碰撞造山帶超高溫變質(zhì)作用及構(gòu)造意義
——以泛非造山帶為例*

滕霞 張建新

1. 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室，北京 100037 2. 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871

超高溫變質(zhì)作用(ultrahigh temperature metamorphism)是指中下地殼(7～13kbar)在900～1100℃條件下的變質(zhì)作用，常呈區(qū)域性分布(>1000km2)(Harley, 1998a, 2008; Kelsey, 2008)；它代表了麻粒巖相變質(zhì)作用的高溫上限。在此極熱條件下，富鎂泥質(zhì)巖(或Mg-Al麻粒巖)可能出現(xiàn)假藍(lán)寶石+石英、富鋁的斜方輝石+夕線石、大隅石+石榴石等指示超高溫條件的特征礦物組合(Harley, 2008)，進(jìn)而成為超高溫(UHT)變質(zhì)作用的主要研究對象。自Dallwitz (1968)在南極首次報道含假藍(lán)寶石+石英組合的超高溫變質(zhì)巖以來，保留了超高溫變質(zhì)歷史記錄的地區(qū)被不斷發(fā)現(xiàn)，目前已多達(dá)66余處(Kelsey and Hand, 2015; 焦淑娟和郭敬輝, 2019; 李旭平等, 2019及相關(guān)文獻(xiàn))。它們形成于太古代-新生代的各個時期(Brown, 2006, 2007; Pownalletal., 2014)，其形成的構(gòu)造背景包括增生造山的島弧、弧后盆地及碰撞造山帶等多種環(huán)境(Hackeretal., 2000; Kempetal., 2007; Clarketal., 2011; Pownalletal., 2014)；特別是，近年的一些研究發(fā)現(xiàn)，以高地?zé)崽荻?高T/P)為特征的超高溫變質(zhì)作用的出現(xiàn)在地質(zhì)歷史上與強(qiáng)烈碰撞造山作用相關(guān)的超大陸匯聚期基本重合(Brown, 2007; Brown and Johnson, 2018)(圖1)。因此，超高溫變質(zhì)作用不僅是一類長存于地球演化史的變質(zhì)作用類型，更是與造山過程以及地殼熱演化的關(guān)系密切。

縱觀全球不同地質(zhì)歷史時期的造山帶，與岡瓦納超大陸形成及泛非造山事件有關(guān)的超高溫變質(zhì)巖分布廣泛，其超高溫變質(zhì)作用也得到較深入的研究(圖1、圖2，Touretetal., 2016及相關(guān)文獻(xiàn))。在泛非造山帶中，不僅有與弧巖漿活動同期的“快熱”型超高溫變質(zhì)作用發(fā)生(巴西Anápolis-Itau?u雜巖，Baldwinetal., 2005)，更主要的是存在與碰撞造山作用有關(guān)且持續(xù)時間至少超過30Myr的“慢熱”型超高溫變質(zhì)帶(圖2)，指示岡瓦納形成期可能存在一個類似現(xiàn)今青藏高原的造山高原(Clarketal., 2015; Fitzsimons, 2016及相關(guān)文獻(xiàn))，以地殼放射性元素衰變熱為主要熱源，使部分中下地殼緩慢達(dá)到超高溫條件(Clarketal., 2011, 2015; Hortonetal., 2016; Holderetal., 2018)。超高溫變質(zhì)作用的P-T演化特征、持續(xù)時間以及規(guī)模是區(qū)分這兩類超高溫變質(zhì)作用的重要依據(jù)。本文綜述了岡瓦納大陸內(nèi)(以東岡瓦納為主)與泛非造山作用有關(guān)的典型超高溫變質(zhì)巖的分布、巖石學(xué)特征、峰期變質(zhì)條件、P-T軌跡及形成時代，并簡要介紹我們在柴達(dá)木地塊西段新識別出的泛非期(晚埃迪卡拉-早寒武世)超高溫變質(zhì)作用的基本特征；結(jié)合造山帶熱模擬研究的一些新進(jìn)展，進(jìn)一步探討了碰撞造山作用背景下超高溫變質(zhì)作用形成的熱動力學(xué)條件及構(gòu)造意義。

圖1 全球高T/P型變質(zhì)帶的峰期變質(zhì)溫度-時代分布投點數(shù)據(jù)來自Brown and Johnson, 2018；不同超大陸(灰色區(qū)域)形成時期據(jù)Brown, 2007; Fitzsimons, 2016修改.超大陸：Pangea-潘吉亞；Gondwana-岡瓦納；Rodinia-羅迪尼亞；Columbia-哥倫比亞；Kenorland-凱諾蘭Fig.1 Plot of peak metamorphic temperature against age for high T/P type metamorphic belts Based on data from Brown and Johnson, 2018; periods of supercontinent assembly modified after Brown, 2007; Fitzsimons, 2016

圖2 岡瓦納泛非造山帶及超高溫變質(zhì)帶分布(據(jù)Fitzsimons, 2003, 2016; Meert and Lieberman, 2008修改)超高溫變質(zhì)帶：1-馬達(dá)加斯加南部；2-印度南端的特里凡得瑯-納蓋科伊爾地塊；3-印度南部的馬杜賴地塊；4-斯里蘭卡的高地雜巖；5-南極的呂措-霍爾姆雜巖；6-南極普里茲灣的賴于爾群島；7-中國的柴達(dá)木地塊西段；8-巴西的Anápolis-Itau?u雜巖Fig.2 Pan-African orogens and UHT belts of Gondwana (modified after Fitzsimons, 2003, 2016; Meert and Lieberman, 2008)Ultrahigh temperature metamorphic belts: 1-Anosyen Domain, southern Madagascar; 2-Trivandrum-Nagercoil Blocks, southmost India; 3-Madurai Block, southern India; 4-Highland Complex, Sri Lanka; 5-Lützow-Holm Complex, Antarctica; 6-Rauer Group of Prydz Bay, Antarctica; 7-western Qaidam Block, western China; 8-Anápolis-Itau?u Complex, Brazil

1 “泛非”造山帶的架構(gòu)

岡瓦納超大陸(或次超大陸)的形成始于新元古代，與之相關(guān)的“泛非造山運動”按照造山帶內(nèi)保留的碰撞證據(jù)分為早、晚兩期：早期造山運動(660～620Ma)表現(xiàn)為東、西岡瓦納之間的匯聚、拼合以及西岡瓦納內(nèi)部(除Kalahari(卡拉哈里)克拉通外)的俯沖、碰撞，分別對應(yīng)東非造山帶和Brasiliano造山帶(Meert, 2003; Fritzetal., 2013; De Araujoetal., 2014; Orioloetal., 2017)；晚期造山運動(580～530Ma)表現(xiàn)為Kalahari克拉通與剛果克拉通的俯沖、碰撞以及東岡瓦納內(nèi)部的碰撞，形成Damara-Zambezi(達(dá)馬拉-贊比西)造山帶、Kuunga造山帶以及Malagasy造山帶(Meert, 2003; Collins and Pisarevsky, 2005; Grayetal., 2008; Goscombeetal., 2020)。其中，與東岡瓦納形成有關(guān)的造山帶包括東非造山帶、Kuunga造山帶以及Malagasy造山帶，將在下文分述。

1.1 東非造山帶

東非造山帶從阿拉伯延伸至莫桑比克，長達(dá)5000km(圖2)，以肯尼亞的Galana-Athi剪切帶為界分為南、北兩段。北段Arabian-Nubian地盾(以下簡稱為ANS)主要由新元古代(860～650Ma)弧地體和蛇綠巖殘留組成，其造山作用以弧地體拼貼為特征(Meert, 2003; Fritzetal., 2013)。ANS內(nèi)主要的弧地體從680～640Ma開始相互拼貼和碰撞(Johnsonetal., 2011)；在ca.630Ma，ANS向撒哈拉克拉通匯聚；記錄622～611Ma的同碰撞花崗巖侵位和角閃巖相(650～680℃和5～7kbar)變質(zhì)作用(Elishaetal., 2019; El-Bialyetal., 2020)。約至620Ma，位于ANS主體東緣的洋盆開始閉合；ANS主體內(nèi)部在610～600Ma之后轉(zhuǎn)變?yōu)樯煺贡尘?，表現(xiàn)為610～586Ma的堿性、鈣堿性花崗巖類活動以及片麻巖穹隆中的同構(gòu)造閃長巖侵位(Andresenetal., 2009; El-Bialyetal., 2020; Ghanemetal., 2020)。至580Ma左右，ANS完全拼合，并與撒哈拉克拉通碰撞(Johnsonetal., 2011)。南段莫桑比克帶由剛果-坦桑尼亞克拉通與Azania微陸塊碰撞形成；后者被定義為印度Dharwar(達(dá)爾瓦爾)克拉通和剛果-坦桑尼亞克拉通之間的太古代-古元古代地殼(Collins and Pisarevsky, 2005)。該段造山帶的核部為新元古代高級變質(zhì)變形帶，原巖是類似ANS的年輕地體，主要形成于850～670Ma(Muhongoetal., 2001; J?ns and Schenk, 2008; Fritzetal., 2013; Bogeretal., 2015)，以非洲東部的東麻粒巖(Eastern Granulites)和馬達(dá)加斯加南部的Vohibory單元為代表；這些高級變質(zhì)帶記錄了與碰撞相關(guān)的麻粒巖相變質(zhì)作用(750～880℃和9～12kbar)，變質(zhì)作用發(fā)生在645～610Ma(Muhongoetal., 2001; Hauzenbergeretal., 2004, 2007; J?ns and Schenk, 2008)。此外，造山帶西側(cè)的剛果克拉通東緣出露太古代-古元古代(2.97～2.5Ga和2.12～1.84Ga)花崗質(zhì)片麻巖及變沉積巖；它們亦經(jīng)歷了640Ma左右(Sommeretal., 2003)或580～550Ma(Cuttenetal., 2006; Hauzenbergeretal., 2007)的麻粒巖相變質(zhì)作用(725～800℃和10～13kabr, Sommeretal., 2003; J?ns and Schenk, 2004)。

東非造山帶可能向南延伸至南極(Jacobs and Thomas, 2004)。以Dronning Maud Land(毛德皇后地)東部的Sr Rondane Mountains(索龍達(dá)山脈)為例：其東北部的晚中元古代(1130～1100Ma)基底和新元古代(ca.750Ma以后)沉積蓋層均記錄了與碰撞相關(guān)的麻粒巖相變質(zhì)條件(ca.800℃和7～8.5kbar, Shiraishietal., 2008)，其變質(zhì)時代為640～600Ma(Shiraishietal., 2008; Hokadaetal., 2013)。此外，在Sr Rondane Mountains，未變形花崗巖類的侵位作用最早發(fā)生在550Ma左右，該年齡可能代表造山活動在此處的結(jié)束時代(Hokadaetal., 2013)。

1.2 Malagasy造山帶

如前面所述，Collins and Pisarevsky (2005)提出，在泛非事件前，印度和剛果克拉通之間存在一個Azania微陸塊；該微陸塊和印度Dharwar克拉通之間的洋盆關(guān)閉，形成Malagasy造山帶。該縫合帶沿馬達(dá)加斯加?xùn)|部的Betsimisataka剪切帶分布，向北延伸到索馬里北部，向南延伸至南印度的Palghat-Cauvery(巴爾卡德-科弗里)剪切帶(圖2; Collins and Pisarevsky, 2005; Collinsetal., 2007a)。Betsimisataka剪切帶內(nèi)出露長英質(zhì)混合巖化副片麻巖、840～720Ma的酸性-基性巖漿雜巖以及537～522Ma的碰撞后花崗巖類(Goodenoughetal., 2010; Keyetal., 2011)；其中，副片麻巖記錄560～520Ma的變質(zhì)作用年齡和由西向東升壓、降溫的變質(zhì)條件變化——從7.5～10kbar、700～750℃到10～12kbar、600～650℃(Keyetal., 2011)。Palghat-Cauvery剪切帶由混合巖化角閃石-黑云母正片麻巖、塊狀紫蘇花崗巖、基性-超基性麻粒巖、石英巖、鈣硅酸巖以及花崗巖/偉晶巖組成。在該剪切帶內(nèi)東部的Namakkal-Karur(納馬卡爾-卡魯爾)一帶，出露的含富鎂十字石的剛玉-鋁直閃石-夕線石/藍(lán)閃石-假藍(lán)寶石片麻巖記錄537～525Ma的變質(zhì)年齡(Collinsetal., 2007a; Raithetal., 2010)。一些學(xué)者主張這些巖石形成于>12kbar和>900℃的高壓-超高溫麻粒巖相變質(zhì)條件(Santosh and Sajeev, 2006; Shimpoetal., 2006; Nishimiyaetal., 2010)；但是，Raithetal. (2010)認(rèn)為該處的峰期變質(zhì)條件為800℃左右和10～12kbar。

長期以來，Malagasy造山帶被認(rèn)為與Kuunga造山帶同時期形成(Collins and Pisarevsky, 2005)，兩者均代表了東岡瓦納最終形成時間。Keyetal. (2011)根據(jù)Betsimisataka剪切帶變質(zhì)作用和碰撞后花崗巖侵位時代認(rèn)為最終拼合發(fā)生在560～530Ma；這一年齡與印度的Palghat-Cauvery剪切帶內(nèi)的變質(zhì)年齡(537～525Ma)一致(Collinsetal., 2007a)。但是，Palghat-Cauvery剪切帶北部未變形花崗巖的侵位發(fā)生在556Ma左右(Brandtetal., 2014)，似乎又與這一觀點矛盾。而Fitzsimons (2016)認(rèn)為530～510Ma是造山帶垮塌、麻粒巖折返時代，剪切帶記錄的變質(zhì)年齡與這一過程有關(guān)，而Malagasy洋盆的閉合可能要早于莫桑比克帶形成。

1.3 Kuunga造山帶

Kuunga造山帶的主體被認(rèn)為是印度-南極克拉通和澳大利亞-南極克拉通在晚埃迪卡拉-早寒武世碰撞拼貼的產(chǎn)物(Meert, 2003; Mulderetal., 2019及相關(guān)文獻(xiàn))(圖2)。根據(jù)西北印度以及西澳的古地磁數(shù)據(jù)結(jié)果，印度與澳大利亞的拼合發(fā)生在750～700Ma以后(Gregoryetal., 2009; Meertetal., 2013)；這一縫合帶可能位于Prydz Bay(普里茲灣)-Denman(登曼)-Darling(達(dá)令)一帶(Powell and Pisarevsky, 2002)。西澳的Darling斷裂在晚新元古代-早寒武世發(fā)生左行走滑，其西側(cè)出露的Leeuwin雜巖中有新元古代(ca.750Ma)花崗巖類，后者記錄ca.522Ma的高角閃巖-麻粒巖相變質(zhì)作用(Collins, 2003)；此外，在澳大利亞西南端的海底高原Naturaliste Plateau，中元古代(1230～1190Ma)巖漿巖在515Ma左右經(jīng)歷角閃巖相變質(zhì)(ca.700℃和6.5kbar)作用(Halpinetal., 2008)。Darling斷裂能與南極的Denman冰川下方對應(yīng)，后者記錄有ca.516Ma的正長巖侵位活動和晚新元古代變質(zhì)作用(Fitzsimons, 2003)。在南極的Prydz Bay地區(qū)，與泛非事件有關(guān)的地質(zhì)記錄包括Grove Mountains(格羅夫山)570～530Ma與碰撞相關(guān)的高壓麻粒巖相變質(zhì)作用(12～14kbar和770～840℃, Liuetal., 2009a；俞良軍等，2002)、Rauer Islands(賴于爾群島)高溫-超高溫麻粒巖相變質(zhì)作用(Harley, 1998b; Kelseyetal., 2003; Clarketal., 2019)、Prydz帶內(nèi)540～500Ma的中壓高角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)作用(Fitzsimonsetal., 1997; Phillipsetal., 2009; Liuetal., 2009b)、以及整個Prydz Bay地區(qū)550～490Ma的同造山-造山后花崗巖類活動(Kinnyetal., 1993; Liuetal., 2006; Bogeretal., 2008)。

作為古縫合帶，Prydz Bay-Denman-Darling一帶還未發(fā)現(xiàn)蛇綠巖以及與俯沖有關(guān)的巖漿記錄，一些學(xué)者認(rèn)為這與以左行走滑為主的斜向碰撞方式有關(guān)(Powell and Pisarevsky, 2002)。但是，近年來，Prydz Bay地區(qū)的一些研究指明，區(qū)內(nèi)不同構(gòu)造單元的拼合發(fā)生在1000Ma左右(Wangetal., 2008)，至泛非時期，Prydz Bay地區(qū)可能處于陸內(nèi)環(huán)境，屬于印度-南極克拉通的一部分；即Kuunga縫合帶可能位于南極內(nèi)陸、Prydz帶以東南的某處(Kelseyetal., 2008; Liuetal., 2009a; Mulderetal., 2019)。但縫合帶在南極內(nèi)部的延伸由于冰川覆蓋尚不清楚，本文暫時依據(jù)Fitzsimons (2003)在圖2標(biāo)出不同的可能延伸方式。

2 泛非期超高溫變質(zhì)單元的地質(zhì)背景、巖石學(xué)特征及峰期變質(zhì)條件

正如前面所提到的，泛非期超高溫變質(zhì)單元主要出露在東岡瓦納內(nèi)(圖2)。最近，我們在柴達(dá)木地塊西部新厘定出一個晚埃迪卡拉-早寒武世超高溫變質(zhì)單元，并初步確定其可能為泛非造山事件的產(chǎn)物，曾經(jīng)是東岡瓦納泛非造山帶的一部分(Tengetal., 2020)。下面將闡述幾個典型泛非期東岡瓦納大陸超高溫變質(zhì)地體和柴達(dá)木地塊西部新發(fā)現(xiàn)的超高溫變質(zhì)單元的地質(zhì)背景、巖石學(xué)特征以及峰期變質(zhì)條件(表1)。本部分涉及的礦物縮寫包括：石榴石(Grt)、尖晶石(Spl)、石英(Qz)、夕線石(Sil)、藍(lán)晶石(Ky)、黑云母(Bt)、堇青石(Crd)、斜方輝石(Opx)、單斜輝石(Cpx)、斜長石(Pl)、鉀長石(Kfs)、長石(Fsp)、大隅石(Osm)、剛玉(Crn)、假藍(lán)寶石(Spr)、鋁直閃石(Ged)、磁鐵礦(Mgt)、金紅石(Rt)、鈦鐵礦(Ilm)、石墨(Gra)、十字石(St)。

表1 東岡瓦納超高溫變質(zhì)巖的礦物組合及峰期變質(zhì)條件

2.1 馬達(dá)加斯加南部：Anosyen單元

馬達(dá)加斯加在岡瓦納大陸重建中位于印度-東非-東南極之間(圖2),其前寒武紀(jì)基底以北西向Ronotsara剪切帶為界分為北、南兩部分，南部又以Amphanihy和Beraketa剪切帶為界分為三部分或四部分(圖3a)。Amphaniphy剪切帶以西為新元古代(850～700Ma)Vohibory基性弧巖漿地體，在ca.612Ma經(jīng)歷與碰撞有關(guān)的高級變質(zhì)作用(9～11kbar和750～850℃, J?ns and Schenk, 2008)。Amphanihy剪切帶內(nèi)出露含石墨片麻巖和早新元古代(ca.920Ma)堿性巖漿巖(Bogeretal., 2015)。Amphaniphy和Beraketa剪切帶之間為Androyen單元(圖3a)，由Mongoky群砂質(zhì)泥質(zhì)-泥質(zhì)片麻巖和鈣硅酸質(zhì)片麻巖和中元古代Imoloto群流紋質(zhì)-花崗質(zhì)片麻巖組成(Bogeretal., 2019)。Anosyen單元位于Beraketa剪切帶以東，由Horombe群淺色長英質(zhì)片麻巖、Iakora群砂泥質(zhì)-泥質(zhì)片麻巖和鈣硅酸巖組成(Bogeretal., 2012)，其中長英質(zhì)片麻巖原巖時代為820～760Ma(Bogeretal., 2019)；變泥質(zhì)巖的碎屑年齡為0.9～2.1Ga(J?ns and Schenk, 2011)。除北端Ihosy附近(830～850℃)外，變泥質(zhì)巖的變質(zhì)作用研究指示Anosyen單元整體經(jīng)歷了880～920℃和6～6.5kbar(Bogeretal., 2012)或>900℃(Hortonetal., 2016)的峰期變質(zhì)條件和順時針的退變軌跡(Bogeretal., 2012)。該期麻粒巖相變質(zhì)作用與同-后構(gòu)造Ambalavao巖漿侵位同期，均發(fā)生在580～520Ma(J?ns and Schenk, 2011; Bogeretal., 2012; Hortonetal., 2016; Holderetal., 2018)；在南端記錄最高溫條件，出現(xiàn)Spr+Qz、富鋁Opx+Sil以及Osm+Grt礦物組合(J?ns and Schenk, 2011; Holderetal., 2018)。

圖3 含東岡瓦納超高溫變質(zhì)帶地區(qū)的構(gòu)造簡圖(a)馬達(dá)加斯加(據(jù)Boger et al., 2019簡化)；(b)印度南部(據(jù)Santosh and Sajeev, 2006簡化；灰色區(qū)域主要出露紫蘇花崗巖-紫蘇花崗閃長巖)；(c)斯里蘭卡(據(jù)Dharmapriya et al., 2015a簡化)；(d)呂措-霍爾姆灣(據(jù)Shiraishi et al., 2008簡化)；(e)普里茲灣(據(jù)Kelsey et al., 2003簡化)；(f)柴達(dá)木地塊西段(據(jù)Teng et al., 2020簡化). ATF-阿爾金斷裂；Neo-TS-新特提斯洋縫合帶；Paleo-TS-古特提斯洋縫合帶；Proto-TS-原特提斯洋縫合帶；Paleo-AS-古亞洲洋縫合帶；QD-柴達(dá)木地塊；QL-祁連地塊；NQT-北羌塘地塊；SQT-南羌塘地塊；LS-拉薩地塊. 橘色代表含超高溫變質(zhì)巖的高級變質(zhì)帶Fig.3 Schematic tectonic maps for UHT metamorphic belts-bearing blocks(a) Madagascar (simplified after Boger et al., 2019); (b) southern India (simplified after Santosh and Sajeev, 2006); (c) Sri Lanka (simplified after Dharmapriya et al., 2015a); (d) Lützow-Holm Bay (simplified after Shiraishi et al., 2008); (e) Prydz Bay (simplified after Kelsey et al., 2003) (f) Western Qaidam Block (simplified after Teng et al., 2020). ATF-Altyn Tagh Fault; Neo-TS-Neo-Tethys suture; Paleo-TS-Paleo-Tethys suture; Proto-TS-Proto-Tethys suture; Paleo-AS-Paleo-Asian suture; QD-Qaidam Block; QL-Qilian Block; NQT-North Qiangtang Block; SQT-South Qiangtang Block; LS-Lhasa Block. UHT metamorphic rocks-bearing units filled with orange color

Anosyen南部主要出露變泥質(zhì)巖、鈣硅酸巖、大理巖，與紫蘇花崗巖(Anosyen Batholith)共生；超高溫麻粒巖產(chǎn)在變泥質(zhì)巖中，包括含Spr±Qz的Opx-Sil-Grt片麻巖和含Osm麻粒巖。前者由Grt、Sil、Opx、Spr、Kfs、Pl、Qz、Crd、Bt、Spl組成，按粗粒礦物組合分為Opx-Sil-Qz和Opx-Grt-Sil兩類，粗粒礦物間主要由Crd±Opx/Spl分隔。Spr和Qz出現(xiàn)在Sil中，接觸關(guān)系未說明，但在基質(zhì)中被Sil、Crd+Spl分隔。Grt成分為Prp40-46Alm42-46Sps10-14Grs2-3；Spr的Fe3+/Fe2+為33%～43%；Opx的Al2O3含量高達(dá)9.4%。在貧硅域，后成合晶更為發(fā)育，表現(xiàn)為Crd+Spr、Kfs+Spr，局部見Crn殘留，與Pl之間被Spr冠狀體分隔(J?ns and Schenk, 2011)。含Osm麻粒巖由Qz、Kfs、Pl、Spl、Ilm、Crd、Bt組成，粗粒礦物組合為Osm+Spl+Qz+Sil，新鮮Osm中有Mgt，邊部被Kfs+Crd+Qz±Opx后成合晶取代，后者有Mgt、Ilm包體；Bt和粗粒Crd冠狀體包圍Spl、Mgt、Spl(Holderetal., 2018)。

Opx-Sil-Grt片麻巖和含Osm麻粒巖的峰期變質(zhì)溫度分別為920～1020℃和940～1050℃(J?ns and Schenk, 2011; Holderetal., 2018)，溫度下限與圍巖含Spl-Qz混合巖化片麻巖的峰期溫度一致(880～930℃, Bogeretal., 2012)，指示整個Anosyen單元(除北端外)可能都經(jīng)歷了超高溫變質(zhì)作用。Opx-Sil-Grt片麻巖的峰期壓力為8～11kbar(在1000℃條件下)，而晚期的含Crd冠狀體形成于ca.6～7kbar(在800℃條件下)(J?ns and Schenk, 2011)。后者與含Osm麻粒巖峰期溫度對應(yīng)的壓力(<6kbar, Holderetal., 2018)和區(qū)域泥質(zhì)巖的峰期壓力(6～6.5kbar, Bogeretal., 2012)一致。考慮到Holderetal. (2018)用相圖和礦物組合約束Osm麻粒巖的峰期溫度，其上限不受礦物成分約束；而J?ns and Schenk (2011)計算Opx-Sil-Grt片麻巖的峰期壓力時是固定1000℃用Opx最高值計算，此處的峰期條件可能為6～8kbar和920～1020℃(圖4a)。

圖4 東岡瓦納超高溫變質(zhì)作用的峰期條件(a)和變質(zhì)軌跡(b)Southern Madagascar-馬達(dá)加斯加南部；Trivandrum-Nagercoil Blocks-特里凡得瑯-納蓋科伊爾地塊；Madurai Block-馬杜賴地塊；Highland Complex-高地雜巖；Lützow-Holm Complex-呂措-霍爾姆雜巖；Rauer Grup-賴于爾群島；Western Qaidam Block-柴達(dá)木地塊西段Fig.4 Peak conditions (a) and P-T paths (b) of UHT metamorphism within East Gondwana

2.2 印度：Southern Granulite Terrane(南部麻粒巖地塊)

Southern Granulite Terrane指Palghat-Cauvery(巴爾卡德-科弗里)剪切帶以南的麻粒巖單元，包括Madurai(馬杜賴)、Trivandrum以及Nagercoil地塊(圖3b)。以Karur-Kamban-Painavu-Trichur(KKPT)為界，Madurai地塊的西北部主要由塊狀紫蘇花崗巖組成，原巖年齡為2.62～2.46Ga(Plavsaetal., 2012; Brandtetal., 2014; Kumaretal., 2017)，在2.47～2.43Ga經(jīng)歷麻粒巖相變質(zhì)作用(Brandtetal., 2014)；而Madurai地塊的東部和南部以變沉積巖為主，且紫蘇花崗巖以及南緣的堿性花崗巖、輝長巖的原巖年齡為1000～770Ma(Plavsaetal., 2012; Kumaretal., 2017; Santoshetal., 2017)，少量在730～630Ma(Santoshetal., 2017)。在變沉積巖單元內(nèi)，北部沉積巖的碎屑鋯石年齡集中在3.2～1.7Ga，南部則集中在1.1～0.65Ga(Plavsaetal., 2014)，指示南部沉積發(fā)生在晚新元古代，碰撞造山作用發(fā)生前不久。此外，上述巖石均記錄了570～500Ma的變質(zhì)年齡(Plavsaetal., 2012; Brandtetal., 2014; Clarketal., 2015; Kumaretal., 2017; Santoshetal., 2017)。Madurai地塊南界為Achankovil剪切帶(ACSZ)，再往南是Trivandrum地塊(圖3b)。Trivandrum地塊主要出露孔茲巖和含Grt長英質(zhì)麻粒巖，以及少量大理巖、鈣硅酸巖和基性麻粒巖，表現(xiàn)出強(qiáng)烈的混合巖化特征(Nandakumar and Harley, 2000; Whitehouseetal., 2014)。其中，變沉積巖的碎屑鋯石年齡集中在2.2～1.9Ga，且普遍記錄ca.513Ma的變質(zhì)年齡(Collinsetal., 2007b)；長英質(zhì)正片麻巖的原巖年齡為1.96～1.85Ga，變質(zhì)年齡為570～500Ma(Whitehouseetal., 2014; Kumaretal., 2017)。Nagercoil地塊是Trivandrum地塊南部以紫蘇花崗巖為特征的單元，巖漿結(jié)晶年齡為2.03～1.98Ga，變質(zhì)年齡為ca.534Ma(Kumaretal., 2017)；其泥質(zhì)混合巖夾層記錄570～535Ma的變質(zhì)年齡(Johnsonetal., 2015)。南部麻粒巖地塊多處見泛非超高溫變質(zhì)作用報道(見下文)，其中Palghat-Cauvery剪切東部的超高溫變質(zhì)作用存在爭議(見前文，Raithetal., 2010)，此處不做詳細(xì)闡述。

2.2.1 Trivandrum-Nagercoil單元

Trivandrum地塊北部出露含Opx的泥質(zhì)片麻巖和長英質(zhì)麻粒巖，礦物組合分別為Opx-Crd-Pl-Qz±Grt和Opx-Grt-Kfs-Pl-Qz-Mgt-Bt。粗粒Grt呈堆晶特征與Mgt交生；Opx與Qz、Fsp共生；Crd與Pl共生。反應(yīng)結(jié)構(gòu)包括Pl冠狀體、Crd+Opx后成合晶以及Crd+Qz交生。Grt的XMg為0.29～0.40，鈣鋁榴石組分≤3mol%；粗粒Opx的Al2O3含量最高為8.6%，出現(xiàn)在核部；Pl為An29-32。Trivandrum地塊的中部和南部不含Opx，泥質(zhì)片麻巖礦物組合為Grt+Sil+Crd+Kfs+Pl+Qz+Ilm或Grt+Crd+Kfs+Pl+Qz+Mgt/Spl；長英質(zhì)麻粒巖的礦物組合為Grt+Crd+Kfs+Pl+Qz。粗粒礦物之間被次生Crd冠狀體分隔，Grt被Crd+Qz后成合晶取代(Nandakumar and Harley, 2000)。Morimotoetal. (2004)在Chittikara(Trivandrum地塊南部)變泥質(zhì)巖的Grt中識別出Qz+Spl組合，但Spl中含4.9%～9.96% ZnO和1.14%～5.7% Cr2O3。Nagercoil地塊的紫蘇花崗巖出露貧硅的混合巖化泥質(zhì)片麻巖，粗粒礦物組合為Grt+Sil+Spl+Mgt+Kfs+Pl，Grt中有Qz、Fsp、Sil、綠色Spl及Ilm/Mgt包體。退變礦物主要為Crd和Bt，反應(yīng)結(jié)構(gòu)包括Crd冠狀體和Crd+Spl后成合晶(Johnsonetal., 2015)。

Trivandrum地塊北部含Opx組合指示的峰期變質(zhì)條件為900～950℃和ca.7kbar(Nandakumar and Harley, 2000)，與Nagercoil地塊的泥質(zhì)混合巖用視剖面方法約束的峰期條件一致(900～950℃和6～8kbar, Johnsonetal., 2015)。Morimotoetal. (2004)根據(jù)Spl+Qz組合認(rèn)為Trivandrum地塊南部的峰期溫度>950℃，但也提出Spl富Zn和Cr，形成可能低于此溫度。而且，即便在FMAS體系中，Spl+Qz組合會出現(xiàn)在不變點[Opx]低溫一側(cè)，在ca.6kbar以下會低于900℃(魏春景和朱文萍, 2016)。因此，此處峰期變質(zhì)條件可能仍為900～950℃和6～8kbar(圖4a)。此外，Whitehouseetal. (2014)報道了古元古代變花崗巖(現(xiàn)為Bt-Grt長英質(zhì)花崗巖和紫蘇花崗巖)鋯石核部的放射Pb分布不均(unsupported radiogenic Pb)，這種現(xiàn)象僅見于UHT地區(qū)；結(jié)合區(qū)域內(nèi)廣泛的混合巖化，可能指示整個Trivandrum都達(dá)到了超高溫變質(zhì)條件(Whitehouseetal., 2014)。

2.2.2 Madurai地塊中部

泛非時期超高溫變質(zhì)帶位于Palni Hills一帶，在此處可見Kodaikanal麻粒巖地體(紫蘇花崗閃長質(zhì)為主)與厚層變沉積巖單元呈高角度接觸(Brown and Raith, 1996; Brandtetal., 2011)。變沉積巖單元由泥質(zhì)片麻巖、基性麻粒巖、石英巖以及少量鈣硅酸鹽巖組成(Sajeevetal., 2004)。超高溫麻粒巖呈層狀或透鏡狀出露在貧鋁的混合巖化片麻巖內(nèi)，一起產(chǎn)于Kodaikanal地體的紫蘇花崗閃長質(zhì)片麻巖/麻粒巖內(nèi)部或邊部變沉積巖單元內(nèi)，見于Perumalmalai(Brown and Raith, 1996)、Palni(Brandtetal., 2011)、Ganguvarpatti(Sajeevetal., 2004)以及Usilampatti等地(Prakashetal., 2018)。

含Spr麻粒巖包括Opx-Sil片麻巖、Grt-Opx麻粒巖以及Grt-Bt-Sil麻粒巖，三類巖石的Spr的Fe3+/Fe2+為0.06～0.47(Brandtetal., 2011; Prakashetal., 2018)。Brandtetal. (2011)報道的Opx-Sil片麻巖由粗粒礦物Opx+Sil+Kfs+Pl+Qz組成，Kfs顯示條紋長石特征；Opx的Al2O3含量高達(dá)9.04%。Grt假象由Opx+Spr+Pl組成，往邊部變?yōu)镺px+Spr+Crd、Opx+Crd；其它退變結(jié)構(gòu)包括Crd+Spr、Spr+Pl、Crd+Qz、Bt+Pl±Qz交生/后成合晶和Kfs、Pl、Crd冠狀體。在Usilampatti地區(qū)，Prakashetal. (2018)報道的富Mg-Al麻粒巖由粗粒礦物Grt+Opx+Sil+Crd+Kfs+Qz組成；Opx的Al2O3含量最高為9.6%；基質(zhì)中Spr+Qz與Bt共生；反應(yīng)結(jié)構(gòu)包括Opx+Crd+Spl/Spr和Opx+Pl。

Brandtetal. (2011)報道的Grt-Opx麻粒巖由粗粒礦物Grt+Opx+Pl+Qz±Bt組成；礦物包裹體有Bt、Rt、Pl、Ilm、Qz；反應(yīng)結(jié)構(gòu)主要有Opx+Pl、Spr/Spl+Pl、Spr/Spl+Opx+Pl、Opx+Spl后成合晶，圍繞Spl的Spr冠狀體，以及最晚期的次生Grt與Bt共生。粗粒Grt的XMg為0.50～0.52，鈣鋁榴石組分可達(dá)7mol%～12mol%，邊部XMg升高、Grs降低，記錄生長環(huán)帶；而Opx的Al2O3含量在粗顆粒邊部和后成合晶中最高(10%)(Brandtetal., 2011)。在Ganguvarpatti，Sajeevetal. (2004)報道的貧硅Grt-Opx麻粒巖含Spr變斑晶，粗粒礦物組合為Grt+Opx+Spr±Bt。Opx的Al2O3含量在核部最高(10.7%)；Bt含6% TiO2和1% F。Grt中的礦物包裹體有Opx、Sil、Qz、Rt；反應(yīng)結(jié)構(gòu)主要有Spr+Opx/Crd、Spr/Spl+Opx+Crd、Opx+Crd±Spl、Spl+Crd±Bt，其中Spl的Fe3+/Fe2+最高到0.17。Grt-Bt-Sil由粗粒礦物Grt+Bt+Sil+Pl±Crn組成；其中Grt的XMg為0.5～0.54，鈣鋁榴石組分可達(dá)9mol%；Bt最高含6.1% TiO2。包體礦物有Sil、Bt、Rt、Pl；反應(yīng)結(jié)構(gòu)主要有Crn+Pl、Spr+Spl+Crn+Pl、Spl±Crn、Opx+Crd/Pl+Spl、Spr+Pl±Opx后成合晶。其中Spl的Fe3+/Fe2+最高到0.15(Brandtetal., 2011)。

北部Perumalmalai和Palni附近的超高溫變泥質(zhì)巖指示的峰期條件為900～1000℃和12～13kbar(Brown and Raith, 1996; Brandtetal., 2011)。Sajeevetal. (2004)早期認(rèn)為Ganguvarpatti的Opx-Grt±Sil麻粒巖的峰期變質(zhì)條件為900～1050℃和9～10kabr；但是，Baldwinetal. (2005)在此基礎(chǔ)上考慮水活動度對FMAS體系下不變點位置的影響，認(rèn)為峰期變質(zhì)條件為970～990℃和8.8～9.4kbar。Baldwinetal. (2005)的結(jié)果與Prakashetal. (2018)用溫壓計和視剖面方法得到的結(jié)果較一致(ca.940℃和9kbar)，在本文中用以代表南部變泥質(zhì)巖單元的超高溫峰期變質(zhì)條件(940～990℃和8.8～9.4kbar)(圖4a)。

2.3 斯里蘭卡中部：Highland(高地)雜巖

根據(jù)釹模式年齡特征，將斯里蘭卡的前寒武紀(jì)基底分為Wanni雜巖(2.0～1.0Ga)、Highland雜巖(3.4～2.0Ga)以及Vijayan雜巖(1.8～1.0Ga)三個單元(Milisendaetal., 1994)(圖3c)；三者為構(gòu)造接觸(Meertetal., 2003)。Wanni雜巖和Vijayan雜巖由變花崗巖類、變閃長巖、變輝長巖以及少量變沉積巖組成，花崗巖類侵位主要發(fā)生在1100～1000Ma(Kr?neretal., 1994)，其次在早新元古代(H?lzletal., 1994; Kr?neretal., 2013; Santoshetal., 2014)。中部的Highland雜巖以變沉積巖為主，包括變泥質(zhì)巖、石英巖、大理巖以及鈣硅酸鹽巖，碎屑鋯石年齡為太古代-新古元古代(Kr?neretal., 1994; Sajeevetal., 2010; Dharmapriyaetal., 2015b)，被1.9～1.8Ga和～670Ma的花崗巖類侵入(H?lzletal., 1994)。上述三個單元在晚新元古代發(fā)生碰撞、拼貼，并共同經(jīng)歷610～520Ma的高級變質(zhì)作用(Kr?neretal., 1994, 2013; H?lzletal., 1994; Santoshetal., 2014)和ca.550Ma的花崗巖、偉晶巖侵位(H?lzletal., 1994)。該期構(gòu)造熱事件在Vijayan雜巖和Wanni雜巖表現(xiàn)為角閃巖-麻粒巖相變質(zhì)；在Highland雜巖為麻粒巖相變質(zhì)作用，并被中部和西南的巖石記錄超高溫條件(Sajeev and Osanai, 2004a, b; Osanaietal., 2006; Sajeevetal., 2010; Dharmapriyaetal., 2015b)。

在Highland雜巖中部，含Spr±Qz的Grt-Opx±Sil麻粒巖、Crn-Grt-Sil-Spl片麻巖呈薄層狀與孔茲巖、大理巖、長英質(zhì)片麻巖、基性麻粒巖、紫蘇花崗質(zhì)片麻巖共生。硅飽和的Grt-Opx-Sil片麻巖由粗粒礦物Grt+Opx+Sil+Qz組成，Grt核部見Spr+Qz共生。其中Grt成分為Alm42-43Prp53-54Grs1-2Sps2；粗粒Opx核部以及作為Grt包裹體的Opx記錄了最高的Al2O3含量(11.6%～13%)，粗粒Opx的邊部降為9.7%～9.8%；Spr的Fe3+/Fe2+為0.02(Sajeev and Osanai, 2004b; Osanaietal., 2006)。退變礦物包括Crd、Spl、Bt以及次生的Opx、Grt(Osanaietal., 2006)。貧硅麻粒巖由粗粒礦物Spr+Grt+Opx組成；Qz只出現(xiàn)在Grt/Opx中；Grt成分為Alm38-49Prp42-54Grs5-8Sps0-4；Opx的Al2O3含量最高達(dá)9.0%。反應(yīng)結(jié)構(gòu)包括Spr+Opx+Crd、Opx+Spr±Pl、Opx+Crd、Opx+Spl后成合晶(Osanaietal., 2006)。Crn-Grt-Sil-Spl片麻巖由粗粒礦物Grt+Sil+Pl+Kfs組成。粗粒Grt(0.5～3cm)含Bt、Qz、Rt、Fsp、Spl、Sil、Ilm以及大量定向的Rt、Ap，成分為Alm58-60Prp34-33Grs5-7Sps1-3。退變礦物主要有Grt+Crn和Bt，其中Bt 的TiO2含量高達(dá)6.99%(Dharmapriyaetal., 2015a)。Osanaietal. (2006)也報道過由Crn+Qz+Grt組成的富鋁長英質(zhì)片麻巖：Grt有Spl、Ilm、Qz、Ky；Grt成分為Alm64-69Prp23-28Grs5-9Sps1-2，退變表現(xiàn)為細(xì)粒Sil+Spl交生。

在Highland雜巖的西南部，含Osm麻粒巖在野外呈薄層狀與Grt-Bt片麻巖、Opx片麻巖、紫蘇花崗巖共生。含Osm麻粒巖由Grt、Sil、Bt、Crd、Spl、Qz、Kfs組成，粗粒Grt包裹Qz、Sil、Osm；其邊部被Crd±Qz±Kfs包圍?；|(zhì)中Spl+Qz共生，但Spl含有高達(dá)7.32%的ZnO(Sajeev and Osanai, 2004a)。

Osanaietal. (2006)根據(jù)Spr-Qz、Grt-Sil-Opx組合和FMAS成巖格子認(rèn)為Highland雜巖中部的峰期變質(zhì)條件為ca.1100℃和12kbar；而Sajeevetal. (2010)使用FMAS視剖面和相似樣品得到的峰期條件為ca.1050℃和9kbar。結(jié)合Dharmapriyaetal. (2015a, b)用視剖面和傳統(tǒng)溫壓計約束的峰期變質(zhì)條件(表1)，斯里蘭卡Highland雜巖中部的超高溫峰期條件可能為950～1050℃和9～10kbar(圖4a)。此外，Sajeev and Osanai (2004a)解釋Highland雜巖西南部的含Osm混合巖時，將Grt中的包體組合Osm+Sil±Qz視為峰期礦物組合，認(rèn)為峰期溫度達(dá)到了950℃(在7kbar條件下)。

2.4 南極：Lützow-Holm(呂措-霍爾姆)雜巖

Lützow-Holm雜巖出露在南極Lützow-Holm Bay東岸和Prince Olav Coast(奧拉夫王子海岸)(圖3d)，巖性包括鈣質(zhì)、泥質(zhì)、長英質(zhì)、中性、基性、超基性巖石，其中超基性巖呈孤立塊狀產(chǎn)在變沉積巖內(nèi)(Shiraishietal., 1994)，在553～517Ma經(jīng)歷高角閃巖-麻粒巖相變質(zhì)作用和順時針變質(zhì)軌跡(Shiraishietal., 1994; Fraseretal., 2000)。變沉積巖記錄的區(qū)域麻粒巖相變質(zhì)峰期條件為830～900℃和11kbar(Kawakami and Motoyoshi, 2004; Suzuki and Kawakami, 2019)，在Rundvagshetta地區(qū)變質(zhì)溫度最高，出現(xiàn)Spr+Qz和Opx+Sil組合(Fraseretal., 2000; Yoshimuraetal., 2008)。

Rundvagshetta位于Lützow-Holm雜巖的西南(圖3d)，主要由Grt-Bt片麻巖、Grt-Sil片麻巖(孔茲巖)、基性麻粒巖組成；少量Grt-Opx-Sil片麻巖呈透鏡狀或?qū)訝町a(chǎn)在Grt-Sil/Bt片麻巖中(Yoshimuraetal., 2008)。Grt-Opx-Sil片麻巖由粗粒礦物Grt+Opx+Sil組成；Grt中有Spr+Qz共生包體；Grt成分為Prp50-55Alm40-45Grs4-5Sps1-2；Opx的Al2O3含量在核部最高(9.5%)。退變結(jié)構(gòu)包括Opx+Crd±Spr±Spl、Spr+Crd/Pl和Bt+Pl/Qz后成合晶。Bt的TiO2含量最高接近6%，并含1.35%的F；Spr的Fe3+最高為0.11apfu(Yoshimuraetal., 2008)。

Yoshimuraetal. (2008)根據(jù)Spr+Qz的出現(xiàn)認(rèn)為此處的峰期溫度>1000℃。但根據(jù)其描述，樣品內(nèi)的Spr含0.11apfu的Fe3+，考慮氧化條件下Spr+Qz的穩(wěn)定域可能降低50～70℃(Kelsey and Hand, 2015)，此處峰期溫度可能沒有那么高。此外，F(xiàn)raseretal. (2000)和Yoshimuraetal. (2008)依據(jù)Opx+Grt+Sil組合和FMAS成巖格子將峰期壓力約束在>11～12kbar，這種解釋取決于[Spl]不變點位置。但是根據(jù)Kelseyetal. (2004)計算，文章中所參考的不變點[Spl]位置(ca.10～11kbar和1040℃)，只適用于低氧逸度巖石和特定水活度的全巖，而水活動降低會使得[Spl]往低溫低壓方向移動。

2.5 南極Prydz Bay(普里茲灣)：Rauer Group(賴于爾群島)

Rauer Group位于南極Prydz Bay的東海岸(圖3e)，由太古代(ca.3.27Ga和ca.2.8Ga)英云閃長質(zhì)片麻巖和中元古代晚期(1060～1000Ma)基性-長英質(zhì)侵入體組成(Kinnyetal., 1993)。泥質(zhì)片麻巖產(chǎn)在長英質(zhì)正片麻中，按巖性特征分為Filla Paragneiss和Mather Paragneiss。Filla Paragneiss主要為富鐵泥質(zhì)巖，是Rauer Group主要的變沉積巖類型，沉積發(fā)生在中元古代(Kinnyetal., 1993)，經(jīng)歷1000～900Ma和550～500Ma兩期構(gòu)造熱事件(Kinnyetal., 1993; Kelseyetal., 2007)，其峰期變質(zhì)條件為800～850℃和7～9kbar(Harley and Fitzsimons, 1991)。Mather Paragneiss以富鎂鋁麻粒巖為特征，僅出現(xiàn)在Rauer Group東部的Mather半島及其南邊的Short Point，是Prydz Bay地區(qū)唯一記錄超高溫變質(zhì)作用的巖性(Harley, 1998b)。該套巖石包括Grt-Opx-Sil-Spr混合巖、Grt-Sil變泥質(zhì)巖、Opx-Sil石英巖、含Grt基性麻粒巖、含Opx淺色片麻巖、橄欖石大理巖以及石榴石英巖(Harley, 1998b)。這套巖石的碎屑鋯石年齡集中2.7～2.1Ga，不記錄晚中元古代構(gòu)造熱事件，指示原巖沉積可能發(fā)生在新元古代(Kelseyetal., 2008; Hokadaetal., 2016)。

貧硅的Grt-Opx-Sil-Spr混合巖由含Opx淺色體和富Mg-Al層組成。富Mg-Al層按粗粒礦物組合分為Opx-Sil-Pl、Grt-Opx-Pl、Grt-Opx-Sil、Grt-Sil片麻巖層。Grt的XMg為64～71，鎂鋁榴石組分最高達(dá)到68%；Opx的Al2O3含量向邊部升高，最高為10.6%。Opx和Grt的礦物包裹體有Bt、Sil、Pl、Opx。反應(yīng)結(jié)構(gòu)包括Spr+Crd±Pl±Spl后成合晶取代Sil；Opx+Spr±Sil、Opx+Spr+Pl±Crd或Opx+Crd±Spl取代Grt；Crd冠狀體取代Opx；Sil-Opx/Grt之間被Spr+Crd±Pl和Crd+Spl±Spr分隔。Spr的Fe3+/Fe為0.15～0.25(Harley, 1998b)。硅飽和的Mg-Al巖包括Grt-Sil-Qz、Opx-Sil-Qz和Grt-Sil-Opx-Qz片麻巖層，Opx的Al2O3含量為8.3%～9.37%。退變礦物有Crd、Pl、Bt、Spr以及次生Opx(Kelseyetal., 2003)。

Grt-Opx-Qz混合巖的峰期變質(zhì)條件為910～975℃和8.5～10.6kbar(Kelseyetal., 2003; Clarketal., 2019)；貧硅的Grt-Opx-Sil片麻巖峰期條件為ca.1030℃和10～12kbar(Harley, 1998b)。Harley (1998b)和Kelseyetal. (2003)計算所用樣品的采樣位置十分接近，應(yīng)該經(jīng)歷了相同變質(zhì)過程，其計算的溫壓條件差異可能與所采用方法有關(guān)。綜合得到此處的峰期變質(zhì)條件為910～1030℃和8.5～12kbar(圖4a)。

2.6 中國西部：柴達(dá)木地塊西段

柴達(dá)木地塊位于青藏高原東北部，北界為早古生代柴北緣高壓-超高壓變質(zhì)帶(張建新等, 2015; Zhangetal., 2017及相關(guān)文獻(xiàn))，南界為古生代-中生代東昆侖造山帶(Dongetal., 2018)。柴達(dá)木地塊的主體被中生代-新生代沉積物所覆蓋，即現(xiàn)今的柴達(dá)木盆地；變質(zhì)基底只零星出露在盆地邊緣，先前被定為古元古代達(dá)肯達(dá)坂群或金水口群(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1991)。泛非期超高溫變質(zhì)巖發(fā)現(xiàn)于盆地西緣(花土溝地區(qū))的高級變質(zhì)單元中(圖3g)。該高級變質(zhì)單元由變泥質(zhì)巖、長英質(zhì)正片麻巖、變基性巖、石英巖、鈣硅酸鹽巖和含橄欖石大理巖組成，其中長英質(zhì)正片麻巖的原巖年齡為1137～1122Ma(Tengetal., 2020)。變沉積巖、長英質(zhì)片麻巖以及基性麻粒巖的鋯石和獨居石U-Pb年代學(xué)研究指示整個單元可能都經(jīng)歷了560～510Ma的麻粒巖相變質(zhì)作用(Tengetal., 2020)。

Mg-Al麻粒巖呈層狀或透鏡狀夾于泥質(zhì)片麻巖中，根據(jù)有無Sil分為兩類。不含Sil的Mg-Al麻粒巖由粗粒礦物Opx+Grt+Qz組成，Grt中有Opx、Ky、Ged、Bt、Qz、Spr、Rt、Ilm。Spr僅見于富鎂Grt內(nèi)，不與Qz接觸。Grt成分為Alm24-29Prp69-74Grs2；Opx的Al2O3含量最高達(dá)8.32%，出現(xiàn)在Grt內(nèi)。退變質(zhì)結(jié)構(gòu)主要為Grt邊部的Opx+Crd±Bt后成合晶和Opx冠狀體(圖5a)，以及基質(zhì)中的Bt，其中Bt的TiO2含量最高為5.23%(Tengetal., 2020)。在Opx-Grt-Sil-Qz麻粒巖中，Spr出現(xiàn)在Grt的邊部，與Sil/Ky共生；基質(zhì)中的Sil被Crd+Spl部分或完全取代，邊部被Crd集合體包圍，與Grt/Opx分隔(圖5b)。

圖5 柴達(dá)木地塊西段Mg-Al麻粒巖的顯微照片F(xiàn)ig.5 Photomicrographs of Mg-Al granulites from western Qaidam Block

根據(jù)峰期組合Grt+Qz+Opx+Rt(+熔體)和NCKFMASHTO體系下的視剖面，柴達(dá)木西緣的峰期變質(zhì)條件為>915℃和>9kbar；Opx最高的Al2O3含量在視剖面中對應(yīng)ca.960℃和9.6kbar，與該地區(qū)基性麻粒巖記錄的峰期溫度一致(Tengetal., 2020)。

3 東岡瓦納超高溫變質(zhì)作用的P-T-t特征

3.1 變質(zhì)演化及P-T軌跡

盡管從不同地區(qū)UHT變質(zhì)巖石中獲得的P-T軌跡形態(tài)各不相同，但這些軌跡在P-T空間里均呈現(xiàn)出順時針演化特征(圖4b)；對應(yīng)地，Mg-Al麻粒巖和泥質(zhì)麻粒巖在巖相學(xué)上多表現(xiàn)為以Crd冠狀體和含Crd后成合晶為主的減壓結(jié)構(gòu)和Bt的退變生長(圖5)。斯里蘭卡Highland雜巖內(nèi)的泥質(zhì)麻粒巖似乎與其它地區(qū)不同，它們在達(dá)到溫度峰期后，先在ca.9kbar條件下經(jīng)歷近等壓冷卻，然后到850～900℃才開始減壓(圖4b)；這段早期冷卻過程在巖相學(xué)上對應(yīng)Spr+Qz組合被Opx+Sil+Qz取代(Sajeevetal., 2010)和泥質(zhì)麻粒巖中的次生Grt+Crn組合(Dharmapriyaetal., 2015a)。這種特征可能與其在峰期溫度達(dá)到前就經(jīng)歷過顯著減壓有關(guān)。Osanaietal. (2006)報道該處Crn-Grt-Sil-Spl片麻巖中的Grt中有Ky，指示進(jìn)變質(zhì)在Ky穩(wěn)定域；Dharmapriyaetal. (2015b)也報道了Grt中有Spr+Ky，并將其解釋為富鎂St的分解產(chǎn)物，指示進(jìn)變質(zhì)是升溫伴隨顯著減壓過程。有進(jìn)變質(zhì)高壓階段記錄的超高溫變質(zhì)巖還出現(xiàn)在柴達(dá)木地塊和Rauer Group內(nèi)：前者是Grt-Opx麻粒巖中有Ky包體，且與其共生的基性麻粒巖指示壓力峰期超過13kbar(Tengetal., 2020)；后者則是Grt-Opx核部記錄了ca.14kbar的高壓變質(zhì)條件(Harley, 1998b)。此外，這兩處麻粒巖都記錄了7～8kbar(大致對應(yīng)26～30km)的有效固相線位置，該深度大于其它出露在東非碰撞帶核部的超高溫巖石(ca.5～6kbar, 圖4b)。

此外，J?ns and Schenk (2011)報道馬達(dá)加斯加南部Opx-Sil-Grt片麻巖經(jīng)歷的峰期壓力為8～11kbar，其下限仍高于圍巖和Osm麻粒巖記錄的變質(zhì)壓力條件(6～6.5kbar, Bogeretal., 2012; Hortonetal., 2016)。但是，這些巖石最后保留的麻粒巖相組合都記錄相同的有效固相線位置(800～850℃和5～6kbar, 圖4b)，這可能是因為(1)普通變泥質(zhì)巖和Osm麻粒巖沒能記錄早期的更高壓變質(zhì)條件，或者(2)巖石折返過程中，存在一種機(jī)制，使得不同深度巖石的位置差減少，最后停在相似層次冷卻至800℃以下(見章節(jié)4.2)。

3.2 高溫-超高溫變質(zhì)作用的年代學(xué)約束

根據(jù)前人的超高溫變泥質(zhì)巖的鋯石、獨居定年結(jié)果及解釋，本部分對東岡瓦納內(nèi)溫度≥900℃和≥800℃的熱條件出現(xiàn)時間和持續(xù)時長進(jìn)行約束，結(jié)果見圖6。

圖6 東岡瓦納超高溫變質(zhì)帶的溫度-時間分布Fig.6 Ages and durations of temperature for UHT metamorphic belts within East Gondwana

在馬達(dá)加斯加南部，Holderetal. (2018)對Osm麻粒巖進(jìn)行定年，將Osm邊部的粗粒獨居石年齡(ca.561Ma)解釋為Osm生長時代；將其淺色體中發(fā)育環(huán)帶的獨居石年齡(ca.550Ma)解釋為熔體結(jié)晶時代。根據(jù)視剖面，Osm麻粒巖的過固相線條件為930～940℃，因此561～550Ma代表超高溫變質(zhì)作用持續(xù)的時間(Holderetal., 2018)。J?ns and Schenk (2011)測得超高溫變泥質(zhì)巖的鋯石年齡為535～532Ma；能保留超高溫變質(zhì)特征的巖石普遍具有升高的有效固相線溫度，因而該年齡被視作≥800℃的最小年齡(圖6)。

在印度南部，Whitehouseetal. (2014)對Trivandrum地塊內(nèi)超高溫混合巖(Morimotoetal., 2004)附近的古元古代花崗巖進(jìn)行定年。這些正片麻巖的鋯石核部有放射Pb分布不均(unsupported radiogenic Pb)的現(xiàn)象，這一現(xiàn)象目前只見于超高溫變質(zhì)巖地區(qū)，且鋯石邊部只有一期泛非變質(zhì)年齡，指示變花崗巖也經(jīng)歷了泛非超高溫變質(zhì)作用(Whitehouseetal., 2014)。與Hb-Grt片麻巖(變花崗巖)共生的紫蘇花崗巖具有相同的原巖年齡，Whitehouseetal. (2014)根據(jù)野外關(guān)系、形成條件以及鋯石特征認(rèn)為紫蘇花崗巖化發(fā)生在峰期變質(zhì)之后、亞固相線條件下的減壓階段。因此，Hb-Grt片麻巖的鋯石邊部諧和年齡(ca.570Ma)代表超高溫變質(zhì)時代；而紫蘇花崗巖的鋯石邊部的年輕年齡(520～510Ma)解釋為紫蘇花崗巖化時期(Whitehouseetal., 2014)。Johnsonetal. (2015)在Nagercoil地塊的超高溫變泥質(zhì)巖中識別出兩期鋯石和兩期獨居石生長。早期鋯石具有扇狀生長環(huán)帶，Th/U比值為0.01～0.02，中-重稀土(M-HREE)配分模式的斜率為負(fù)，與Grt核部達(dá)到平衡，解釋為高溫進(jìn)變質(zhì)的重結(jié)晶鋯石；年輕鋯石無環(huán)帶，Th/U比值為0.06～0.15，M-HREE斜率類似早期但含量低，Eu負(fù)異常更為明顯(<0.2)，且年齡更為分散，認(rèn)為形成于熔體冷卻結(jié)晶階段的新生長，將最老諧和年齡(ca.560Ma)解釋為熔體開始結(jié)晶時代，即峰期(>900℃)的最小年齡。晚期獨居石相比早期，Eu負(fù)異常更明顯，虧損HREE，其平均年齡(ca.535Ma)解釋為熔體存在的最大年齡，而其視剖面約束過固相線條件為800℃和～5kbar。綜上，印度南端Trivandrum-Nagercoil單元的超高溫條件出現(xiàn)在570～560Ma(最小范圍)，>800℃的條件至少持續(xù)到535Ma左右，但不會超過520Ma。

Brandtetal. (2011)對Madurai地塊Palni地區(qū)的Opx-Sil混合巖中的淺色體、殘留相以及圍巖紫蘇花崗閃長質(zhì)片麻巖的變質(zhì)鋯石定年結(jié)果顯示，三者的平均年齡分別553.5±4.5Ma、553.3±3.4Ma、556.5±4.3Ma，被解釋為超高溫變質(zhì)事件年齡；Opx-Grt以及Grt-Bt-Sil麻粒巖的貧Y或包體獨居石或基質(zhì)獨居石核部亦記錄類似年齡(ca.550Ma)。Clarketal. (2015)和Prakashetal. (2018)報道了Palni Hills南坡的Usilampatti附近含Spr+Qz麻粒巖、Grt-Sil-Crd片麻巖以及Grt-Bt片麻巖，后兩者是此處最主要的變質(zhì)巖類型，峰期變質(zhì)溫度≥850℃(Clarketal., 2015)，稍低于超高溫條件；Prakashetal. (2018)的定年結(jié)果顯示，這三類巖石的鋯石和獨居石年齡相近(542～551Ma)，所有鋯石的下交點年齡(ca.547Ma)可能代表超高溫變質(zhì)時代；Clarketal. (2015)中的Grt-Sil-Crd混合巖的鋯石主要出現(xiàn)在晚期礦物中，變質(zhì)鋯石年齡518±4Ma～512±4Ma認(rèn)為形成于Grt分解；而獨居石在Grt內(nèi)部或與峰期的Ilm平衡共生，以低Y、虧損HREE為特征，指示形成于進(jìn)變質(zhì)-峰期條件，其550±7Ma～559±4Ma指示形成于近峰期條件。而高Y和HREE的最外邊解釋為Grt分解時的生長，時代為508±16Ma。547～559Ma與Brandtetal. (2011)給出的峰期年齡一致，視做峰期超高溫變質(zhì)時間。綜上，Palni一帶的超高溫變質(zhì)時間可能為559～547Ma，熔體存在的高溫條件至少持續(xù)到了512Ma(圖6)。

在斯里蘭卡Highland 雜巖中部，Sajeevetal. (2010)在含Spr+Qz的Grt-Opx-Sil-Qz麻粒巖中識別出兩期鋯石和一期獨居石生長。晚期鋯石與獨居石共生，存在于后成合晶中，兩者年齡(550Ma和547Ma)一致，認(rèn)為形成于高溫減壓階段；早期鋯石表現(xiàn)為有扇狀環(huán)帶的增生邊和新生顆粒，其569Ma的U-Pb年齡解釋為進(jìn)變質(zhì)-峰期的鋯石生長年齡。Dharmapriyaetal. (2015b)報道超高溫巖石的鋯石年齡為565～578Ma和530～535Ma，均解釋為超高溫變質(zhì)時代，認(rèn)為超高溫變作用在此持續(xù)了約50Myr，但是未給出明確證據(jù)。結(jié)合Sajeevetal. (2010)結(jié)果，本文暫時將斯里蘭卡超高溫變質(zhì)時間保守約束在578～565Ma，而>800℃的條件至少持續(xù)到了530Ma(圖6)。

其它三處超高溫變質(zhì)作用的準(zhǔn)確年齡仍存在爭議(Rauer Group，Kelseyetal., 2007; Hokadaetal., 2016)，或資料較少(Lützow-Holm雜巖、柴達(dá)木地塊西段)，本文暫時將這些地方的超高溫變質(zhì)巖測年結(jié)果作為>800℃的時代(圖6)，其超高溫峰期變質(zhì)時代仍需進(jìn)一步確定。

4 東岡瓦納超高溫變質(zhì)作用的構(gòu)造背景及成因機(jī)制

4.1 超高溫變質(zhì)作用的構(gòu)造背景

4.1.1 超高溫變質(zhì)作用與麻粒巖相變質(zhì)作用的關(guān)系

東岡瓦納大陸泛非期的超高溫變質(zhì)作用主要在Mg-Al麻粒巖(或富Mg-Al變泥質(zhì)巖)中被識別出，這些巖石產(chǎn)在普通變泥質(zhì)巖中，并與圍巖發(fā)育一致的面理。一些學(xué)者認(rèn)為這些超高溫Mg-Al麻粒巖是變泥質(zhì)巖部分熔融的殘留體(Brandtetal., 2007)；但Kelseyetal. (2003)提出Mg-Al麻粒巖不可能通過熔體丟失形成；Kelsey and Hand (2015)也指出，如果不是同變質(zhì)交代作用，其富鎂富鋁的成分特征一定是源自其沉積原巖。Mg-Al麻粒巖記錄的峰期溫度為900～1000℃，變泥質(zhì)巖圍巖記錄了880～920℃(馬達(dá)加斯加南部，Bogeretal., 2012)、≥850℃(印度Madurai地塊，Clarketal., 2015)的峰期變質(zhì)條件，兩者之間并不存在截然界線。并且，從年代學(xué)記錄來看，盡管區(qū)域變質(zhì)作用的時間更長，但也完全涵蓋了超高溫Mg-Al巖石的麻粒巖相變質(zhì)作用時代(圖6)。由此可見，在東岡瓦納內(nèi)，超高溫變質(zhì)巖與其圍巖經(jīng)歷了同一期麻粒巖相變質(zhì)作用，共同構(gòu)成了高溫-超高溫變質(zhì)地體。

4.1.2 高溫-超高麻粒巖相變質(zhì)作用與碰撞造山的時間關(guān)系

從前面的闡述可知，東岡瓦納大陸泛非期超高溫麻粒巖均出露在東非造山帶縫合線以東和可能的Kuunga縫合帶以北(圖2)；它們主要指示順時針P-T變質(zhì)軌跡(圖4b)，不論是進(jìn)變質(zhì)過程中的升溫減壓還是退變質(zhì)階段的降溫減壓，這都指示了加厚地殼的存在。在區(qū)域上，莫桑比克帶內(nèi)與碰撞有關(guān)的高壓麻粒巖相變質(zhì)作用發(fā)生在645～610Ma(Muhongoetal., 2001; Hauzenbergeretal., 2004, 2007; J?ns and Schenk, 2008)；莫桑比克帶西側(cè)的高級變質(zhì)作用發(fā)生在580～550Ma(Cuttenetal., 2006; Hauzenbergeretal., 2007)。如果考慮Fitzsimons (2016)的模型，認(rèn)為Malagasy縫合帶形成早于莫桑比克帶，那么莫桑比克帶的形成代表了洋盆的最終閉合，即上述莫桑比克帶的高壓麻粒巖以及馬達(dá)加斯加、斯里蘭卡、印度南部的早期變質(zhì)記錄(630～600Ma, Brandtetal., 2011; J?ns and Schenk, 2011; Kr?neretal., 2013)都發(fā)生在地殼碰撞加厚背景。根據(jù)目前資料總結(jié)，東岡瓦納超高溫變質(zhì)作用最早發(fā)生在ca.578Ma(圖6)，與馬達(dá)加斯加南部最早的同變形侵入體時代(576～573Ma, Hortonetal., 2016)以及莫桑比克西側(cè)的高級變質(zhì)作用時代(ca.580Ma)一致；這一同構(gòu)造變質(zhì)巖漿活動發(fā)生在遠(yuǎn)離縫合帶的位置，比東非造山帶內(nèi)的碰撞及地殼加厚時間約晚了70Myr。

4.2 泛非期超高溫變質(zhì)作用的熱源及形成熱動力條件

現(xiàn)有資料顯示，東岡瓦納泛非期超高溫條件(>900℃)持續(xù)時間超過30Myr；高溫條件(>800℃)持續(xù)超過70Myr(580～510Ma)(圖6)，這需要一個大規(guī)模、持續(xù)性的熱源來支持。一方面，這些麻粒巖地區(qū)很少出露與變質(zhì)同期或稍早的基性巖漿巖。有人考慮共生的紫蘇花崗質(zhì)-紫蘇花崗閃長質(zhì)片麻巖可能為其熱源，但是印度Southern Granulite Terrane和南極Rauer Group內(nèi)的這類圍巖均形成于太古代-古元古代(Kinnyetal., 1993; Brandtetal., 2011; Kumaretal., 2017; Hokadaetal., 2016)，不能作為晚新元古代超高溫變質(zhì)作用的熱源。馬達(dá)加斯加南部雖然有同期紫蘇花崗巖類，但Holderetal. (2018)經(jīng)過計算，認(rèn)為這些巖體只能解釋馬達(dá)加斯加南部的不同峰期溫度，而不能成為其超高溫變質(zhì)作用的主要熱源。此外，地殼減薄可以造成等溫線壓縮，但不能解釋在減壓前就達(dá)到的超高溫條件；巖石圈拆沉可以帶來熱量，但是上涌的軟流圈最終還是會減壓熔融，形成可觀的基性巖漿。另一方面，如前文所述，高溫-超高溫麻粒巖記錄順時針變質(zhì)軌跡，指示有地殼加厚過程的構(gòu)造環(huán)境；而變質(zhì)時代又明顯滯后于地殼碰撞時代，指示升溫可能是由加厚地殼的放射性元素衰變引起。

近年來，一些學(xué)者通過數(shù)值模擬來探討泛非造山帶超高溫變質(zhì)作用的放射性生熱成因的可行性。首先，在Clarketal. (2011)的一維模擬中，碰撞造山過程被簡化成35km厚的地殼瞬時加厚到70km，然后在20Myr以后以一定速率發(fā)生剝蝕；這個70km的加厚地殼包括40km含放射性元素的上地殼和30km基本不含放射性元素的下地殼。該模擬計算中，對于上地殼底部(ca.40km或11kbar)而言，要達(dá)到超高溫條件，需要滿足兩點：1)上地殼的放射生熱≥3μw/m3；2)剝蝕速率≤0.05mm/y。這種低剝蝕速率出現(xiàn)青藏高原內(nèi)(<0.03mm/y，Laletal., 2003)；而且在羌塘地區(qū)，火山巖中包括變沉積巖在內(nèi)的捕擄體也記錄了深部的超高溫變質(zhì)條件(Hackeretal., 2000)。因此，模擬和現(xiàn)實均揭示，以放射熱為主要熱源的超高溫變質(zhì)作用可能發(fā)生在類似青藏高原的造山高原背景。

此后，Hortonetal. (2016)和Clarketal. (2015)分別結(jié)合馬達(dá)加斯加南部和印度南部的超高溫變質(zhì)作用特征，用不同初始條件和方法來模擬加厚地殼內(nèi)的超高溫變質(zhì)作用(圖7、圖8)。Hortonetal. (2016)模擬了地殼瞬時加厚到60km后，在不發(fā)生剝蝕的情況下地殼深度-溫度變化。他們把出露于馬達(dá)加斯加南部地表的基巖的K、Th、U含量換算成碰撞前的放射熱值，將其投影到東西向、穿過超高溫地區(qū)的長剖面上，并以此作為加厚地殼內(nèi)中地殼的放射熱值(圖7a)。在剖面東側(cè)，這些值遠(yuǎn)高于平均值，因此，這一中地殼的厚度(>25km)和位置(>20km深處)是模型在60Myr內(nèi)能否達(dá)到超高溫變質(zhì)條件的關(guān)鍵。圖7是原文中視為成功的模型，使用不變的導(dǎo)熱系數(shù)(3.0w/m/k)和高于一般值的地幔熱流(25mW/m2)，高放射熱層厚30km，位于20km以下。從圖7c中可以看到，在不發(fā)生剝蝕的情況下，地殼加熱40Myr后，在35km深處達(dá)到>900℃條件；60Myr后，30km以下達(dá)到>900℃條件；而24km達(dá)到>900℃條件可能發(fā)生在80Myr后。此處的放射性元素不均勻分布造成了不對稱的地溫曲線(圖7b)，能解釋西側(cè)Vohibory的低級變質(zhì)作用特征。這里的溫度差異以往是用差異抬升來解釋，但是目前仍無證據(jù)指示南部存在大幅度的垂向位錯(Hortonetal., 2016)。

圖7 瞬時地殼加厚的二維模型(據(jù)Horton et al.，2016)(a)地殼加厚后的初始設(shè)置，包含放射熱隨剖面變化的一層中地殼；(b)加熱60Myr后的瞬時熱分布，30km深處以下達(dá)到900℃條件；(c)圖b中位置“A”的地?zé)崽荻入S時間的變化Fig.7 2-D model for instantaneous thickening (after Horton et al., 2016)(a) initial setup for thickened crust with a layer of transect-varied radiogenic heat production distribution in middle crust; (b) transient thermal field after 60Myr, with 900℃ reached below 30km depth; (c) evolution of the geothermal gradient with time for A in (b)

圖8 瞬時加厚地殼的一維模型，剝蝕(0.6mm/yr)開始于60Myr后(據(jù)Clark et al., 2015)(a)地殼加厚后的巖石圈初始條件；(b)地?zé)崽荻入S時間的變化；(c)埋深至不同地殼位置的巖石的P-T-t軌跡Fig.8 1-D model for instantaneous thickening, with erosion at 0.6mm/yr starting after 60Myr thickening (after Clark et al., 2015)(a) initial setup for lithosphere with immediately thickened crust; (b) evolution of the geothermal gradient with time; (c) P-T-t paths for rocks initially buried to different depths

Clarketal. (2015)的模型中考慮了在650～1100℃溫度范圍內(nèi)由于部分熔融反應(yīng)造成的熱消耗，并在加厚地殼存在60Myr后讓其以0.6mm/y速率發(fā)生剝蝕。圖8a是地殼加厚后的巖石圈模型，只有40km的上地殼含放射性元素，生熱值為3μW/m3。從圖8b可以看到，40Myr后，在大約30km以下的深部能達(dá)到>800℃條件；在60Myr后，在10kbar位置首先達(dá)到近超高溫變質(zhì)條件。此時0.6mm/y的剝蝕速率造成巖石折返，>900℃的條件在地殼中能延續(xù)到模擬結(jié)束。從圖8c可以看出，對于剝蝕前位于～35km處的巖石(上地殼底部)，超高溫條件大約能持續(xù)40Myr；50km深處的下地殼中上部也能達(dá)到超高溫條件；但下地殼底部到120Myr也不能達(dá)到超高溫變質(zhì)條件。

上述一維模型雖然能簡潔描述碰撞造山帶內(nèi)超高溫及苛刻的形成條件，但由于只考慮了垂向運動，不能模擬除剝蝕外的折返過程。而僅由剝蝕造成的折返會使巖石共同向地表運動，不同層次的巖石會保留剝蝕前的距離差。前面已提到，變質(zhì)巖的P-T軌跡指示折返過程中不同深度巖石之間的垂向距離在拉近，最后停在相似層次冷卻。這一過程發(fā)生在高溫階段，也應(yīng)該發(fā)生造山后的剝蝕之前。大至大型剪切帶，小至變質(zhì)巖中的拉伸線理，均指示側(cè)向運動/流動是造山帶內(nèi)地殼變形的重要方式；而在造山帶不再繼續(xù)生長的情況下，這一水平運動往往伴隨了垂向的減薄(圖9)。

圖9 下地殼強(qiáng)度不同的大型熱造山帶模型及造山帶核部物質(zhì)的P-T-t演化(據(jù)Jamieson and Beaumont, 2011)Fig.9 Model of large hot orogen for that with inherited variation in crustal strength and P-T-t path for particle entrained in orogenic core zone (after Jamieson and Beaumont, 2011)

雖然圖9中的二維造山帶演化模型GO-3和GO-ST87是Jamieson and Beaumont (2011)用來解釋格林威爾造山帶變質(zhì)巖折返的，但文中也有說到，模型中的巖石參數(shù)并不為特定地區(qū)設(shè)計，因此其模擬結(jié)果可以用來解釋一般性的、在碰撞前地殼強(qiáng)度存在差異的大型造山帶。模型GO-ST87相比GO-3，是在87Myr以后將板塊匯聚速率降為0，用以模擬匯聚停止后造山帶地殼由于重力差發(fā)生的伸展垮塌。從圖9可以看到，在持續(xù)匯聚過程中，地殼會加厚、變熱；在過去60Myr以后，>900℃的條件開始出現(xiàn)在造山高原核部的中下地殼；85Myr以后，造山帶邊緣的強(qiáng)硬下地殼形成斷坪，造山帶內(nèi)部的下地殼以斷塊形式逆沖到強(qiáng)硬下地殼之上；在87Myr后，匯聚停止，造山帶高原由于與其前陸的重力勢能差，向外擴(kuò)展。重力垮塌將造成造山帶核部伸展、減薄，使得核部下地殼折返至10～30km深度(大致對應(yīng)靜巖壓力的3～8kbar)，并經(jīng)歷大約150km的側(cè)向位移。這一過程中，造山帶核部的下地殼大概在匯聚停止時達(dá)到峰期(條件大致為980℃和12kbar)，然后通過伸展、減薄過程折返至<7kbar，這段折返路徑不會經(jīng)歷顯著降溫，持續(xù)時間可能超過>30Myr(圖9)，巖石最后會停在中地殼冷卻，或經(jīng)過剝蝕和淺成構(gòu)造過程出露地表。此外，從圖9的P-T-t軌跡中可以發(fā)現(xiàn)，地殼減薄造成的巖石折返表現(xiàn)為近等溫減壓，這種軌跡有時會被解釋成快速折返，但這里的溫度變化小與地殼減薄造成的等溫線壓縮有關(guān)，并不指示折返速率。

綜上所述，現(xiàn)有模擬基本能用放射性生熱機(jī)制來解釋東岡瓦納超高溫變質(zhì)作用特征。其中，一維數(shù)值模擬指示，在低剝蝕速率、高放射性元素含量等合適條件下，加厚地殼背景下的放射性元素衰變放熱可以使中下地殼在60Myr以后達(dá)到超高溫變質(zhì)條件，且放射性元素的水平分布差異會造成峰期溫度的不同。二維數(shù)值模擬指示，在持續(xù)匯聚過程中，造山帶可能會生長、形成造山高原，造山帶核部位置能出現(xiàn)超高溫條件，在匯聚結(jié)束后的重力垮塌階段，核部超高溫巖石在地殼減薄過程中發(fā)生折返，會記錄近等溫降壓過程，超高溫條件能持續(xù)>30Myr。

5 科學(xué)問題與認(rèn)識

超高溫變質(zhì)巖的出現(xiàn)是泛非造山帶的重要特征之一，作為晚前寒武紀(jì)-早寒武世時期的碰撞造山帶，其超高溫變質(zhì)作用的分布、熱源、持續(xù)時間及形成構(gòu)造背景對探討典型碰撞造山帶的熱結(jié)構(gòu)、熱動力條件及超大陸聚合機(jī)制等方面具有重要科學(xué)意義。本文在綜述了東岡瓦納泛非期超高溫變質(zhì)作用的分布、巖石學(xué)、年代學(xué)及數(shù)值模擬等方面研究進(jìn)展的基礎(chǔ)上，總結(jié)出以下幾個科學(xué)問題及認(rèn)識：

(1)超高溫變質(zhì)作用是峰期溫度超過900℃的麻粒巖相變質(zhì)作用。但是，對于一些過去認(rèn)為遠(yuǎn)高于900℃的礦物組合(比如Spl+Qz、Spr+Qz)，進(jìn)一步研究都指示其穩(wěn)定下限并不總是如FMAS體系下約束的那么高(Harleyetal., 2008; Kelsey and Hand, 2015; 焦淑娟和郭敬輝, 2019及相關(guān)文獻(xiàn))。此外，在討論其構(gòu)造意義時，近年來的一些研究會弱化900℃這一人為約束，而將其與“普通”麻粒巖一起統(tǒng)稱為高溫-超高溫變質(zhì)巖或高T/P類型(圖1, Brown, 2006, 2007; Harley, 2016; Fitzsimons, 2016; Touretetal., 2016; Brown and Johnson, 2018)，強(qiáng)調(diào)其高熱(高地溫梯度)的環(huán)境。東岡瓦納Mg-Al麻粒巖記錄的超高溫變質(zhì)作用與普通麻粒巖記錄的麻粒巖相變質(zhì)作用發(fā)生在相同時代、相同構(gòu)造背景，且其峰期溫度呈過渡變化，支持了這種認(rèn)識。

(2)一般認(rèn)為，在板塊構(gòu)造出現(xiàn)后，高溫-超高溫變質(zhì)作用所反映的高熱環(huán)境主要發(fā)生在增生造山階段的弧-弧后和碰撞造山階段的造山高原兩類構(gòu)造背景，主要(而非唯一)熱源分別為地幔及地幔巖漿和放射性元素衰變(Harley, 2016; Brown and Johnson, 2018)。對于泛非期造山作用來說，前者可能包括巴西的Anápolis-Itau?u雜巖(Baldwinetal., 2005; Baldwin and Brown, 2008)。一方面，它的變泥質(zhì)巖記錄了960～1030℃和8～9kbar的峰期變質(zhì)條件和不顯著的減壓過程(Baldwinetal., 2005)，表明在升溫階段可能未經(jīng)歷顯著的地殼加厚過過程。另一方面，此處位于巖漿弧與克拉通陸緣之間，超高溫變質(zhì)作用(649～634Ma, Baldwin and Brown, 2008)與變基性-超基性巖侵位(ca.670Ma, Giustinaetal., 2011)以及年輕一期的弧巖漿作用(670～600Ma)作用同期，指示其主要熱源很可能為弧-弧后背景的地幔及地幔來源巖漿(Baldwin and Brown, 2008)。上述特征與東岡瓦納內(nèi)的超高溫變質(zhì)作用完全不同。在東岡瓦納內(nèi)，超高溫變質(zhì)作用的峰期溫度為900～1050℃，與普通泥質(zhì)麻粒巖相記錄的峰期溫度成連續(xù)變化關(guān)系，且均記錄了顯著地殼加厚過程，指示其高溫-超高溫變質(zhì)作用與碰撞造山過程有關(guān)。并且，此處最早的超高溫變質(zhì)記錄比東非造山帶的初始碰撞作用約晚70Myr，超高溫條件持續(xù)>30Myr，但區(qū)內(nèi)又不出露大規(guī)模的同期基性巖漿巖，表現(xiàn)為非巖漿熱源的緩慢升溫過程，指示其主要熱源最可能來自地殼的放射性元素(Clarketal., 2011, 2015; Hortonetal., 2016; Fitzsimons, 2016; Holderetal., 2018)。

(3)雖然數(shù)值模擬能讓加厚地殼只靠放射性元素衰變熱達(dá)到超高溫條件，但仍存在一些問題。比如，Clarketal. (2015)在模擬中使用的放射生熱為3μW/m3，而Nandakumar and Harley (2019)根據(jù)計算，認(rèn)為印度Trivandrum地塊在泛非造山期的值可能為2.0±0.6μW/m3。這種差異表明放射熱很可能不是造山帶超高溫變質(zhì)作用的唯一熱源。東岡瓦納出露的麻粒巖地塊內(nèi)沒有共生的大規(guī)模基性巖體雖然不支持巖漿侵位直接造成的熱對流，但不排除碰撞后由于板片斷離、巖石圈拆沉等過程造成的地幔上涌帶來的熱。此外，只靠放射性生熱能否達(dá)到超高溫條件，可能還與上覆巖層的熱傳導(dǎo)率相關(guān)?，F(xiàn)有的模擬相對簡單，沒能反映出不同巖層熱導(dǎo)率不同對結(jié)果的影響。

(4)從初始碰撞到伸展垮塌，東非造山帶的演化可能持續(xù)超過100Myr。東岡瓦納超高溫變質(zhì)巖雖然都記錄順時針P-T軌跡，但其不同的軌跡特征似乎指示造山帶不同部位超高溫變質(zhì)作用與造山帶演化之間存在復(fù)雜的關(guān)系。雖然超高溫開始時間、持續(xù)時間的差異可能是因為數(shù)據(jù)量不足，但也可能代表了造山帶內(nèi)不同位置、不同層次先后達(dá)到超高溫變質(zhì)條件，即存在穿時性。此外，東岡瓦納相同地區(qū)的超高溫變質(zhì)巖會記錄不同的峰期條件和相似的有效固相線(麻粒巖中殘留熔體完全消失)條件，這可能與樣品、研究方法有關(guān)，也可能反映的是以地殼減薄為特征的折返過程。在這一過程中，深部的超高溫變質(zhì)巖石表現(xiàn)為以減壓為主的P-T軌跡，其不顯著的降溫幅度與地?zé)岬葴鼐€被壓縮有關(guān)，而不能反映折返速率。

(5)從圖1的統(tǒng)計結(jié)果來看，高溫-超高溫變質(zhì)作用與超大陸聚合周期重合，且在超高溫變質(zhì)范圍內(nèi)這一特征更為顯著。這可能與碰撞造山背景下超高溫變質(zhì)作用的特征有關(guān)。從前面提到的模擬來看，通過放射熱在加厚地殼內(nèi)形成超高溫條件需要有非?？捎^的放射性元素含量和類似青藏高原規(guī)模的高原造山帶，即大而熱的造山帶(Beaumontetal., 2006; Jamieson and Beaumont, 2013; Fossenetal., 2017)。超大陸匯聚是形成這類大型造山帶的主要時期；而且，前一次超大陸形成的造山帶可以為下一次匯聚提供豐富的被動陸緣沉積物源，加上匯聚時長期的陸弧巖漿作用，能在碰撞前積累較高的K、Th、U含量，因此更容易滿足超高溫所需的條件。

致謝感謝中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所任留東研究員、向華博士和中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所的王偉博士提出的建設(shè)性修改意見。