Chakraborty S, Dasgupta S and Jones P. 2015. Constraining the conditions of Barrovian metamorphism in Sikkim, India: P-T-t paths of garnet crystallization in the Lesser Himalayan Belt. Journal of Metamorphic Geology, 33(1): 23-44. DOI:10.1111/jmg.12108 |
Gee DG, Fossen H, Henriksen N and Higgins AK. 2008. From the Early Paleozoic platforms of Baltica and Laurentia to the Caledonide orogen of Scandinavia and Greenland. Episodes, 31(1): 44-51. |
Guo JH, Peng P, Chen Y, Jiao SJ and 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. |
Harris AL, Haselock PJ, Kennedy MJ and Mendum JR. 1994. The Dalradian supergroup in Scotland, Shetland and Ireland. In: Gibbons W and Harris AL (eds. ). A Revised Correlation of Precambrian Rocks in the British Isles. Geological Society, London, Special Publications, 22: 33-53
|
Harte B and Hudson NFC. 1979. Pelite facies series and the temperatures and pressures of Dalradian metamorphism in E. Scotland. In: Harris AL, Holland CH and Leake BE (eds.). The Caledonides of the British Isles-Reviewed. Geological Society, London, Special Publication, 136: 323-337. |
Holdaway MJ and Mukhopadhyay B. 1993. A reevaluation of the stability relations of andalusite; Thermochemical data and phase diagram for the aluminum silicates. American Mineralogist, 78(3-4): 298-315. |
Hollis SP, Roberts S, Cooper MR, Earls G, Herrington R, Condon DJ, Cooper MJ, Archibald SM and Piercey SJ. 2012. Episodic arc-ophiolite emplacement and the growth of continental margins: Late accretion in the Northern Irish sector of the Grampian-Taconic orogeny. GSA Bulletin, 124(11-12): 1702-1723. DOI:10.1130/B30619.1 |
Huang GY, Jiao SJ, Guo JH, Peng P, Wang D and Liu P. 2016. P-T-t constraints of the Barrovian-type metamorphic series in the Khondalite belt of the North China Craton: Evidence from phase equilibria modeling and zircon U-Pb geochronology. Precambrian Research, 283: 125-143. DOI:10.1016/j.precamres.2016.07.011 |
Jamieson RA, Beaumont C, Fullsack P and Lee B. 1998. Barrovian regional metamorphism: Where's the heat? In: Treloar PJ and O'Brien PJ (eds.). What Drives Metamorphism and Metamorphic Reactions?. Geological Society, London, Special Publication, 138: 23-51. DOI:10.1144/GSL.SP.1996.138.01.03 |
Jamieson RA, Beaumont C, Medvedev S and Nguyen MH. 2004. Crustal channel flows: 2. Numerical models with implications for metamorphism in the Himalayan-Tibetan orogen. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 109(B6): B06407. DOI:10.1029/2003JB002811 |
Johnson TE, Kirkland CL, Viete DR, Fischer S, Reddy SM, Evans NJ and McDonald BJ. 2017. Zircon geochronology reveals polyphase magmatism and crustal anatexis in the Buchan Block, NE Scotland: Implications for the Grampian Orogeny. Geoscience Frontiers, 8(6): 1469-1478. DOI:10.1016/j.gsf.2017.02.002 |
Jolivet L, Faccenna C, Goffé B, Burov E and Agard P. 2003. Subduction tectonics and exhumation of high-pressure metamorphic rocks in the Mediterranean orogens. American Journal of Science, 303(5): 353-409. DOI:10.2475/ajs.303.5.353 |
Keay S, Lister G and Buick I. 2011. The timing of partial melting, Barrovian metamorphism and granite intrusion in the Naxos metamorphic core complex, Cyclades, Aegean Sea, Greece. Tectonophysics, 342(3-4): 275-312. |
Kennedy WQ. 1948. On the significance of thermal structure in the Scottish Highlands. Geological Magazine, 85(4): 229-234. DOI:10.1017/S0016756800073143 |
Kohn MJ. 2008. P-T-t data from central Nepal support critical taper and repudiate large-scale channel flow of the Greater Himalayan Sequence. GSA Bulletin, 120(3-4): 259-273. DOI:10.1130/B26252.1 |
Larson KP, Gervais F and Kellett DA. 2013. A P-T-t-D discontinuity in east-central Nepal: Implications for the evolution of the Himalayan mid-crust. Lithos, 179: 275-292. DOI:10.1016/j.lithos.2013.08.012 |
Leake BE. 1989. The metagabbros, orthogneisses and paragneisses of the Connemara complex, western Ireland. Journal of the Geological Society, 146(4): 575-596. DOI:10.1144/gsjgs.146.4.0575 |
Li HM, Chen ZH, Xiang ZQ, Li HK, Lu SN, Zhou HY and Song B. 2006. Difference in U-Pb isotope ages between baddeleyite and zircon in metagabbro from the Fushui complex in the Shangnan-Xixia area, Qinling orogen. Geological Bulletin of China, 25(6): 653-659. |
Li SG, Chen YZ, Zhang GW and Zhang ZQ. 1991. A 1Ga B.P. Alpine peridotite body emplaced into the Qinling Group: Evidence for the existence of the late Proterozoic plate tectonics in the North Qinling area. Geological Review, 37(3): 235-242. |
Li ZX, Li XH, Wartho JA, Clark C, Li WX, Zhang CL and Bao CM. 2010. Magmatic and metamorphic events during the Early Paleozoic Wuyi-Yunkai orogeny, southeastern South China: New age constraints and pressure-temperature conditions. GSA Bulletin, 122(5-6): 772-793. DOI:10.1130/B30021.1 |
Liou JG, Tsujimori T, Zhang RY, Katayama I and Maruyam S. 2004. Global UHP metamorphism and continental subduction/collision: The Himalayan model. International Geology Review, 46(1): 1-27. DOI:10.2747/0020-6814.46.1.1 |
Liu XC, Jahn BM, Hu J, Li SZ, Liu X and Song B. 2011. Metamorphic patterns and SHRIMP zircon ages of medium-to-high grade rocks from the Tongbai orogen, central China: Implications for multiple accretion/collision processes prior to terminal continental collision. Journal of Metamorphic Geology, 29(9): 979-1002. DOI:10.1111/jmg.2011.29.issue-9 |
Lux DR, DeYoreo JJ, Guidotti CV and Decker ER. 1986. Role of plutonism in low-pressure metamorphic belt formation. Nature, 323(6091): 794-797. DOI:10.1038/323794a0 |
Lyubetskaya T and Ague JJ. 2010. Modeling metamorphism in collisional orogens intruded by magmas: Ⅱ. Fluid flow and implications for Barrovian and Buchan Metamorphism, Scotland. American Journal of Science, 310(6): 459-491. DOI:10.2475/06.2010.02 |
Masters RL and Ague JJ. 2005. Regional-scale fluid flow and element mobility in Barrow's metamorphic zones, Stonehaven, Scotland. Contributions to Mineralogy and Petrology, 150(1): 1-18. DOI:10.1007/s00410-005-0005-z |
McKenzie D and Bickle MJ. 1988. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere. Journal of Petrology, 29(3): 625-679. DOI:10.1093/petrology/29.3.625 |
Mottram CM, Parrish RR, Regis D, Warren CJ, Argles TW, Harris NBW and Roberts NMW. 2015. Using U-Th-Pb petrochronology to determine rates of ductile thrusting: Time windows into the Main Central Thrust, Sikkim Himalaya. Tectonics, 34(7): 1355-1374. DOI:10.1002/2014TC003743 |
Oliver GJH, Chen F, Buchwaldt R and Hegner E. 2000. Fast tectonometamorphism and exhumation in the type area of the Barrovian and Buchan zones. Geology, 28(5): 459-462. DOI:10.1130/0091-7613(2000)28<459:FTAEIT>2.0.CO;2 |
Oliver GJH. 2001. Reconstruction of the Grampian episode in Scotland: Its place in the Caledonian Orogeny. Tectonophysics, 332(1-2): 23-49. DOI:10.1016/S0040-1951(00)00248-1 |
Oliver GJH, Wilde SA and Wan YS. 2008. Geochronology and geodynamics of Scottish granitoids from the Late Neoproterozoic break-up of Rodinia to Palaeozoic collision. Journal of the Geological Society, 165(3): 661-674. DOI:10.1144/0016-76492007-105 |
Oxburgh ER and Turcotte DL. 1974. Thermal gradients and regional metamorphism in overthrust terrains with special reference to the Eastern Alps. Schweizerische Meneralogische und Petrographicsche Mitteilungen, 54(3): 641-662. |
Pankhurst RJ. 1970. The geochronology of the basic igneous complexes. Scottish Journal of Geology, 6(1): 83-107. DOI:10.1144/sjg06010083 |
Ren LD, Li C, Wang YB, Li M, Liu RY and Cai CH. 2016. Metamorphic zones and constraining on timing of the major metamorphism event in the Qinling Complex, western Henan Province. Acta Petrologica Sinica, 32(7): 1934-1948. |
Richardson SW and Powell R. 1976. Thermal causes of the Dalradian metamorphism in the central Highlands of Scotland. Scottish Journal of Geology, 12(3): 237-268. DOI:10.1144/sjg12030237 |
Sandiford M and Powell R. 1986. Deep crustal metamorphism during continental extension: Modern and ancient examples. Earth and Planetary Science Letters, 79(1-2): 151-158. DOI:10.1016/0012-821X(86)90048-8 |
Sawaki Y, Shibuya T, Kawai T, Komiya T, Omori S, Iizuka T, Hirata T, Windley BF and Maruyama S. 2010. Imbricated ocean-plate stratigraphy and U-Pb zircon ages from tuff beds in cherts in the Ballantrae complex, SW Scotland. GSA Bulletin, 122(3-4): 454-464. DOI:10.1130/B26329.1 |
Smit MA, Scherer EE, Bröcker M and VanRoermund HLM. 2010. Timing of eclogite facies metamorphism in the southernmost Scandinavian Caledonides by Lu-Hf and Sm-Nd geochronology. Contributions to Mineralogy and Petrology, 159(4): 521-539. DOI:10.1007/s00410-009-0440-3 |
Spear FS. 1993. Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-Temperature-Time Paths. Washington, DC: Mineralogical Society of America.
|
Stern TA. 1987. Asymmetric back-arc spreading, heat flux and structure associated with the Central Volcanic region of New Zealand. Earth and Planetary Science Letters, 85(1-3): 265-276. DOI:10.1016/0012-821X(87)90037-9 |
Sun Y and Yu ZP. 1991. Aborted Caledonian orogeny in the eastern Qinling Mountains. In: Ye LJ, Qian XL and Zhang GW (eds. ). A Selection of Papers Presented at the Conference on the Qinling Orogenic Belt. Xi'an: Northwest University Press, 167-173 (in Chinese)
|
Thompson AB and England PC. 1984. Pressure-temperature-time paths of regional metamorphism Ⅱ. Their inference and interpretation using mineral assemblages in metamorphic rocks. Journal of Petrology, 25(4): 929-955. DOI:10.1093/petrology/25.4.929 |
Turner FJ. 1981. Metamorphic Petrology: Mineralogical, Field and Tectonic Aspects. 2nd Edition. New York: McGraw-Hill.
|
Viete DR, Richards SW and Lister GS. 2006. Time-scales and heat sources for Barrovian regional metamorphism. In: Proceedings of the 16th Goldschmidt Conference. Melbourne, Australia
|
Viete DR, Richards SW, Lister GS, Oliver GJH and Banks GJ. 2010. Lithospheric-scale extension during Grampian orogenesis in Scotland. In: Law RD, Butler RWH, Holdsworth RE, Krabbendam M and Strachan RA (eds. ). Continental Tectonics and Mountain Building: The Legacy of Peach and Horne. Geological Society, London, Special Publication, 335(1): 121-160
|
Viete DR, Forster MA and Lister GS. 2011a. The nature and origin of the Barrovian metamorphism, Scotland: 40Ar/39Ar apparent age patterns and the duration of metamorphism in the biotite zone. Journal of the Geological Society, 168(1): 133-146. DOI:10.1144/0016-76492009-164 |
Viete DR, Hermann J, Lister GS and Stenhouse IR. 2011b. The nature and origin of the Barrovian metamorphism, Scotland: Diffusion length scales in garnet and inferred thermal time scales. Journal of the Geological Society, 168(1): 115-132. DOI:10.1144/0016-76492009-087 |
Viete DR, Oliver GJH, Fraser GL, Forster MA and Lister GS. 2013. Timing and heat sources for the Barrovian metamorphism, Scotland. Lithos, 177: 148-163. DOI:10.1016/j.lithos.2013.06.009 |
Vorhies SH and Ague JJ. 2011. Pressure-temperature evolution and thermal regimes in the Barrovian zones, Scotland. Journal of the Geological Society, 168(5): 1147-1166. DOI:10.1144/0016-76492010-073 |
Walcott RI. 1987. Geodetic strain and the deformational history of the North Island of New Zealand during the Late Cenozoic. Philosophical Transactions of the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences, 321(1557): 163-181. DOI:10.1098/rsta.1987.0009 |
Wellings SA. 1998. Timing of deformation associated with the syn-tectonic Dawros Currywongaun Doughruagh Complex, NW Connemara, western Ireland. Journal of the Geological Society, 155(1): 25-37. DOI:10.1144/gsjgs.155.1.0025 |
Whitney DL, Teyssier C, Fayon AK, Hamilton MA and Heizler M. 2003. Tectonic controls on metamorphism, partial melting, and intrusion: Timing and duration of regional metamorphism and magmatism in the Nide Massif, Turkey. Tectonophysics, 376(1-2): 37-60. DOI:10.1016/j.tecto.2003.08.009 |
Wickham SM and Oxburgh ER. 1985. Continental rifts as a setting for regional metamorphism. Nature, 318(6044): 330-333. DOI:10.1038/318330a0 |
Wiederkehr M, Bousquet R, Schmid SM and Berger A. 2008. From subduction to collision: Thermal overprint of HP/LT meta-sediments in the north-eastern Lepontine Dome (Swiss Alps) and consequences regarding the tectono-metamorphic evolution of the Alpine orogenic wedge. Swiss Journal of Geosciences, 101(S1): 127-155. DOI:10.1007/s00015-008-1289-6 |
Wiederkehr M, Bousquet R, Ziemann MA, Berger A and Schmid SM. 2011. 3-D assessment of peak-metamorphic conditions by Raman spectroscopy of carbonaceous material: An example from the margin of the Lepontine dome (Swiss Central Alps). International Journal of Earth Sciences, 100(5): 1029-1063. DOI:10.1007/s00531-010-0622-2 |
Winter JD. 2001. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
|
Wu CM. 2018. Current problems in metamorphic geology. Acta Petrologica Sinica, 34(4): 873-894. |
Xiang H, Zhang L, Zhong ZQ, Santosh M, Zhou HW, Zhang HF, Zheng JP and Zheng S. 2012. Ultrahigh-temperature metamorphism and anticlockwise P-T-t path of Paleozoic granulites from north Qinling-Tongbai orogen, Central China. Gondwana Research, 21(2-3): 559-576. DOI:10.1016/j.gr.2011.07.002 |
Xiang H, Zhong ZQ, Li Y, Zhou HW, Qi M, Lei HC, Lin YH and Zhang ZM. 2014. Early Paleozoic polymetamorphism and anatexis in the North Qinling orogen: Evidence from U-Pb zircon geochronology. Acta Petrologica Sinica, 30(8): 2421-2434. |
Yardley BWD, Vine FJ and Baldwin CT. 1982. The plate tectonic setting of NW Britain and Ireland in Late Cambrian and Early Ordovician times. Journal of the Geological Society, 139(4): 455-463. DOI:10.1144/gsjgs.139.4.0455 |
Yardley BWD, Barber JP and Gray JR. 1987. The metamorphism of the Dalradian rocks of western Ireland and its relation to tectonic setting. Philosophical Transactions of the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences, 321(1557): 243-270. DOI:10.1098/rsta.1987.0013 |
Yu H, Zhang HF, Li XH, Zhang J, Santosh M, Yang YH and Zhou DW. 2016. Tectonic evolution of the North Qinling Orogen from subduction to collision and exhumation: Evidence from zircons in metamorphic rocks of the Qinling Group. Gondwana Research, 30: 65-78. DOI:10.1016/j.gr.2015.07.003 |
Zhang CL, Liu L, Wang T, Wang XX, Li L, Gong QF and Li XF. 2013. Granitic magmatism related to early Paleozoic continental collision in North Qinling. Chinese Science Bulletin, 58(35): 4405-4410. DOI:10.1007/s11434-013-6064-z |
Zhang HF, Yu H, Zhou DW, Zhang J, Dong YP and Zhang GW. 2015. The meta-gabbroic complex of Fushui in North Qinling orogen: A case of syn-subduction mafic magmatism. Gondwana Research, 28(1): 262-275. DOI:10.1016/j.gr.2014.04.010 |
Zhang JX, Yu SY, Meng FC and Li JP. 2009. Paired high-pressure granulite and eclogite in collision orogens and their geodynamic implications. Acta Petrologica Sinica, 25(9): 2050-2066. |
Zhang JX, Yu SY and Meng FC. 2011. Ployphase Early Paleozoic metamorphism in the northern Qinling orogenic belt. Acta Petrologica Sinica, 27(4): 1179-1190. |
Zhang JX, Yu SY and Mattinson CG. 2017. Early Paleozoic polyphase metamorphism in northern Tibet, China. Gondwana Research, 41: 267-289. DOI:10.1016/j.gr.2015.11.009 |
Zhuang YX. 1994a. The pressure-temperature-space-time (PTSt) evolution of metamorphism and development mechanism of the thermal-structural-gneiss domes in the Chinese Altaides. Acta Geologica Sinica, 68(1): 35-47. |
Zhuang YX. 1994b. Brief overview about some problems on progressive metamorphism. Geological Science and Technology Information, 13(1): 13-20. |
陈龙耀, 罗玉凌, 刘晓春, 曲玮, 胡娟. 2014. 南秦岭刘岭群砂岩碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄及其构造意义. 地质通报, 33(9): 1363-1378. |
李惠民, 陈志宏, 相振群, 李怀坤, 陆松年, 周红英, 宋彪. 2006. 秦岭造山带商南-西峡地区富水杂岩的变辉长岩中斜锆石与锆石U-Pb同位素年龄的差异. 地质通报, 25(6): 653-659. |
李曙光, 陈移之, 张国伟, 张宗清. 1991. 一个距今10亿年侵位的阿尔卑斯型橄榄岩体:北秦岭晚元古代板块构造体制的证据. 地质论评, 37(3): 235-242. |
任留东, 李崇, 王彦斌, 李淼, 刘仁燕, 蔡春红. 2016. 豫西秦岭杂岩变质带的分布及主期变质时代的限定. 岩石学报, 32(7): 1934-1948. |
孙勇, 于在平. 1991. 夭折了的东秦岭加里东运动. 见: 叶连俊, 钱祥麟, 张国伟编. 秦岭造山带学术讨论会论文选集, 西安: 西北大学出版社, 167-173
|
吴春明. 2018. 变质地质学研究中的一些困难问题. 岩石学报, 34(4): 873-894. |
向华, 钟增球, 李晔, 周汉文, 祁敏, 雷恒聪, 林彦蒿, 张泽明. 2014. 北秦岭造山带早古生代多期变质与深熔作用:锆石U-Pb年代学证据. 岩石学报, 30(8): 2421-2434. |
张成立, 刘良, 王涛, 王晓霞, 李雷, 龚齐福, 李小菲. 2013. 北秦岭早古生代大陆碰撞过程中的花岗岩浆作用. 科学通报, 58(23): 2323-2329. |
张建新, 于胜尧, 孟繁聪, 李金平. 2009. 造山带中成对出现的高压麻粒岩与榴辉岩及其地球动力学意义. 岩石学报, 25(9): 2050-2066. |
张建新, 于胜尧, 孟繁聪. 2011. 北秦岭造山带的早古生代多期变质作用. 岩石学报, 27(4): 1179-1190. |
庄育勋. 1994a. 中国阿尔泰造山带变质作用PTSt演化和热-构造-片麻岩穹窿形成机制. 地质学报, 68(1): 35-47. |
庄育勋. 1994b. 递增变质作用若干问题评述. 地质科技情报, 13(1): 13-20. |