造山带榴辉岩的变质作用P-T-t轨迹研究进展*

陈安平 张宏福, 2

1. 西北大学地质学系，大陆动力学国家重点实验室，西安 710069 2. 浙江大学地球科学学院，杭州 310058

西阿尔卑斯和挪威西部的变质表壳岩中柯石英的发现，拓展了传统变质作用研究的范畴，开启了大陆深俯冲和超高压变质作用研究的序幕(Chopin, 1984; Smith, 1984)。三十多年来，俯冲/碰撞造山带的高压-超高压变质作用一直是固体地球科学研究的一个热点和前沿(Chopin, 2003; 郑永飞等, 2013)。以高压-超高压变质岩为研究载体，国内外学者在矿物和岩石的成因演化、元素和熔/流体活动、壳-幔相互作用、板片俯冲-折返的动力学过程和机制等方向开展了持续的研究，取得了大量的创新研究成果(Coleman and Wang, 1995; Carswelletal., 2003; Hacker, 2006; Dobrzhinetskayaetal., 2011; Zhengetal., 2012; Zhangetal., 2019a)。这些成果深化了人们对俯冲/碰撞造山带和岩石圈内部形成和演化的认识，发展了板块构造理论(Zhengetal., 2015)。

高压-超高压变质岩经历了俯冲至地球深部而后折返至地表的复杂地质过程，反演它们的P-T-t轨迹是高压-超高压变质作用研究的一个重要方向，也是揭示俯冲/碰撞造山带构造演化的一个重要途径(Zhangetal., 2019a; 张泽明等, 2021)。例如，根据P-T-t轨迹信息可解析岩石变质过程中的地温梯度(T/P)、变质年龄和变质作用持续的时间(t)、埋藏/抬升速率(P/t)、升温/冷却速率(T/t)，同一造山带内不同地块的P-T-t轨迹对比可揭示区域的变质演化和构造作用过程(Songetal., 2003; Xuetal., 2006; Liuetal., 2011; Zhouetal., 2022a; 图1)。榴辉岩是出现现代范式的板块构造的重要标志之一，也是俯冲/碰撞造山带高压-超高压变质岩中的一类典型代表(Brown and Johnson, 2019; Zheng and Zhao, 2020)。它常保留多个变质阶段的矿物组合，较好地记录了造山带演化的相关信息，是反演高压-超高压变质作用P-T-t轨迹的一种理想岩石样品(Smith, 1988; Carswell, 1990)。查明榴辉岩的P-T-t轨迹可为研究俯冲板片的脱挥发分作用、部分熔融作用、俯冲-折返机制等提供重要限定(刘帅奇和张贵宾, 2021; 张泽明, 2021)。

图1 代表性的造山带榴辉岩P-T-t轨迹大陆碰撞(大别山双河)和大洋俯冲(西南天山)造山带的榴辉岩P-T-t轨迹(Gao et al., 2011; Zhang et al., 2019b)，大别造山带内不同地块的榴辉岩P-T-t轨迹揭示了这些块体的俯冲-折返过程(Liu et al., 2011).图中的变质相分区据Liou et al. (1998)Fig.1 Representative P-T-t path of orogenic eclogitesP-T-t path of eclogites in continental collision (Shuanghe, Dabie) and oceanic subduction (SW Tianshan) orogens (Gao et al., 2011, Zhang et al., 2019b). The contrasts in P-T-t path of eclogite in different terranes of the Dabie orogen reveal subduction-exhumation process of these terranes (Liu et al., 2011). The division of metamorphic facies regions from Liou et al. (1998)

变质地质学研究和地球动力学模拟是获取岩石P-T-t轨迹的两种基本方法(Spear and Peacock, 1989)。前者主要基于对天然岩石的观察和测试，采用热力学计算方法获得P-T，地质年代学方法获得t；后者通过建立物质传热和物性变化的数值模型，直接模拟地质体中岩石的温压随时间的变化。多年来随着技术方法的提高，这两种P-T-t轨迹研究手段都取得了重要进展，丰富了人们对高压-超高压变质作用的理解(魏春景, 2012; Li, 2014; Lanari and Duesterhoeft, 2019; 张贵宾等, 2021; Gerya, 2022)。本文简要回顾采用变质地质学方法构建榴辉岩P-T-t轨迹的研究进展，主要阐述如何构建P-T轨迹、如何获得多阶段变质年龄、如何匹配变质作用的温压条件和年龄信息这三个方面的内容。

1 构建P-T轨迹

详细的岩相学观察和矿物成分分析是构建P-T轨迹的基础。理想情况下，造山带榴辉岩可记录进变质、峰期变质和退变质三个阶段的矿物组合。其中，峰期矿物组合和退变质矿物组合在多数榴辉岩中能够保留，易于观察。进变质阶段信息常被石榴子石的生长环带和包裹体矿物组合所记录(Zhangetal., 2000, 2002)，也可以锆石的包裹体形式保存(Liuetal., 2006)。下面结合前人研究成果，从传统矿物温压计和相平衡模拟角度简介榴辉岩相变质作用的温压计算，并阐述这两种方法的特点。

传统矿物温压计计算榴辉岩变质作用的温度主要依据矿物之间的Fe-Mg交换平衡，包括石榴子石-绿辉石温度计(Powell, 1985; Krogh, 1988; Ravna, 2000)和石榴子石-多硅白云母温度计(Green and Hellman, 1982)。榴辉岩变质作用的压力计算依据石榴子石-绿辉石-多硅白云母-蓝晶石-石英/柯石英之间的几组矿物端元转换反应(Waters and Martin, 1993, 1996; Nakamura and Banno, 1997; Coggon and Holland, 2002; Ravna and Terry, 2004)。陈意等(2005)系统评估了榴辉岩常用温压计标定所采用的矿物活度模型、重现实验数据的程度、对天然样品的适用性，提出Ravna (2000)石榴子石-单斜辉石温度计较好地重现了相平衡实验的结果。对于绿辉石中硬玉组分(XJd)低于0.55的多硅白云母榴辉岩，可采用Ravna (2000)温度计和Waters and Martin (1993)压力计联合求解温压；对于XJd高于0.55的超高压多硅白云母榴辉岩，可选取Green and Hellman (1982)温度计和Waters and Martin (1996)压力计联合求解温压(陈意等, 2005)。

相平衡模拟采用内洽的热力学数据库、矿物固溶体模型和相关模拟软件计算矿物/熔流体之间的热力学平衡关系。其中，视剖面(pseudosection)相图可模拟岩石在不同温压下的矿物组合和矿物成分，被广泛用于计算变质作用的温压条件(Powell and Holland, 2008; 魏春景, 2011; 吴佳林等, 2015)。视剖面图模拟的基本原理是，首先模拟出在岩石中观察到的矿物组合，而后对占据较大P-T范围的观察组合计算矿物成分或含量等值线，最后将实测的矿物成分或含量与计算的等值线对比，限定实际观察到的矿物组合形成的温压条件。魏春景等(2009, 2013)以洋中脊玄武岩为例，计算了视剖面图，根据主要组成矿物的差别划分了不同的榴辉岩相区域。这些工作系统分析了石榴子石、绿辉石和多硅白云母的等值线在不同榴辉岩相区域中的变化趋势，同时考察这些等值线随全岩成分的变化情况，提出石榴子石的Ca和Mg含量、多硅白云母的Si含量可作为高压/超高压榴辉岩相矿物组合的等值线温压计。

传统矿物温压计的使用需要符合其标定的各类条件，包括岩石类型、矿物成分、温压范围，在这些条件之外使用温压计将带来不合乎实际观测的结果(Powell and Holland, 2008; 吴春明, 2013)。在符合使用条件的基础上，只需要根据局部平衡矿物组合的成分，就可较快捷地获得岩石相应变质阶段的温压条件。Fe3+含量是使用榴辉岩传统温压计需要注意的一个关键问题。如前所述，温度计算基于石榴子石和绿辉石之间的Fe2+-Mg交换平衡，计算结果依赖于这两个矿物Fe3+含量的准确性(Carswell and Harley, 1990; Carswelletal., 1997; Ravna and Paquin, 2003; Proyeretal., 2004)。前人采用穆斯堡尔谱和X射线近边结构谱分析了大别-苏鲁榴辉岩中石榴子石、绿辉石和多硅白云母的Fe3+，发现绿辉石和多硅白云母的Fe3+含量较高(Fe3+/∑Fe分别为0.2～0.69和0.2～0.6)，石榴子石的Fe3+含量相对较低(Fe3+/∑Fe=0～0.08; Schmidetal., 2003; Lietal., 2005; Okamotoetal., 2013; Terabayashietal., 2013)。随着分析测试技术的发展，现已建立了电子探针准确测定石榴子石、角闪石、黑云母、尖晶石和硅酸盐玻璃Fe3+含量的方法(Endersetal., 2000; Höfer and Brey, 2007; Borfecchiaetal., 2012; Zhangetal., 2018a; Lietal., 2019; 李小犁等, 2019; Jiaetal., 2022)。目前，作为榴辉岩中参与温压计算的重要矿物，绿辉石和多硅白云母尚缺乏通过电子探针准确测定其Fe3+含量的方法。除了采用上述分析手段直接测试榴辉岩矿物中的Fe3+，基于矿物结构式和电价平衡原理的校正计算是一种常用的方法(Cawthorn and Collerson, 1974; Droop, 1987)。陈意等(2005)评估了Fe3+对榴辉岩变质作用温压计算的影响，提出采用电价平衡法计算石榴子石中的Fe3+，Cawthorn and Collerson (1974)的方案计算绿辉石中的Fe3+，可尽可能降低Fe3+校正对温压计算带来的影响。需要注意的是，天然样品分析和实验岩石学结果都显示，榴辉岩中的绿辉石可含有一定的Ca-Eskola(Ca0.5□0.5AlSi2O6)组分(Konzettetal., 2008; Schroeder-Frerkesetal., 2016)，该端元含有0.5个空位，阳离子总数为3.5。通常计算假设辉石结构式中含有4个阳离子，出现Ca-Eskola组分会使得计算的Fe3+值偏离实际测试结果。低温榴辉岩中的石榴子石、绿辉石、角闪石等矿物可发育成分环带，如何将不同矿物内部的不同环带准确匹配为相应变质阶段的平衡矿物组合是传统温压计使用的一个难点，有时需借助相平衡模拟分析矿物成分随温度和压力变化的趋势(Zhangetal., 2017; 张丽娟等, 2018)。

视剖面相图模拟的显著优势是可以定量考察矿物/熔体组成和成分对岩石成分和温压条件的依赖关系，获得岩石变质演化的多种信息。理论上，采用两条符合实际观测的等值线就可以限定矿物组合形成的温压条件。值得注意的是，采用视剖面相图反演变质作用的温压条件需要固定岩石的总成分。造山带榴辉岩常保留多阶段的变质矿物组合，岩石中不同矿物组合之间是不平衡的。因此，使用全岩成分作为相平衡模拟的总成分，不能准确模拟榴辉岩的多阶段矿物组合，需采取合适的方法准确估计各个阶段的有效总成分分别做相图模拟(Crucianietal., 2012; Duetal., 2014; Lanari and Engi, 2017; 田作林等, 2020)。同时也应注意，矿物固溶体和熔/流体活度模型对相平衡模拟结果的影响。Forshawetal. (2019)以6个麻粒岩相的变基性岩样品为研究对象，对比了视剖面相图模拟和样品实际观测的矿物组合和成分。模拟结果重现了观察的矿物组合，但模拟相较于样品实测的角闪石AlⅥ和AlⅣ偏高、Mg和Si偏低，辉石的AlⅣ和Fe3+偏高、Mg和Si偏低。类似地，Santosetal. (2019)计算了6个变基性岩在425～700℃和0.2～0.8GPa条件下的视剖面相图，部分模拟结果显示普通角闪石和透辉石可在绿片岩相的条件下稳定，与样品实际观察和实验岩石学结果相违背。上述相平衡模拟和实际观测的对比反映出，这些研究选取的角闪石和辉石活度模型(Greenetal., 2016)运用到一些天然样品的模拟中会出现一定的偏差。视剖面相图模拟假设所有矿物总体保持质量守恒，不同矿物之间保持热力学平衡。辉石和角闪石活度模型的可能缺陷，应该也会传递到与这两者平衡的其他矿物，可能在某种程度上影响这些矿物的含量和成分的准确模拟。

综上，作为确定榴辉岩变质作用温压条件的常用方法，传统矿物温压计和相平衡模拟各有特点。构建榴辉岩变质作用P-T轨迹，需要根据观测结果，优选矿物温压计和相平衡模拟中的一种，或者联合使用这两种方法共同限定岩石变质作用的温压条件。与此同时，还可根据样品的实际情况，配合使用矿物的微量元素和同位素地质温压计。例如，金红石和榍石的Zr含量温度计(Tomkinsetal., 2007; Haydenetal., 2008)、锆石的Ti含量温度计(Ferry and Watson, 2007)、石榴子石-单斜辉石稀土元素温压计(Sun and Liang, 2015)、氧和镁同位平衡温度计(Zheng, 1993; Matthews, 1994; Wangetal., 2012; Huangetal., 2013; Lietal., 2016; 黄宏炜等, 2020)等计算榴辉岩不同变质阶段的温压条件。

2 获取多阶段变质年龄

2.1 定年方法

以岩石中的某些矿物和全岩粉末为定年对象，采用等时线方法是获取榴辉岩变质年龄的一种手段(Griffin and Brueckner, 1980; Lietal., 1993; Duchêneetal., 1997)。该方法的基本流程为，首先将这些定年对象溶解，然后采用质谱分析方法测定相关同位素定年体系(如，Lu-Hf、Sm-Nd和Rb-Sr)的元素和同位素比值，最后拟合测试数据得到年龄结果。为获得高质量的等时线，要求参与等时线拟合的定年对象同时结晶并达到了同位素平衡、同位素体系形成之后保持封闭、定年对象的母子体同位素比值具有尽可能大的差异。造山带榴辉岩常经历多阶段的变质作用，其组成矿物可能多期生长且早期结晶的矿物很可能在后期发生变质分解或者重结晶作用，是影响同位素定年体系和等时线质量的重要因素。采用等时线定年方法需要通过岩相学观察和相关的分析测试，鉴别和排除这些干扰因素(李曙光等, 2005; 程昊和曹达迪, 2013)。

采用岩石中的某种主要组成矿物或副矿物实施定年可以较好回避上述干扰。石榴子石是榴辉岩中的主要组成矿物，也是参与温压计算的重要矿物。它的Lu-Hf和Sm-Nd同位素体系可用于确定其生长对应的变质作用年龄，在解译榴辉岩P-T-t轨迹方面发挥着重要的作用。鉴于前人已就该定年方法和运用实例进行了详细论述(Baxter and Scherer, 2013; Baxteretal., 2017; Cheng, 2019)，本文不单独阐述。副矿物原位微束定年分析也是地质年代学研究的常用方法，该方法具有分析效率高、精/准确度高、空间分辨率高等诸多优势，在地质学研究得到了广泛的运用(孙金凤和杨进辉, 2009; 李献华等, 2022)。其中，U-Pb定年体系具有半衰期适宜、母子体质量差异较大适宜分析、可通过自身的定年体系评价年龄的有效程度、定年目标矿物种类多等特点而被普遍用于地质年代学研究(李秋立, 2015)。

变质岩中的锆石、榍石、金红石、独居石、褐帘石、磷灰石、磷钇矿等是U-Pb原位微束定年的潜在矿物(Wanetal., 2021)。通过何种矿物甄别与测定榴辉岩的多阶段变质年龄是完整刻画其P-T-t轨迹的一个关键问题。定年矿物结晶的温压条件和同位素体系的封闭程度是选取定年矿物和解析年龄意义的重要考虑因素。其中，定年矿物结晶的温压条件决定其是否能够记录相应变质阶段的年龄；同位素体系的封闭程度则决定其最初记录的年龄信息是否被后期的变质作用所改造。榴辉岩中的锆石、金红石、榍石和褐帘石是U-Pb定年的理想对象，下面就这四种副矿物论述这两方面的内容。

2.2 结晶条件

2.2.1 锆石

锆石具备富含U、低普通Pb、U-Pb体系的封闭温度高、样品中普遍出现、多种可示踪成因的元素/同位素地球化学体系等优点，是变质作用定年的常用矿物(Rubatto, 2017; Wu, 2021)。变质锆石的结晶机制包括变质新生和变质重结晶。变质新生锆石由熔/流体或者原有含Zr矿物分解提供Zr，并与结晶体系中的SiO2结合形成；变质重结晶锆石是原有锆石发生改造，根据是否熔流体参与分为交代/溶解重结晶和固态重结晶(Chen and Zheng, 2017)。天然样品的研究表明，锆石可在沉积物成岩的低温/低压条件至超高温/超高压的变质条件下结晶生长(Mölleretal., 2003; Rubatto and Hermann, 2007; Hay and Dempster, 2009; Bojanowskietal., 2012)。

岩石结构观察显示，辉长岩中钛铁矿和斜锆石等矿物在进变质榴辉岩化过程中可发生变质分解，形成多种结构类型的锆石(Beckman and Möller, 2018)。这些进变质阶段结晶的锆石在岩石经历峰期和退变质作用之时是否发生分解或改造？它们最终记录哪个变质阶段的年龄？这两方面受控于榴辉岩的原岩属性和变质作用过程。在某些情况下，榴辉岩中的锆石难以记录多阶段变质年龄，尤其是并非总能记录峰期变质年龄。前人在大别山超高压变质带的研究发现，由火山-沉积岩变质形成的榴辉岩和副片麻岩中的锆石记录了俯冲晚期的进变质年龄和折返早期的退变质年龄；由侵入岩变质形成的榴辉岩和花岗片麻岩中的锆石只记录折返早期的退变质年龄(Xiaetal., 2013)。该研究揭示，锆石的生长受俯冲-折返过程中的熔/流体活动的制约，熔/流体活动又受控于原岩的含水量。副变质岩的原岩含水量高，在变质过程中有两期熔/流体的活动，分别为进变质过程中原岩释放孔隙水，峰期变质之后含水矿物和名义无水矿物释放流体；正变质岩因原岩含水量低，只在峰期变质之后出现显著的熔/流体活动(Zheng, 2009; Xiaetal., 2013)。

锆石的生长还受岩石中熔体和其他含Zr矿物稳定性的制约(Kelsey and Powell, 2011; Kohnetal., 2015)。含Zr体系的相平衡模拟显示，基性岩和泥质岩不论沿着何种典型的P-T-t轨迹发生高压-超高压变质作用，两类岩石中的锆石都在峰期变质之前溶解而在峰期变质之后生长，即锆石不一定能记录峰期变质年龄(Kohnetal., 2015)。该研究发现，峰期变质作用之前，榴辉岩中的Zr从锆石中溶解而富集在石榴子石、金红石和角闪石中；峰期变质作用之后，金红石和石榴子石的分解以及熔体的结晶促使了锆石的生长。值得注意的是，相平衡模拟假设在整个变质作用过程中，岩石中的Zr在不同相之间达到了平衡分配。天然样品的观察显示，一些变质锆石发育多期的生长环带结构或整个锆石颗粒被早期结晶的其他矿物包裹(Liu and Liou, 2011)，表明部分早期结晶的锆石并未参与晚期的变质作用过程。一些辉长岩榴辉岩化过程中结晶的锆石强烈受控于岩石的结构，新生的锆石出现在富集Zr的残余岩浆矿物附近，没有与岩石中的多数变质新生矿物保持平衡(Beckman and Möller, 2018)。这些不平衡结晶现象与相平衡模拟的基本假设相违背。尽管如此，相平衡模拟仍然可以在条件适用的情况下约束锆石结晶的温压条件(Kelsey and Powell, 2011)。Kohnetal. (2015)的模拟结果得到了一些天然样品研究的印证，在挪威西部片麻岩区和巴布亚新几内亚D’Entrecasteaux群岛两地的榴辉岩和其他高压-超高压变质岩中，多数(70%和75%)的锆石年龄比岩石的峰期变质年龄年轻。一些天然榴辉岩样品的研究显示，锆石常能记录岩石的退变质年龄，不总能记录峰期变质年龄(Schmädickeetal., 2018; Skuzovatovetal., 2021)。

2.2.2 金红石和榍石

金红石(TiO2)和榍石(CaTiSiO5)是变基性岩中常见的富Ti矿物，两者的同位素和微量元素体系可记录丰富的岩石成因信息，它们是变质岩石学和年代学研究的重要对象(肖益林等, 2011; 张贵宾和张立飞, 2011; Kohn, 2017; Zack and Kooijman, 2017)。二者的主要组成成分为主量元素，相比于结晶条件宽泛的锆石，它们在变基性岩中的结晶温压条件受相平衡关系的制约。例如，对洋中脊玄武岩而言，在温度为600～750℃范围，金红石和榍石分别在大于和小于1.5GPa条件下稳定存在(Wei and Duan, 2019)。因此，从矿物结晶温压的角度看，金红石可能记录榴辉岩高压-超高压变质阶段的年龄，榍石可能记录低压变质阶段的年龄。同时，这两种矿物的Zr含量可用于计算结晶温度(Tomkinsetal., 2007; Haydenetal., 2008)，它们在榴辉岩变质作用研究方面得到了广泛运用(Rubatto and Hermann, 2001; Lietal., 2003; Kylander-Clarketal., 2008; Zhangetal., 2014a, b, 2018b)。

2.2.3 褐帘石

褐帘石((Ca, REE, Sr, Pb, Th, U)2(Al, Fe, Mn, Mg)3Si3O12(OH))属于绿帘石族矿物，具有相对富集Th、U、REE，相对贫Ca的成分特征(Gieré and Sorensen, 2004)，是一种U-Th-Pb定年的重要目标矿物(Catlosetal., 2000; Gregoryetal., 2007; Liaoetal., 2020)。褐帘石可出现在一些常见的变基性岩中(榴辉岩、蓝片岩、榴闪岩)，是这些岩石中轻稀土元素和Th的主要载体矿物(Franzetal., 1986; Sorensen, 1991; Spandleretal., 2003)。前人通过相平衡模拟限定了褐帘石在变泥质岩中的结晶条件(Spear, 2010)。在KCMASH成分体系的实验岩石学研究表明，褐帘石的结晶温压为>700℃和>2.5GPa(Hermann, 2002)。对一般的变基性岩成分体系，它的稳定温压条件尚缺乏相平衡模拟或实验岩石学的约束。一些榴辉岩中的褐帘石常作为较小的核心被绿帘石包裹，这些褐帘石有时与绿辉石共生，暗示其可在榴辉岩相条件稳定(Romer and Xiao, 2005; Louryetal., 2016; Vhoetal., 2020)。

2.3 封闭温度

考虑放射性子体同位素的丢失仅受扩散作用控制，同位素体系在定年矿物中的封闭温度可通过子体同位素的扩散速率、有效扩散距离(粒径)和岩石的冷却速率计算获得(Dodson, 1973)。总体趋势上，封闭温度随矿物粒径的增大而增高，随冷却速率的增快而增高(图2)。以锆石、金红石和榍石的U-Pb体系为例，假设定年矿物的粒径为30～300μm、岩石的冷却速率为1～100℃/Myr，可计算锆石的封闭温度高于900℃，金红石和榍石的封闭温度从530℃变化至800℃(图2)。

图2 封闭温度与矿物粒径和岩石冷却速率的关系锆石、金红石和榍石U-Pb定年体系的封闭温度，三个矿物Pb的扩散系数分别来自于Cherniak and Watson (2000)、Cherniak (2000)和Cherniak (1993)Fig.2 Relation between closure temperature and mineral grain size and cooling rateClosure temperature of U-Pb system for zircon, rutile and sphene, Pb diffusion coefficients of them are from Cherniak and Watson (2000), Cherniak (2000) and Cherniak (1993), respectively

大多数榴辉岩的形成温度低于锆石U-Pb体系的封闭温度，若无扩散之外的其他机制干扰U-Pb体系，则这些岩石的锆石年龄应代表锆石的结晶年龄。金红石和榍石的封闭温度介于多数榴辉岩变质作用的温度范围。因此，在解析金红石和榍石的U-Pb年龄之前，需根据矿物粒径、测试点位、岩石冷却速率，评估所测矿物的封闭温度，考察它们的年龄是矿物结晶年龄还是结晶之后的冷却年龄。同理，实际工作中也可通过选择合适的矿物粒径和分析点位，使得所测金红石和榍石具有相对高的封闭温度。对同一岩石内的某种定年矿物而言，大颗粒定年矿物的核部因有效扩散距离大而具有较高的封闭温度(图2)，是获取结晶年龄优先考虑的分析点位(Kooijmanetal., 2010)。天然样品研究表明，榴辉岩和其他高压-超高压岩石中的金红石和榍石可记录约600℃至大于700℃的变质结晶年龄(Schärer and Labrousse, 2003; Vry and Baker, 2006; Gaoetal., 2012, 2014; Spenceretal., 2013; 李秋立等, 2013; Chenetal., 2016)，一些中温(640～690℃)榴辉岩的金红石还记录了进变质和退变质两个阶段的年龄(Zhangetal., 2014a)。

目前尚缺乏通过实验标定Pb在褐帘石中的扩散速率，天然的岩浆岩和中高温变质岩的研究结果从一定程度上约束了它的封闭温度。通过对比同一角闪岩相变质的花岗闪长岩中锆石、榍石和褐帘石的年龄，前人提出褐帘石的封闭温度不低于榍石的封闭温度(650±25℃)(Heaman and Parrish, 1991; Parrish, 2001)。在中酸性侵入岩中，岩浆期结晶的褐帘石(粒径100～200μm)，在经历后期的角闪岩相变质作用(620～700℃)后仍保留岩浆作用的年龄，表明这些褐帘石的封闭温度高于该角闪岩相变质作用的温度(Gregoryetal., 2012)。前人根据英云闪长岩中具有环带结构的褐帘石U-Th-Pb定年、核部至边部轻稀土分配特征的变化、对比该岩石中锆石和榍石的定年结果、扩散模拟成分环带等综合研究结果，判断褐帘石的封闭温度≥700℃(Oberlietal., 2004)。上述研究限定的封闭温度也得到一些中温榴辉岩研究的印证，其中的褐帘石定年得到了岩石高压变质作用的年龄(Romer and Xiao, 2005; Louryetal., 2016; Vhoetal., 2020)。

造山带榴辉岩普遍经历了复杂的变质-变形-熔/流体作用，定年矿物在形成之后不仅会受到热扩散作用的改造，还可能受到放射性损伤导致的蜕晶化作用、变质分解和重结晶作用、熔/流体交代作用、脆/韧性变形作用等因素的影响。这些过程会不同程度地改变子体同位素在定年矿物中的扩散速率和扩散距离，使得实际研究样品中相关矿物的封闭温度偏离上述通过实验数据、扩散模拟和天然样品观察得到的结果。因此，详细分析定年对象的矿物学特征，甄别除温度和热扩散之外的其他影响因素，是获取也是解析其年龄意义的重要环节(Villa, 1998)。此外，在满足结晶条件和封闭温度的前提下，选取适合于仪器分析测试的目标矿物也是定年工作的一个重要考虑因素。例如，对矿物U-Pb定年，理想的目标矿物应具有适宜的母子体比值(U/Pb)、U含量不宜过高、非放射成因的Pb同位素尽可能低等特质(李秋立, 2015)。

上述结晶条件和封闭温度等因素的评估表明，对经历多阶段变质的造山带榴辉岩而言，选取单种定年矿物可能难以获得多阶段的变质作用年龄。在详细分析定年矿物成因的基础上，采用多种定年矿物实施综合定年是获取榴辉岩多阶段变质年龄的重要途径。

3 建立P-T与t之间的联系

变质岩P-T-t轨迹的反演综合了变质岩石学和地质年代学的研究方法，两者分别获得岩石变质作用的温压条件(P-T)和年龄信息(t)，如何准确匹配这两种手段获取的岩石成因信息是变质地质学研究中的一个重要科学问题(Mölleretal., 2003; Müller, 2003; Engietal., 2017; 吴春明, 2018)。在获取变质年龄的同时，如何建立定年矿物与记录岩石变质演化的其他主要组成矿物之间的成因联系？如何约束定年矿物的结晶条件？这两方面的问题是匹配变质作用温压条件和变质年龄，以及揭示矿物年龄意义的关键考量。

3.1 制约定年副矿物成因的常用方法

前已述及，锆石相比于其他三个矿物，成因条件更为复杂。下面以榴辉岩中的锆石为例，简述制约定年副矿物成因的常用方法。CL图像、U-Pb年龄的谐和程度、微量元素特征等能够较好地反映变质锆石的结晶机制，是判别它们成因的重要手段。变质新生锆石形态多样，可呈浑圆状、不规则形态、自形的独立颗粒，也常以宽度不一的增生边围绕早期的锆石颗粒生长，它们一般具有谐和的U-Pb变质年龄(Wu and Zheng, 2004; Rubatto and Hermann, 2007; 陈仁旭和郑永飞, 2013)。从流体中生长的变质新生锆石在CL图像上发光较好、多呈无分带结构，具有较低的稀土元素含量和Th/U比值；生长过程中有深熔熔体参与的变质新生锆石在CL图像上常发光较暗、可呈现为无分带、弱分带至振荡环带结构(Chen and Zheng, 2017)。变质重结晶锆石的成因可根据由少到多的流体参与程度，分为固态重结晶、交代重结晶和溶解重结晶，它们依次表现为对原岩锆石改造的程度越来越强。固态重结晶锆石多保留原始岩浆锆石的特征，显示清晰至模糊的振荡环带，具有相对较高的Th/U比值和稀土元素含量，其U-Pb年龄多不谐和、介于变质年龄和岩浆年龄之间；溶解重结晶锆石在CL图像常呈疏松的孔隙状结构，其年龄接近于变质年龄，微量元素和同位素的特征受控于流体的性质；交代重结晶锆石沿着原岩锆石的颗粒边界或裂隙产生，属于固态和溶解重结晶锆石之间的过渡类型(Chenetal., 2011; 陈仁旭和郑永飞, 2013)。石榴子石是榴辉岩中Lu/Hf比值最高的矿物，可累积较多的放射性176Hf，榴辉岩中变质新生锆石的Lu-Hf同位素体系受石榴子石影响很大。石榴子石的分解可导致结晶体系中的176Hf/177Hf比值增高，使得同期生长的锆石具有相对高的176Hf/177Hf比值和εHf(t)值(Zhengetal., 2005)。

图3 相关矿物在变质洋中脊玄武岩体系中的稳定温压范围图中的彩色细线表示斜长石(Pl)、石榴子石(Grt)、绿辉石(Omp)、金红石(Rt)、榍石(Sph)和熔体(Melt)的稳定范围(据Wei and Duan, 2019). 例如，以绿色线为界将温压区域分为两侧，标记“+Omp”的一侧为绿辉石稳定区，标记“-Omp”的一侧表示绿辉石不稳定. 右上角的浅色阴影区表示含石榴子石且不含斜长石. 图中假设的P-T轨迹用于示意矿物的结晶阶段，变质相分区来自Liou et al. (1998)Fig.3 The stability of some minerals in the system of metamorphosed MORBStabilities of plagioclase (Pl), garnet (Grt), rutile (Rt), sphene (Sph) and melt are marked with colored lines (after Wei and Duan, 2019). For example, “+Omp” signifies omphacite is stable on the side where “+Omp” is marked for the green line. Similarly, “-Omp” signifies omphacite is not stable on the side where “-Omp” is marked. The shadowed area on the upright corner outlines the P-T region where garnet presents and plagioclase disappears. The schematic P-T path (thick blue line) is used to illustrate the crystallization stage of some relevant minerals. The division of metamorphic facies regions from Liou et al. (1998)

对于先从岩石中分选出目标矿物再定年的测试手段而言，微量元素和拉曼包裹体分析常被用于制约定年矿物的结晶条件。理想情况下，一颗变质锆石的不同生长环带记录了变质作用的不同阶段，这些不同环带中又含有指示相应变质阶段的标志性矿物包裹体组合，那么通过该锆石可获得多阶段变质年龄并由这些包裹体矿物组合的稳定条件约束锆石的年龄意义(Liu and Liouetal., 2011)。在某些情形中，定年矿物的结晶条件难以通过包裹体矿物和微量元素成分直接限定。以锆石微量元素为例，榴辉岩相条件下生长的锆石具有重稀土平坦(与石榴子石平衡)和无明显Eu负异常(体系中无斜长石)的稀土元素配分特征(Rubatto, 2002)。变基性岩的相平衡关系表明含有石榴子石但不含斜长石的矿物组合可在宽泛的温压范围内稳定，高压-超高压榴辉岩的峰期变质阶段、峰期之前的进变质阶段和峰期之后的退变质阶段都可处于这一温压范围(图3)。因此，仅通过上述稀土元素配分特征难以准确限定锆石生长于哪个变质阶段。早期结晶的锆石在后期发生U-Pb同位素重置而其稀土元素配分保持原有的特征，即锆石的年龄与稀土元素配分发生解耦，以及锆石与石榴子石之间未达到微量元素的平衡分配，这些现象给通过稀土元素配分型式判别锆石结晶条件的方法带来额外的不确定性(Zhaietal., 2017; Pitraetal., 2022)。同理，一些通过拉曼光谱分析得到的锆石包裹体矿物组合也可在较大的温压范围内稳定。在样品适宜的情况下，对定年矿物包裹体组合进行成分分析和温压计算可较好地改进单纯的拉曼包裹体分析方法(Liu and Liou, 2011; Zhangetal., 2021)。值得注意是，对于从岩石中分选出锆石再定年的方法，因缺乏锆石在岩石中的结构制约，难以确定锆石中包裹的矿物组合是否与锆石同期结晶，晚期结晶的锆石也可能包裹一些早期结晶的矿物组合。

3.2 定年矿物在岩石中的结构制约

通过上述CL图像、微量元素、同位素、矿物包裹体组合等特征，判别榴辉岩中变质锆石的生长环境和变质重结晶机制，这是理解定年矿物成因的重要方面。从岩石学结构角度分析定年矿物与其他主要组成矿物之间的成因联系，是制约定年矿物成因的另一视角。具有岩石结构限定的原位微束分析(探针片上原位定年)方法，可实现定年矿物在岩石中的结构和定年矿物内部不同的结构都保留原位信息。该方法可进一步约束定年矿物的结晶温压和年龄意义，是耦合变质作用温压条件(P-T)与变质作用年龄信息(t)的一种有效途径。例如，若定年矿物作为变质矿物组合或变质反应结构的一个组成矿物，对这类矿物定年可直接获得配套的变质年龄和温压条件(Janotsetal., 2009)。一些研究表明，对变质反应结构中的锆石直接定年获得了分选出锆石再定年方法没有揭示的变质年龄(Tomkinsetal., 2005; Pecketal., 2018; Zhouetal., 2022b)。这些反应结构中的锆石颗粒通常较小、多呈不规则形态，它们可能在锆石分选过程中或分选之后的定年测试中被忽略。对榴辉岩中不同岩相学结构的锆石进行原位定年，为解析锆石年龄意义和反演岩石P-T-t轨迹提供了有力的制约(Monteleoneetal., 2007; Zongetal., 2010; Donaldsonetal., 2013;típskaetal., 2016)。具有岩石结构限定的原位定年分析，还可为研究同位素定年体系被改造/重置的问题提供关键限定。Zhouetal. (2020)对北大别的榴辉岩进行了石榴子石Sm-Nd和金红石U-Pb定年分析，发现石榴子石记录了三叠纪的变质年龄(210～245Ma)。包在石榴子石内部和作为基质矿物的金红石，都只记录约130Ma的区域热事件年龄，说明这两类金红石的Pb同位素发生了完全的重置作用。对石榴子石中包裹的金红石进行透射电镜分析发现，金红石和石榴子石之间出现一些赤铁矿微晶，计算表明从金红石中丢失的Pb可能富集在这些微晶中(Zhouetal., 2020)。上述这些研究显示，基于定年副矿物岩相学结构研究的定年分析方法具备多种优势，应在今后的变质作用研究中得到更多的重视和运用。

图4 岩相学结构制约锆石结晶条件的示意图卡通图中的榴辉岩，峰期矿物组合由石榴子石(Grt)、绿辉石(Omp)、多硅白云母(Ph)、石英(Qz)和金红石(Rt)组成，金红石的结晶温压条件可通过该峰期矿物组合计算获得. 包裹Grt+Omp+Ph(M1)的锆石本身被包裹在石榴子石(M2)中，这一结构显示该锆石(Zrn)的结晶次序介于M1和M2Fig.4 Schematic picture showing crystallization conditions of a zircon can be firmly constrained by its petrographic textureA schematic eclogite consists of a peak mineral assemblage of garnet (Grt), omphacite (Omp), phengite (Ph), quartz (Qz) and rutile (Rt). The crystallization P-T conditions of the rutile can be calculated by the peak assemblage (Grt+Omp+Ph+Qz+Rt). A zircon (Zrn) including the mineral assemblage of Grt+Omp+Ph (M1) is enclosed in a garnet (M2). This petrographic texture indicates that the crystallization P-T conditions of the zircon fall in between those of M1 and M2

考虑定年矿物与其他矿物保持热力学和质量平衡，可采用含微量元素的相平衡模拟方法直接计算定年矿物在岩石中的结晶条件(Kelseyetal., 2008; Spear, 2010; Xiangetal., 2022)。岩石探针片上的原位定年方法可为上述模拟计算提供定年矿物的岩相学观察约束，同时也为采用热力学计算方法制约定年矿物的结晶温压条件提供了另一个可能的思路，即计算与定年矿物在岩石结构上相关(平衡、包裹、被包裹)的其他主要组成矿物或矿物组合的形成条件，以此约束定年矿物的结晶温度和压力。例如，通过岩相学观察鉴别出含有定年矿物的平衡矿物组合，用温压计或相平衡模拟计算该矿物组合形成的温压条件即得到该定年矿物的结晶条件，该方法可用于确定榴辉岩中金红石和榍石的结晶温压(图4)。再如，榴辉岩中多见定年矿物包裹一些主要组成矿物或矿物组合M1(如, 石榴子石+绿辉石+多硅白云母)，而该定年矿物本身又被包裹在另一个主要组成矿物M2(如, 石榴子石、绿辉石、多硅白云母)的内部。这一结构关系严格限定了该定年矿物的结晶次序介于M1和M2，可通过矿物温压计和相平衡模拟的矿物成分等值线限定M1和M2形成的温压条件，以此约束该定年矿物的结晶温压条件(图4)。

4 刻画P-T-t轨迹的其他方法

变质作用的时间信息不仅包括通过同位素定年获得的绝对年龄，也包含变质作用持续的时间。限定变质作用持续的时间，对于我们深入理解变质作用的过程和机制具有重要的意义(Perchuk and Philippot, 2000; Viete and Lister, 2017)。对具有不同结晶或封闭温度的矿物进行定年分析，可得到不同的结晶年龄或冷却年龄。对同一矿物的不同生长环带实施定年，可得到不同变质阶段的年龄。这两种方法都可以得到年龄的差值，是制约变质作用时间尺度的有效途径，适用于研究较长时间尺度的变质作用过程。受限于同位素定年的精度和定年矿物自身的结晶特点，一些短时间尺度(≤1Myr)的变质作用过程难以通过上述方法准确限定(Viete and Lister, 2017)。基于矿物的成分扩散、结构演化、弹性力学性质转变等模拟计算，可用于揭示短时间尺度的变质作用，是精细刻画造山带榴辉岩P-T-t轨迹的重要方法。

4.1 矿物成分扩散和相转变的模拟

石榴子石是高压-超高压变质岩的常见矿物，其成分环带的扩散模拟是获得变质作用持续时间重要方法(Ganguly, 2010; Ague and Carlson, 2013; 邹屹等, 2022)。石榴子石扩散模拟可获得低于定年精度的时间间隔，被用于计算高压-超高压变质作用的时间尺度和岩石抬升/冷却速率(Perchuk and Philippot, 1997; Dachs and Proyer, 2002; Olkeretal., 2003)。学者们采用该方法揭示一些榴辉岩在高压/超高变质作用过程中，发生了持续时间短至5×102yr～8×105yr的温度、压力、流体或应力脉冲(Chuetal., 2017; Vieteetal., 2018; Broadwelletal., 2019; Tanetal., 2020; Schwarzenbachetal., 2021)。这些脉冲事件是岩石变质过程中的一些关键瞬间，为研究榴辉岩的形成机理和过程提供了重要限定。

Chuetal. (2017)研究了新西兰Taconic造山带的榴辉岩，通过温压计算和扩散模拟，揭示该岩石在约500yr的时间范围内，变质作用的压力从0.9GPa上升到1.6GPa。如此快的升压速度，若通过增加埋藏深度提高静岩压力，要求埋藏的速率约为30m/yr，这一速率与俯冲变质模型相违背。根据野外观测和数值模拟，Chuetal. (2017)提出“封闭”体积内的剪切变形作用使得岩石温度升高，发生部分熔融作用，熔体体积的增加使得局部压力快速升高，诱发榴辉岩相变质作用。Tanetal. (2020)采用热力学和扩散模拟方法，研究了天山榴辉岩中石榴子石Mn、Y和HREE等元素环带的成因，揭示该岩石在30万年的时间内发生了约80℃的升温作用。Tanetal. (2020)提出深俯冲过程中拆离的变质洋壳块体向热的地幔楔方向运动，是这一快速升温过程的可能机理。

同理，Li和O等同位素的扩散模拟可发挥类似的运用，揭示短时间尺度的变质作用过程(Grahametal., 1998; Penniston-Dorlandetal., 2010)。同质多相矿物的相转变模拟也可用于约束榴辉岩的变质作用时间尺度，对苏鲁造山带仰口地区的榴辉岩角砾岩中柯石英向石英相转变的动力学模拟显示，该岩石变质作用持续的时间小于1.3yr(或28h)，该高压/超高压变质作用过程被提出由地震作用所致(Yangetal., 2014)。

4.2 拉曼弹性包裹体温压计

寄主矿物和包裹体矿物的弹性物理性质不同，这两者之间随着温压条件的变化会产生应力差，通过拉曼光谱检测两者在常温常压下的应力，可恢复包裹体被捕获时刻的温压条件，这种方法被称为拉曼弹性包裹体温压计(Angeletal., 2014; Kohn, 2014; 高晓英等, 2021; 仲歆等, 2022)。该方法区别于通过矿物的化学成分反演岩石变质作用的温压条件，只需要测试包裹体矿物在常温常压下的拉曼光谱，可较好地避免晚期变质作用改造早期结晶矿物的成分所带来的问题。近十年，拉曼弹性包裹体温压计得到了快速发展，已有多个该类温度/压力计被标定和运用。例如，石榴子石中包裹的锆石、石英、磷灰石(Kohn, 2014; Ashleyetal., 2017; Campomenosietal., 2020)，蓝晶石、绿帘石和锆石中包裹的石英(Cisnerosetal., 2020; Gonzalezetal., 2021; Tomiokaetal., 2022)。其中，石榴子石中的石英拉曼弹性温压计运用较为广泛，被用来反演榴辉岩变质作用的P-T-t轨迹(Enamietal., 2007; Zhangetal., 2022)，可用于计算非平衡变质作用的压力和揭示持续时间很短的地质作用过程(Zhongetal., 2018, 2021)。通过Ti含量可计算锆石的结晶温度(Ferry and Watson, 2007)，尚缺乏通过锆石本身计算其结晶压力的方法。对一些在峰期变质之后经历近等温降压退变质的造山带榴辉岩而言，仅通过锆石结晶温度难以准确限定岩石中的锆石结晶所对应的变质阶段。对石榴子石中的锆石和石英，采用拉曼弹性温压计可获得锆石被包裹时的温压条件(Zhongetal., 2019)，该方法可与锆石Ti温度计联合使用，为锆石的成因条件和年龄意义的解析提供限定。

4.3 非平衡变质结构的制约

一些榴辉岩中出现球状结构(spherulite)、骸晶结构和假玄武玻璃等指示淬火过程的现象，研究表明这些岩石的成因与地震作用相关(Austrheim, 2013; 杨建军, 2015; Jamtveitetal., 2018)。包括上述特殊变质结构在内，一些非平衡变质结构的生长和演变，可用于定性推测和定量计算岩石的成因信息，是细致约束变质岩P-T-t轨迹的研究方法(Wilbur and Ague, 2006; Dégietal., 2010; Gaidiesetal., 2017; Chenetal., 2019)。例如，榴辉岩中常见由绿辉石分解形成的后成合晶(斜长石+透辉石±角闪石±石英)，它们的组成和形态可用于制约榴辉岩退变质过程的降压/冷却速率和变质分解反应的不平衡程度(Anderson and Moecher, 2007)。

5 结语

传统矿物温压计和相平衡模拟都是反演榴辉岩P-T轨迹的重要方法，这两者有各自的优势。实际研究中，应根据样品的特点选取更适用的方法。在条件允许的情况下，可联合使用这两种方法，同时也可配合使用矿物的微量元素/同位素温度计和拉曼弹性包裹体温压计。单种矿物受其结晶条件或封闭温度的限制并非总能记录多阶段变质年龄，对不同变质阶段生长的多种矿物和多个同位素体系实施综合定年是获取榴辉岩多阶段变质年龄的关键方法(Corfuetal., 2003; Chengetal., 2009; Mülleretal., 2018)。变质岩石学获取变质作用的温压条件(P-T)、地质年代学获取变质作用的年龄信息(t)的相关研究方法都取得了显著的进展，如何将两者得到的岩石成因信息准确配套是今后变质作用P-T-t轨迹研究的一个发展趋势。近年来，学者们越来越重视这两个学科的结合，提出“Petrochronology”(“岩石年代学”)这一概念(Fraseretal., 1997; Engietal., 2017)，其核心即是耦合岩石学反演的地质过程信息与矿物记录的年代学信息。

对于通过主要组成矿物获得年龄的方法，其年龄的意义可通过定年矿物本身在岩石中的生长期次和封闭温度等约束条件限定其年龄意义。对副矿物定年方法而言，多种高精度的定年方法可实现在同一矿物的不同微区实施原位定年。需要注意的是，仅依靠微量元素和包裹体矿物组合，并不总能准确制约定年矿物生长所对应的变质阶段。在配合其他分析测试的前提下，细致研究定年副矿物在岩石中的结构是揭示这些矿物的成因和解析其年龄意义的关键环节。具有岩相学结构制约的原位微区定年是“岩石年代学”研究的重要方面，需要在今后的变质作用研究中得到更多的重视和运用。与此同时，还需借助实验模拟和天然样品，进一步加强多种因素对副矿物定年同位素体系影响的研究。例如，Cherniak (2000)实验中金红石Pb的价态(+2)与天然样品(+4或+6)不相符，这可能是天然岩石样品中金红石Pb的扩散系数(封闭温度)与通过该实验参数计算得到的结果存在差异的根本原因(李秋立等, 2016)。研究显示，金红石发生韧性变形作用和放射性损伤可导致矿物内部不同位置的元素扩散速率存在差异，使得颗粒内部的同位素或微量元素呈不均一分布，这对通过这些化学成分获取的变质年龄和结晶温度有显著影响(Mooreetal., 2020; Verberneetal., 2020, 2022)。

反演榴辉岩P-T-t轨迹的重要目的是揭示俯冲/碰撞造山带构造演化的动力学过程。造山带演化受诸多变量的控制，以地质观察和实测资料为基础，开展造山带地球动力学的综合模拟是揭示造山带岩石P-T-t轨迹的另一视角(Li, 2014; Gerya, 2022)。从变质地质学视角得到的榴辉岩P-T-t轨迹结果可为地球动力学模拟提供限定，也需要综合包括地球动力学模拟在内的其他学科的研究，共同探究俯冲/碰撞造山带的演化。

谨以此文敬贺周新华研究员八十华诞，感谢先生悉心传授！

致谢感谢吴春明教授和匿名专家细致评审本文并提出建设性的修改意见！