碰撞造山带超高温变质作用及构造意义——以泛非造山带为例*

滕霞 张建新

1. 中国地质科学院地质研究所，自然资源部深地动力学重点实验室，北京 100037 2. 北京大学地球与空间科学学院，北京 100871

超高温变质作用(ultrahigh temperature metamorphism)是指中下地壳(7～13kbar)在900～1100℃条件下的变质作用，常呈区域性分布(>1000km2)(Harley, 1998a, 2008; Kelsey, 2008)；它代表了麻粒岩相变质作用的高温上限。在此极热条件下，富镁泥质岩(或Mg-Al麻粒岩)可能出现假蓝宝石+石英、富铝的斜方辉石+夕线石、大隅石+石榴石等指示超高温条件的特征矿物组合(Harley, 2008)，进而成为超高温(UHT)变质作用的主要研究对象。自Dallwitz (1968)在南极首次报道含假蓝宝石+石英组合的超高温变质岩以来，保留了超高温变质历史记录的地区被不断发现，目前已多达66余处(Kelsey and Hand, 2015; 焦淑娟和郭敬辉, 2019; 李旭平等, 2019及相关文献)。它们形成于太古代-新生代的各个时期(Brown, 2006, 2007; Pownalletal., 2014)，其形成的构造背景包括增生造山的岛弧、弧后盆地及碰撞造山带等多种环境(Hackeretal., 2000; Kempetal., 2007; Clarketal., 2011; Pownalletal., 2014)；特别是，近年的一些研究发现，以高地热梯度(高T/P)为特征的超高温变质作用的出现在地质历史上与强烈碰撞造山作用相关的超大陆汇聚期基本重合(Brown, 2007; Brown and Johnson, 2018)(图1)。因此，超高温变质作用不仅是一类长存于地球演化史的变质作用类型，更是与造山过程以及地壳热演化的关系密切。

纵观全球不同地质历史时期的造山带，与冈瓦纳超大陆形成及泛非造山事件有关的超高温变质岩分布广泛，其超高温变质作用也得到较深入的研究(图1、图2，Touretetal., 2016及相关文献)。在泛非造山带中，不仅有与弧岩浆活动同期的“快热”型超高温变质作用发生(巴西Anápolis-Itauçu杂岩，Baldwinetal., 2005)，更主要的是存在与碰撞造山作用有关且持续时间至少超过30Myr的“慢热”型超高温变质带(图2)，指示冈瓦纳形成期可能存在一个类似现今青藏高原的造山高原(Clarketal., 2015; Fitzsimons, 2016及相关文献)，以地壳放射性元素衰变热为主要热源，使部分中下地壳缓慢达到超高温条件(Clarketal., 2011, 2015; Hortonetal., 2016; Holderetal., 2018)。超高温变质作用的P-T演化特征、持续时间以及规模是区分这两类超高温变质作用的重要依据。本文综述了冈瓦纳大陆内(以东冈瓦纳为主)与泛非造山作用有关的典型超高温变质岩的分布、岩石学特征、峰期变质条件、P-T轨迹及形成时代，并简要介绍我们在柴达木地块西段新识别出的泛非期(晚埃迪卡拉-早寒武世)超高温变质作用的基本特征；结合造山带热模拟研究的一些新进展，进一步探讨了碰撞造山作用背景下超高温变质作用形成的热动力学条件及构造意义。

图1 全球高T/P型变质带的峰期变质温度-时代分布投点数据来自Brown and Johnson, 2018；不同超大陆(灰色区域)形成时期据Brown, 2007; Fitzsimons, 2016修改.超大陆：Pangea-潘吉亚；Gondwana-冈瓦纳；Rodinia-罗迪尼亚；Columbia-哥伦比亚；Kenorland-凯诺兰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

图2 冈瓦纳泛非造山带及超高温变质带分布(据Fitzsimons, 2003, 2016; Meert and Lieberman, 2008修改)超高温变质带：1-马达加斯加南部；2-印度南端的特里凡得琅-纳盖科伊尔地块；3-印度南部的马杜赖地块；4-斯里兰卡的高地杂岩；5-南极的吕措-霍尔姆杂岩；6-南极普里兹湾的赖于尔群岛；7-中国的柴达木地块西段；8-巴西的Anápolis-Itauçu杂岩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-Itauçu Complex, Brazil

1 “泛非”造山带的架构

冈瓦纳超大陆(或次超大陆)的形成始于新元古代，与之相关的“泛非造山运动”按照造山带内保留的碰撞证据分为早、晚两期：早期造山运动(660～620Ma)表现为东、西冈瓦纳之间的汇聚、拼合以及西冈瓦纳内部(除Kalahari(卡拉哈里)克拉通外)的俯冲、碰撞，分别对应东非造山带和Brasiliano造山带(Meert, 2003; Fritzetal., 2013; De Araujoetal., 2014; Orioloetal., 2017)；晚期造山运动(580～530Ma)表现为Kalahari克拉通与刚果克拉通的俯冲、碰撞以及东冈瓦纳内部的碰撞，形成Damara-Zambezi(达马拉-赞比西)造山带、Kuunga造山带以及Malagasy造山带(Meert, 2003; Collins and Pisarevsky, 2005; Grayetal., 2008; Goscombeetal., 2020)。其中，与东冈瓦纳形成有关的造山带包括东非造山带、Kuunga造山带以及Malagasy造山带，将在下文分述。

1.1 东非造山带

东非造山带从阿拉伯延伸至莫桑比克，长达5000km(图2)，以肯尼亚的Galana-Athi剪切带为界分为南、北两段。北段Arabian-Nubian地盾(以下简称为ANS)主要由新元古代(860～650Ma)弧地体和蛇绿岩残留组成，其造山作用以弧地体拼贴为特征(Meert, 2003; Fritzetal., 2013)。ANS内主要的弧地体从680～640Ma开始相互拼贴和碰撞(Johnsonetal., 2011)；在ca.630Ma，ANS向撒哈拉克拉通汇聚；记录622～611Ma的同碰撞花岗岩侵位和角闪岩相(650～680℃和5～7kbar)变质作用(Elishaetal., 2019; El-Bialyetal., 2020)。约至620Ma，位于ANS主体东缘的洋盆开始闭合；ANS主体内部在610～600Ma之后转变为伸展背景，表现为610～586Ma的碱性、钙碱性花岗岩类活动以及片麻岩穹隆中的同构造闪长岩侵位(Andresenetal., 2009; El-Bialyetal., 2020; Ghanemetal., 2020)。至580Ma左右，ANS完全拼合，并与撒哈拉克拉通碰撞(Johnsonetal., 2011)。南段莫桑比克带由刚果-坦桑尼亚克拉通与Azania微陆块碰撞形成；后者被定义为印度Dharwar(达尔瓦尔)克拉通和刚果-坦桑尼亚克拉通之间的太古代-古元古代地壳(Collins and Pisarevsky, 2005)。该段造山带的核部为新元古代高级变质变形带，原岩是类似ANS的年轻地体，主要形成于850～670Ma(Muhongoetal., 2001; Jöns and Schenk, 2008; Fritzetal., 2013; Bogeretal., 2015)，以非洲东部的东麻粒岩(Eastern Granulites)和马达加斯加南部的Vohibory单元为代表；这些高级变质带记录了与碰撞相关的麻粒岩相变质作用(750～880℃和9～12kbar)，变质作用发生在645～610Ma(Muhongoetal., 2001; Hauzenbergeretal., 2004, 2007; Jöns and Schenk, 2008)。此外，造山带西侧的刚果克拉通东缘出露太古代-古元古代(2.97～2.5Ga和2.12～1.84Ga)花岗质片麻岩及变沉积岩；它们亦经历了640Ma左右(Sommeretal., 2003)或580～550Ma(Cuttenetal., 2006; Hauzenbergeretal., 2007)的麻粒岩相变质作用(725～800℃和10～13kabr, Sommeretal., 2003; Jöns and Schenk, 2004)。

东非造山带可能向南延伸至南极(Jacobs and Thomas, 2004)。以Dronning Maud Land(毛德皇后地)东部的Sr Rondane Mountains(索龙达山脉)为例：其东北部的晚中元古代(1130～1100Ma)基底和新元古代(ca.750Ma以后)沉积盖层均记录了与碰撞相关的麻粒岩相变质条件(ca.800℃和7～8.5kbar, Shiraishietal., 2008)，其变质时代为640～600Ma(Shiraishietal., 2008; Hokadaetal., 2013)。此外，在Sr Rondane Mountains，未变形花岗岩类的侵位作用最早发生在550Ma左右，该年龄可能代表造山活动在此处的结束时代(Hokadaetal., 2013)。

1.2 Malagasy造山带

如前面所述，Collins and Pisarevsky (2005)提出，在泛非事件前，印度和刚果克拉通之间存在一个Azania微陆块；该微陆块和印度Dharwar克拉通之间的洋盆关闭，形成Malagasy造山带。该缝合带沿马达加斯加东部的Betsimisataka剪切带分布，向北延伸到索马里北部，向南延伸至南印度的Palghat-Cauvery(巴尔卡德-科弗里)剪切带(图2; Collins and Pisarevsky, 2005; Collinsetal., 2007a)。Betsimisataka剪切带内出露长英质混合岩化副片麻岩、840～720Ma的酸性-基性岩浆杂岩以及537～522Ma的碰撞后花岗岩类(Goodenoughetal., 2010; Keyetal., 2011)；其中，副片麻岩记录560～520Ma的变质作用年龄和由西向东升压、降温的变质条件变化——从7.5～10kbar、700～750℃到10～12kbar、600～650℃(Keyetal., 2011)。Palghat-Cauvery剪切带由混合岩化角闪石-黑云母正片麻岩、块状紫苏花岗岩、基性-超基性麻粒岩、石英岩、钙硅酸岩以及花岗岩/伟晶岩组成。在该剪切带内东部的Namakkal-Karur(纳马卡尔-卡鲁尔)一带，出露的含富镁十字石的刚玉-铝直闪石-夕线石/蓝闪石-假蓝宝石片麻岩记录537～525Ma的变质年龄(Collinsetal., 2007a; Raithetal., 2010)。一些学者主张这些岩石形成于>12kbar和>900℃的高压-超高温麻粒岩相变质条件(Santosh and Sajeev, 2006; Shimpoetal., 2006; Nishimiyaetal., 2010)；但是，Raithetal. (2010)认为该处的峰期变质条件为800℃左右和10～12kbar。

长期以来，Malagasy造山带被认为与Kuunga造山带同时期形成(Collins and Pisarevsky, 2005)，两者均代表了东冈瓦纳最终形成时间。Keyetal. (2011)根据Betsimisataka剪切带变质作用和碰撞后花岗岩侵位时代认为最终拼合发生在560～530Ma；这一年龄与印度的Palghat-Cauvery剪切带内的变质年龄(537～525Ma)一致(Collinsetal., 2007a)。但是，Palghat-Cauvery剪切带北部未变形花岗岩的侵位发生在556Ma左右(Brandtetal., 2014)，似乎又与这一观点矛盾。而Fitzsimons (2016)认为530～510Ma是造山带垮塌、麻粒岩折返时代，剪切带记录的变质年龄与这一过程有关，而Malagasy洋盆的闭合可能要早于莫桑比克带形成。

1.3 Kuunga造山带

Kuunga造山带的主体被认为是印度-南极克拉通和澳大利亚-南极克拉通在晚埃迪卡拉-早寒武世碰撞拼贴的产物(Meert, 2003; Mulderetal., 2019及相关文献)(图2)。根据西北印度以及西澳的古地磁数据结果，印度与澳大利亚的拼合发生在750～700Ma以后(Gregoryetal., 2009; Meertetal., 2013)；这一缝合带可能位于Prydz Bay(普里兹湾)-Denman(登曼)-Darling(达令)一带(Powell and Pisarevsky, 2002)。西澳的Darling断裂在晚新元古代-早寒武世发生左行走滑，其西侧出露的Leeuwin杂岩中有新元古代(ca.750Ma)花岗岩类，后者记录ca.522Ma的高角闪岩-麻粒岩相变质作用(Collins, 2003)；此外，在澳大利亚西南端的海底高原Naturaliste Plateau，中元古代(1230～1190Ma)岩浆岩在515Ma左右经历角闪岩相变质(ca.700℃和6.5kbar)作用(Halpinetal., 2008)。Darling断裂能与南极的Denman冰川下方对应，后者记录有ca.516Ma的正长岩侵位活动和晚新元古代变质作用(Fitzsimons, 2003)。在南极的Prydz Bay地区，与泛非事件有关的地质记录包括Grove Mountains(格罗夫山)570～530Ma与碰撞相关的高压麻粒岩相变质作用(12～14kbar和770～840℃, Liuetal., 2009a；俞良军等，2002)、Rauer Islands(赖于尔群岛)高温-超高温麻粒岩相变质作用(Harley, 1998b; Kelseyetal., 2003; Clarketal., 2019)、Prydz带内540～500Ma的中压高角闪岩相-麻粒岩相变质作用(Fitzsimonsetal., 1997; Phillipsetal., 2009; Liuetal., 2009b)、以及整个Prydz Bay地区550～490Ma的同造山-造山后花岗岩类活动(Kinnyetal., 1993; Liuetal., 2006; Bogeretal., 2008)。

作为古缝合带，Prydz Bay-Denman-Darling一带还未发现蛇绿岩以及与俯冲有关的岩浆记录，一些学者认为这与以左行走滑为主的斜向碰撞方式有关(Powell and Pisarevsky, 2002)。但是，近年来，Prydz Bay地区的一些研究指明，区内不同构造单元的拼合发生在1000Ma左右(Wangetal., 2008)，至泛非时期，Prydz Bay地区可能处于陆内环境，属于印度-南极克拉通的一部分；即Kuunga缝合带可能位于南极内陆、Prydz带以东南的某处(Kelseyetal., 2008; Liuetal., 2009a; Mulderetal., 2019)。但缝合带在南极内部的延伸由于冰川覆盖尚不清楚，本文暂时依据Fitzsimons (2003)在图2标出不同的可能延伸方式。

2 泛非期超高温变质单元的地质背景、岩石学特征及峰期变质条件

正如前面所提到的，泛非期超高温变质单元主要出露在东冈瓦纳内(图2)。最近，我们在柴达木地块西部新厘定出一个晚埃迪卡拉-早寒武世超高温变质单元，并初步确定其可能为泛非造山事件的产物，曾经是东冈瓦纳泛非造山带的一部分(Tengetal., 2020)。下面将阐述几个典型泛非期东冈瓦纳大陆超高温变质地体和柴达木地块西部新发现的超高温变质单元的地质背景、岩石学特征以及峰期变质条件(表1)。本部分涉及的矿物缩写包括：石榴石(Grt)、尖晶石(Spl)、石英(Qz)、夕线石(Sil)、蓝晶石(Ky)、黑云母(Bt)、堇青石(Crd)、斜方辉石(Opx)、单斜辉石(Cpx)、斜长石(Pl)、钾长石(Kfs)、长石(Fsp)、大隅石(Osm)、刚玉(Crn)、假蓝宝石(Spr)、铝直闪石(Ged)、磁铁矿(Mgt)、金红石(Rt)、钛铁矿(Ilm)、石墨(Gra)、十字石(St)。

表1 东冈瓦纳超高温变质岩的矿物组合及峰期变质条件

2.1 马达加斯加南部：Anosyen单元

马达加斯加在冈瓦纳大陆重建中位于印度-东非-东南极之间(图2),其前寒武纪基底以北西向Ronotsara剪切带为界分为北、南两部分，南部又以Amphanihy和Beraketa剪切带为界分为三部分或四部分(图3a)。Amphaniphy剪切带以西为新元古代(850～700Ma)Vohibory基性弧岩浆地体，在ca.612Ma经历与碰撞有关的高级变质作用(9～11kbar和750～850℃, Jöns and Schenk, 2008)。Amphanihy剪切带内出露含石墨片麻岩和早新元古代(ca.920Ma)碱性岩浆岩(Bogeretal., 2015)。Amphaniphy和Beraketa剪切带之间为Androyen单元(图3a)，由Mongoky群砂质泥质-泥质片麻岩和钙硅酸质片麻岩和中元古代Imoloto群流纹质-花岗质片麻岩组成(Bogeretal., 2019)。Anosyen单元位于Beraketa剪切带以东，由Horombe群浅色长英质片麻岩、Iakora群砂泥质-泥质片麻岩和钙硅酸岩组成(Bogeretal., 2012)，其中长英质片麻岩原岩时代为820～760Ma(Bogeretal., 2019)；变泥质岩的碎屑年龄为0.9～2.1Ga(Jöns and Schenk, 2011)。除北端Ihosy附近(830～850℃)外，变泥质岩的变质作用研究指示Anosyen单元整体经历了880～920℃和6～6.5kbar(Bogeretal., 2012)或>900℃(Hortonetal., 2016)的峰期变质条件和顺时针的退变轨迹(Bogeretal., 2012)。该期麻粒岩相变质作用与同-后构造Ambalavao岩浆侵位同期，均发生在580～520Ma(Jöns and Schenk, 2011; Bogeretal., 2012; Hortonetal., 2016; Holderetal., 2018)；在南端记录最高温条件，出现Spr+Qz、富铝Opx+Sil以及Osm+Grt矿物组合(Jöns and Schenk, 2011; Holderetal., 2018)。

图3 含东冈瓦纳超高温变质带地区的构造简图(a)马达加斯加(据Boger et al., 2019简化)；(b)印度南部(据Santosh and Sajeev, 2006简化；灰色区域主要出露紫苏花岗岩-紫苏花岗闪长岩)；(c)斯里兰卡(据Dharmapriya et al., 2015a简化)；(d)吕措-霍尔姆湾(据Shiraishi et al., 2008简化)；(e)普里兹湾(据Kelsey et al., 2003简化)；(f)柴达木地块西段(据Teng et al., 2020简化). ATF-阿尔金断裂；Neo-TS-新特提斯洋缝合带；Paleo-TS-古特提斯洋缝合带；Proto-TS-原特提斯洋缝合带；Paleo-AS-古亚洲洋缝合带；QD-柴达木地块；QL-祁连地块；NQT-北羌塘地块；SQT-南羌塘地块；LS-拉萨地块. 橘色代表含超高温变质岩的高级变质带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南部主要出露变泥质岩、钙硅酸岩、大理岩，与紫苏花岗岩(Anosyen Batholith)共生；超高温麻粒岩产在变泥质岩中，包括含Spr±Qz的Opx-Sil-Grt片麻岩和含Osm麻粒岩。前者由Grt、Sil、Opx、Spr、Kfs、Pl、Qz、Crd、Bt、Spl组成，按粗粒矿物组合分为Opx-Sil-Qz和Opx-Grt-Sil两类，粗粒矿物间主要由Crd±Opx/Spl分隔。Spr和Qz出现在Sil中，接触关系未说明，但在基质中被Sil、Crd+Spl分隔。Grt成分为Prp40-46Alm42-46Sps10-14Grs2-3；Spr的Fe3+/Fe2+为33%～43%；Opx的Al2O3含量高达9.4%。在贫硅域，后成合晶更为发育，表现为Crd+Spr、Kfs+Spr，局部见Crn残留，与Pl之间被Spr冠状体分隔(Jöns and Schenk, 2011)。含Osm麻粒岩由Qz、Kfs、Pl、Spl、Ilm、Crd、Bt组成，粗粒矿物组合为Osm+Spl+Qz+Sil，新鲜Osm中有Mgt，边部被Kfs+Crd+Qz±Opx后成合晶取代，后者有Mgt、Ilm包体；Bt和粗粒Crd冠状体包围Spl、Mgt、Spl(Holderetal., 2018)。

Opx-Sil-Grt片麻岩和含Osm麻粒岩的峰期变质温度分别为920～1020℃和940～1050℃(Jöns and Schenk, 2011; Holderetal., 2018)，温度下限与围岩含Spl-Qz混合岩化片麻岩的峰期温度一致(880～930℃, Bogeretal., 2012)，指示整个Anosyen单元(除北端外)可能都经历了超高温变质作用。Opx-Sil-Grt片麻岩的峰期压力为8～11kbar(在1000℃条件下)，而晚期的含Crd冠状体形成于ca.6～7kbar(在800℃条件下)(Jöns and Schenk, 2011)。后者与含Osm麻粒岩峰期温度对应的压力(<6kbar, Holderetal., 2018)和区域泥质岩的峰期压力(6～6.5kbar, Bogeretal., 2012)一致。考虑到Holderetal. (2018)用相图和矿物组合约束Osm麻粒岩的峰期温度，其上限不受矿物成分约束；而Jöns and Schenk (2011)计算Opx-Sil-Grt片麻岩的峰期压力时是固定1000℃用Opx最高值计算，此处的峰期条件可能为6～8kbar和920～1020℃(图4a)。

图4 东冈瓦纳超高温变质作用的峰期条件(a)和变质轨迹(b)Southern Madagascar-马达加斯加南部；Trivandrum-Nagercoil Blocks-特里凡得琅-纳盖科伊尔地块；Madurai Block-马杜赖地块；Highland Complex-高地杂岩；Lützow-Holm Complex-吕措-霍尔姆杂岩；Rauer Grup-赖于尔群岛；Western Qaidam Block-柴达木地块西段Fig.4 Peak conditions (a) and P-T paths (b) of UHT metamorphism within East Gondwana

2.2 印度：Southern Granulite Terrane(南部麻粒岩地块)

Southern Granulite Terrane指Palghat-Cauvery(巴尔卡德-科弗里)剪切带以南的麻粒岩单元，包括Madurai(马杜赖)、Trivandrum以及Nagercoil地块(图3b)。以Karur-Kamban-Painavu-Trichur(KKPT)为界，Madurai地块的西北部主要由块状紫苏花岗岩组成，原岩年龄为2.62～2.46Ga(Plavsaetal., 2012; Brandtetal., 2014; Kumaretal., 2017)，在2.47～2.43Ga经历麻粒岩相变质作用(Brandtetal., 2014)；而Madurai地块的东部和南部以变沉积岩为主，且紫苏花岗岩以及南缘的碱性花岗岩、辉长岩的原岩年龄为1000～770Ma(Plavsaetal., 2012; Kumaretal., 2017; Santoshetal., 2017)，少量在730～630Ma(Santoshetal., 2017)。在变沉积岩单元内，北部沉积岩的碎屑锆石年龄集中在3.2～1.7Ga，南部则集中在1.1～0.65Ga(Plavsaetal., 2014)，指示南部沉积发生在晚新元古代，碰撞造山作用发生前不久。此外，上述岩石均记录了570～500Ma的变质年龄(Plavsaetal., 2012; Brandtetal., 2014; Clarketal., 2015; Kumaretal., 2017; Santoshetal., 2017)。Madurai地块南界为Achankovil剪切带(ACSZ)，再往南是Trivandrum地块(图3b)。Trivandrum地块主要出露孔兹岩和含Grt长英质麻粒岩，以及少量大理岩、钙硅酸岩和基性麻粒岩，表现出强烈的混合岩化特征(Nandakumar and Harley, 2000; Whitehouseetal., 2014)。其中，变沉积岩的碎屑锆石年龄集中在2.2～1.9Ga，且普遍记录ca.513Ma的变质年龄(Collinsetal., 2007b)；长英质正片麻岩的原岩年龄为1.96～1.85Ga，变质年龄为570～500Ma(Whitehouseetal., 2014; Kumaretal., 2017)。Nagercoil地块是Trivandrum地块南部以紫苏花岗岩为特征的单元，岩浆结晶年龄为2.03～1.98Ga，变质年龄为ca.534Ma(Kumaretal., 2017)；其泥质混合岩夹层记录570～535Ma的变质年龄(Johnsonetal., 2015)。南部麻粒岩地块多处见泛非超高温变质作用报道(见下文)，其中Palghat-Cauvery剪切东部的超高温变质作用存在争议(见前文，Raithetal., 2010)，此处不做详细阐述。

2.2.1 Trivandrum-Nagercoil单元

Trivandrum地块北部出露含Opx的泥质片麻岩和长英质麻粒岩，矿物组合分别为Opx-Crd-Pl-Qz±Grt和Opx-Grt-Kfs-Pl-Qz-Mgt-Bt。粗粒Grt呈堆晶特征与Mgt交生；Opx与Qz、Fsp共生；Crd与Pl共生。反应结构包括Pl冠状体、Crd+Opx后成合晶以及Crd+Qz交生。Grt的XMg为0.29～0.40，钙铝榴石组分≤3mol%；粗粒Opx的Al2O3含量最高为8.6%，出现在核部；Pl为An29-32。Trivandrum地块的中部和南部不含Opx，泥质片麻岩矿物组合为Grt+Sil+Crd+Kfs+Pl+Qz+Ilm或Grt+Crd+Kfs+Pl+Qz+Mgt/Spl；长英质麻粒岩的矿物组合为Grt+Crd+Kfs+Pl+Qz。粗粒矿物之间被次生Crd冠状体分隔，Grt被Crd+Qz后成合晶取代(Nandakumar and Harley, 2000)。Morimotoetal. (2004)在Chittikara(Trivandrum地块南部)变泥质岩的Grt中识别出Qz+Spl组合，但Spl中含4.9%～9.96% ZnO和1.14%～5.7% Cr2O3。Nagercoil地块的紫苏花岗岩出露贫硅的混合岩化泥质片麻岩，粗粒矿物组合为Grt+Sil+Spl+Mgt+Kfs+Pl，Grt中有Qz、Fsp、Sil、绿色Spl及Ilm/Mgt包体。退变矿物主要为Crd和Bt，反应结构包括Crd冠状体和Crd+Spl后成合晶(Johnsonetal., 2015)。

Trivandrum地块北部含Opx组合指示的峰期变质条件为900～950℃和ca.7kbar(Nandakumar and Harley, 2000)，与Nagercoil地块的泥质混合岩用视剖面方法约束的峰期条件一致(900～950℃和6～8kbar, Johnsonetal., 2015)。Morimotoetal. (2004)根据Spl+Qz组合认为Trivandrum地块南部的峰期温度>950℃，但也提出Spl富Zn和Cr，形成可能低于此温度。而且，即便在FMAS体系中，Spl+Qz组合会出现在不变点[Opx]低温一侧，在ca.6kbar以下会低于900℃(魏春景和朱文萍, 2016)。因此，此处峰期变质条件可能仍为900～950℃和6～8kbar(图4a)。此外，Whitehouseetal. (2014)报道了古元古代变花岗岩(现为Bt-Grt长英质花岗岩和紫苏花岗岩)锆石核部的放射Pb分布不均(unsupported radiogenic Pb)，这种现象仅见于UHT地区；结合区域内广泛的混合岩化，可能指示整个Trivandrum都达到了超高温变质条件(Whitehouseetal., 2014)。

2.2.2 Madurai地块中部

泛非时期超高温变质带位于Palni Hills一带，在此处可见Kodaikanal麻粒岩地体(紫苏花岗闪长质为主)与厚层变沉积岩单元呈高角度接触(Brown and Raith, 1996; Brandtetal., 2011)。变沉积岩单元由泥质片麻岩、基性麻粒岩、石英岩以及少量钙硅酸盐岩组成(Sajeevetal., 2004)。超高温麻粒岩呈层状或透镜状出露在贫铝的混合岩化片麻岩内，一起产于Kodaikanal地体的紫苏花岗闪长质片麻岩/麻粒岩内部或边部变沉积岩单元内，见于Perumalmalai(Brown and Raith, 1996)、Palni(Brandtetal., 2011)、Ganguvarpatti(Sajeevetal., 2004)以及Usilampatti等地(Prakashetal., 2018)。

含Spr麻粒岩包括Opx-Sil片麻岩、Grt-Opx麻粒岩以及Grt-Bt-Sil麻粒岩，三类岩石的Spr的Fe3+/Fe2+为0.06～0.47(Brandtetal., 2011; Prakashetal., 2018)。Brandtetal. (2011)报道的Opx-Sil片麻岩由粗粒矿物Opx+Sil+Kfs+Pl+Qz组成，Kfs显示条纹长石特征；Opx的Al2O3含量高达9.04%。Grt假象由Opx+Spr+Pl组成，往边部变为Opx+Spr+Crd、Opx+Crd；其它退变结构包括Crd+Spr、Spr+Pl、Crd+Qz、Bt+Pl±Qz交生/后成合晶和Kfs、Pl、Crd冠状体。在Usilampatti地区，Prakashetal. (2018)报道的富Mg-Al麻粒岩由粗粒矿物Grt+Opx+Sil+Crd+Kfs+Qz组成；Opx的Al2O3含量最高为9.6%；基质中Spr+Qz与Bt共生；反应结构包括Opx+Crd+Spl/Spr和Opx+Pl。

Brandtetal. (2011)报道的Grt-Opx麻粒岩由粗粒矿物Grt+Opx+Pl+Qz±Bt组成；矿物包裹体有Bt、Rt、Pl、Ilm、Qz；反应结构主要有Opx+Pl、Spr/Spl+Pl、Spr/Spl+Opx+Pl、Opx+Spl后成合晶，围绕Spl的Spr冠状体，以及最晚期的次生Grt与Bt共生。粗粒Grt的XMg为0.50～0.52，钙铝榴石组分可达7mol%～12mol%，边部XMg升高、Grs降低，记录生长环带；而Opx的Al2O3含量在粗颗粒边部和后成合晶中最高(10%)(Brandtetal., 2011)。在Ganguvarpatti，Sajeevetal. (2004)报道的贫硅Grt-Opx麻粒岩含Spr变斑晶，粗粒矿物组合为Grt+Opx+Spr±Bt。Opx的Al2O3含量在核部最高(10.7%)；Bt含6% TiO2和1% F。Grt中的矿物包裹体有Opx、Sil、Qz、Rt；反应结构主要有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由粗粒矿物Grt+Bt+Sil+Pl±Crn组成；其中Grt的XMg为0.5～0.54，钙铝榴石组分可达9mol%；Bt最高含6.1% TiO2。包体矿物有Sil、Bt、Rt、Pl；反应结构主要有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附近的超高温变泥质岩指示的峰期条件为900～1000℃和12～13kbar(Brown and Raith, 1996; Brandtetal., 2011)。Sajeevetal. (2004)早期认为Ganguvarpatti的Opx-Grt±Sil麻粒岩的峰期变质条件为900～1050℃和9～10kabr；但是，Baldwinetal. (2005)在此基础上考虑水活动度对FMAS体系下不变点位置的影响，认为峰期变质条件为970～990℃和8.8～9.4kbar。Baldwinetal. (2005)的结果与Prakashetal. (2018)用温压计和视剖面方法得到的结果较一致(ca.940℃和9kbar)，在本文中用以代表南部变泥质岩单元的超高温峰期变质条件(940～990℃和8.8～9.4kbar)(图4a)。

2.3 斯里兰卡中部：Highland(高地)杂岩

根据钕模式年龄特征，将斯里兰卡的前寒武纪基底分为Wanni杂岩(2.0～1.0Ga)、Highland杂岩(3.4～2.0Ga)以及Vijayan杂岩(1.8～1.0Ga)三个单元(Milisendaetal., 1994)(图3c)；三者为构造接触(Meertetal., 2003)。Wanni杂岩和Vijayan杂岩由变花岗岩类、变闪长岩、变辉长岩以及少量变沉积岩组成，花岗岩类侵位主要发生在1100～1000Ma(Kröneretal., 1994)，其次在早新元古代(Hölzletal., 1994; Kröneretal., 2013; Santoshetal., 2014)。中部的Highland杂岩以变沉积岩为主，包括变泥质岩、石英岩、大理岩以及钙硅酸盐岩，碎屑锆石年龄为太古代-新古元古代(Kröneretal., 1994; Sajeevetal., 2010; Dharmapriyaetal., 2015b)，被1.9～1.8Ga和～670Ma的花岗岩类侵入(Hölzletal., 1994)。上述三个单元在晚新元古代发生碰撞、拼贴，并共同经历610～520Ma的高级变质作用(Kröneretal., 1994, 2013; Hölzletal., 1994; Santoshetal., 2014)和ca.550Ma的花岗岩、伟晶岩侵位(Hölzletal., 1994)。该期构造热事件在Vijayan杂岩和Wanni杂岩表现为角闪岩-麻粒岩相变质；在Highland杂岩为麻粒岩相变质作用，并被中部和西南的岩石记录超高温条件(Sajeev and Osanai, 2004a, b; Osanaietal., 2006; Sajeevetal., 2010; Dharmapriyaetal., 2015b)。

在Highland杂岩中部，含Spr±Qz的Grt-Opx±Sil麻粒岩、Crn-Grt-Sil-Spl片麻岩呈薄层状与孔兹岩、大理岩、长英质片麻岩、基性麻粒岩、紫苏花岗质片麻岩共生。硅饱和的Grt-Opx-Sil片麻岩由粗粒矿物Grt+Opx+Sil+Qz组成，Grt核部见Spr+Qz共生。其中Grt成分为Alm42-43Prp53-54Grs1-2Sps2；粗粒Opx核部以及作为Grt包裹体的Opx记录了最高的Al2O3含量(11.6%～13%)，粗粒Opx的边部降为9.7%～9.8%；Spr的Fe3+/Fe2+为0.02(Sajeev and Osanai, 2004b; Osanaietal., 2006)。退变矿物包括Crd、Spl、Bt以及次生的Opx、Grt(Osanaietal., 2006)。贫硅麻粒岩由粗粒矿物Spr+Grt+Opx组成；Qz只出现在Grt/Opx中；Grt成分为Alm38-49Prp42-54Grs5-8Sps0-4；Opx的Al2O3含量最高达9.0%。反应结构包括Spr+Opx+Crd、Opx+Spr±Pl、Opx+Crd、Opx+Spl后成合晶(Osanaietal., 2006)。Crn-Grt-Sil-Spl片麻岩由粗粒矿物Grt+Sil+Pl+Kfs组成。粗粒Grt(0.5～3cm)含Bt、Qz、Rt、Fsp、Spl、Sil、Ilm以及大量定向的Rt、Ap，成分为Alm58-60Prp34-33Grs5-7Sps1-3。退变矿物主要有Grt+Crn和Bt，其中Bt 的TiO2含量高达6.99%(Dharmapriyaetal., 2015a)。Osanaietal. (2006)也报道过由Crn+Qz+Grt组成的富铝长英质片麻岩：Grt有Spl、Ilm、Qz、Ky；Grt成分为Alm64-69Prp23-28Grs5-9Sps1-2，退变表现为细粒Sil+Spl交生。

在Highland杂岩的西南部，含Osm麻粒岩在野外呈薄层状与Grt-Bt片麻岩、Opx片麻岩、紫苏花岗岩共生。含Osm麻粒岩由Grt、Sil、Bt、Crd、Spl、Qz、Kfs组成，粗粒Grt包裹Qz、Sil、Osm；其边部被Crd±Qz±Kfs包围。基质中Spl+Qz共生，但Spl含有高达7.32%的ZnO(Sajeev and Osanai, 2004a)。

Osanaietal. (2006)根据Spr-Qz、Grt-Sil-Opx组合和FMAS成岩格子认为Highland杂岩中部的峰期变质条件为ca.1100℃和12kbar；而Sajeevetal. (2010)使用FMAS视剖面和相似样品得到的峰期条件为ca.1050℃和9kbar。结合Dharmapriyaetal. (2015a, b)用视剖面和传统温压计约束的峰期变质条件(表1)，斯里兰卡Highland杂岩中部的超高温峰期条件可能为950～1050℃和9～10kbar(图4a)。此外，Sajeev and Osanai (2004a)解释Highland杂岩西南部的含Osm混合岩时，将Grt中的包体组合Osm+Sil±Qz视为峰期矿物组合，认为峰期温度达到了950℃(在7kbar条件下)。

2.4 南极：Lützow-Holm(吕措-霍尔姆)杂岩

Lützow-Holm杂岩出露在南极Lützow-Holm Bay东岸和Prince Olav Coast(奥拉夫王子海岸)(图3d)，岩性包括钙质、泥质、长英质、中性、基性、超基性岩石，其中超基性岩呈孤立块状产在变沉积岩内(Shiraishietal., 1994)，在553～517Ma经历高角闪岩-麻粒岩相变质作用和顺时针变质轨迹(Shiraishietal., 1994; Fraseretal., 2000)。变沉积岩记录的区域麻粒岩相变质峰期条件为830～900℃和11kbar(Kawakami and Motoyoshi, 2004; Suzuki and Kawakami, 2019)，在Rundvagshetta地区变质温度最高，出现Spr+Qz和Opx+Sil组合(Fraseretal., 2000; Yoshimuraetal., 2008)。

Rundvagshetta位于Lützow-Holm杂岩的西南(图3d)，主要由Grt-Bt片麻岩、Grt-Sil片麻岩(孔兹岩)、基性麻粒岩组成；少量Grt-Opx-Sil片麻岩呈透镜状或层状产在Grt-Sil/Bt片麻岩中(Yoshimuraetal., 2008)。Grt-Opx-Sil片麻岩由粗粒矿物Grt+Opx+Sil组成；Grt中有Spr+Qz共生包体；Grt成分为Prp50-55Alm40-45Grs4-5Sps1-2；Opx的Al2O3含量在核部最高(9.5%)。退变结构包括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+最高为0.11apfu(Yoshimuraetal., 2008)。

Yoshimuraetal. (2008)根据Spr+Qz的出现认为此处的峰期温度>1000℃。但根据其描述，样品内的Spr含0.11apfu的Fe3+，考虑氧化条件下Spr+Qz的稳定域可能降低50～70℃(Kelsey and Hand, 2015)，此处峰期温度可能没有那么高。此外，Fraseretal. (2000)和Yoshimuraetal. (2008)依据Opx+Grt+Sil组合和FMAS成岩格子将峰期压力约束在>11～12kbar，这种解释取决于[Spl]不变点位置。但是根据Kelseyetal. (2004)计算，文章中所参考的不变点[Spl]位置(ca.10～11kbar和1040℃)，只适用于低氧逸度岩石和特定水活度的全岩，而水活动降低会使得[Spl]往低温低压方向移动。

2.5 南极Prydz Bay(普里兹湾)：Rauer Group(赖于尔群岛)

Rauer Group位于南极Prydz Bay的东海岸(图3e)，由太古代(ca.3.27Ga和ca.2.8Ga)英云闪长质片麻岩和中元古代晚期(1060～1000Ma)基性-长英质侵入体组成(Kinnyetal., 1993)。泥质片麻岩产在长英质正片麻中，按岩性特征分为Filla Paragneiss和Mather Paragneiss。Filla Paragneiss主要为富铁泥质岩，是Rauer Group主要的变沉积岩类型，沉积发生在中元古代(Kinnyetal., 1993)，经历1000～900Ma和550～500Ma两期构造热事件(Kinnyetal., 1993; Kelseyetal., 2007)，其峰期变质条件为800～850℃和7～9kbar(Harley and Fitzsimons, 1991)。Mather Paragneiss以富镁铝麻粒岩为特征，仅出现在Rauer Group东部的Mather半岛及其南边的Short Point，是Prydz Bay地区唯一记录超高温变质作用的岩性(Harley, 1998b)。该套岩石包括Grt-Opx-Sil-Spr混合岩、Grt-Sil变泥质岩、Opx-Sil石英岩、含Grt基性麻粒岩、含Opx浅色片麻岩、橄榄石大理岩以及石榴石英岩(Harley, 1998b)。这套岩石的碎屑锆石年龄集中2.7～2.1Ga，不记录晚中元古代构造热事件，指示原岩沉积可能发生在新元古代(Kelseyetal., 2008; Hokadaetal., 2016)。

贫硅的Grt-Opx-Sil-Spr混合岩由含Opx浅色体和富Mg-Al层组成。富Mg-Al层按粗粒矿物组合分为Opx-Sil-Pl、Grt-Opx-Pl、Grt-Opx-Sil、Grt-Sil片麻岩层。Grt的XMg为64～71，镁铝榴石组分最高达到68%；Opx的Al2O3含量向边部升高，最高为10.6%。Opx和Grt的矿物包裹体有Bt、Sil、Pl、Opx。反应结构包括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冠状体取代Opx；Sil-Opx/Grt之间被Spr+Crd±Pl和Crd+Spl±Spr分隔。Spr的Fe3+/Fe为0.15～0.25(Harley, 1998b)。硅饱和的Mg-Al岩包括Grt-Sil-Qz、Opx-Sil-Qz和Grt-Sil-Opx-Qz片麻岩层，Opx的Al2O3含量为8.3%～9.37%。退变矿物有Crd、Pl、Bt、Spr以及次生Opx(Kelseyetal., 2003)。

Grt-Opx-Qz混合岩的峰期变质条件为910～975℃和8.5～10.6kbar(Kelseyetal., 2003; Clarketal., 2019)；贫硅的Grt-Opx-Sil片麻岩峰期条件为ca.1030℃和10～12kbar(Harley, 1998b)。Harley (1998b)和Kelseyetal. (2003)计算所用样品的采样位置十分接近，应该经历了相同变质过程，其计算的温压条件差异可能与所采用方法有关。综合得到此处的峰期变质条件为910～1030℃和8.5～12kbar(图4a)。

2.6 中国西部：柴达木地块西段

柴达木地块位于青藏高原东北部，北界为早古生代柴北缘高压-超高压变质带(张建新等, 2015; Zhangetal., 2017及相关文献)，南界为古生代-中生代东昆仑造山带(Dongetal., 2018)。柴达木地块的主体被中生代-新生代沉积物所覆盖，即现今的柴达木盆地；变质基底只零星出露在盆地边缘，先前被定为古元古代达肯达坂群或金水口群(青海省地质矿产局, 1991)。泛非期超高温变质岩发现于盆地西缘(花土沟地区)的高级变质单元中(图3g)。该高级变质单元由变泥质岩、长英质正片麻岩、变基性岩、石英岩、钙硅酸盐岩和含橄榄石大理岩组成，其中长英质正片麻岩的原岩年龄为1137～1122Ma(Tengetal., 2020)。变沉积岩、长英质片麻岩以及基性麻粒岩的锆石和独居石U-Pb年代学研究指示整个单元可能都经历了560～510Ma的麻粒岩相变质作用(Tengetal., 2020)。

Mg-Al麻粒岩呈层状或透镜状夹于泥质片麻岩中，根据有无Sil分为两类。不含Sil的Mg-Al麻粒岩由粗粒矿物Opx+Grt+Qz组成，Grt中有Opx、Ky、Ged、Bt、Qz、Spr、Rt、Ilm。Spr仅见于富镁Grt内，不与Qz接触。Grt成分为Alm24-29Prp69-74Grs2；Opx的Al2O3含量最高达8.32%，出现在Grt内。退变质结构主要为Grt边部的Opx+Crd±Bt后成合晶和Opx冠状体(图5a)，以及基质中的Bt，其中Bt的TiO2含量最高为5.23%(Tengetal., 2020)。在Opx-Grt-Sil-Qz麻粒岩中，Spr出现在Grt的边部，与Sil/Ky共生；基质中的Sil被Crd+Spl部分或完全取代，边部被Crd集合体包围，与Grt/Opx分隔(图5b)。

图5 柴达木地块西段Mg-Al麻粒岩的显微照片Fig.5 Photomicrographs of Mg-Al granulites from western Qaidam Block

根据峰期组合Grt+Qz+Opx+Rt(+熔体)和NCKFMASHTO体系下的视剖面，柴达木西缘的峰期变质条件为>915℃和>9kbar；Opx最高的Al2O3含量在视剖面中对应ca.960℃和9.6kbar，与该地区基性麻粒岩记录的峰期温度一致(Tengetal., 2020)。

3 东冈瓦纳超高温变质作用的P-T-t特征

3.1 变质演化及P-T轨迹

尽管从不同地区UHT变质岩石中获得的P-T轨迹形态各不相同，但这些轨迹在P-T空间里均呈现出顺时针演化特征(图4b)；对应地，Mg-Al麻粒岩和泥质麻粒岩在岩相学上多表现为以Crd冠状体和含Crd后成合晶为主的减压结构和Bt的退变生长(图5)。斯里兰卡Highland杂岩内的泥质麻粒岩似乎与其它地区不同，它们在达到温度峰期后，先在ca.9kbar条件下经历近等压冷却，然后到850～900℃才开始减压(图4b)；这段早期冷却过程在岩相学上对应Spr+Qz组合被Opx+Sil+Qz取代(Sajeevetal., 2010)和泥质麻粒岩中的次生Grt+Crn组合(Dharmapriyaetal., 2015a)。这种特征可能与其在峰期温度达到前就经历过显著减压有关。Osanaietal. (2006)报道该处Crn-Grt-Sil-Spl片麻岩中的Grt中有Ky，指示进变质在Ky稳定域；Dharmapriyaetal. (2015b)也报道了Grt中有Spr+Ky，并将其解释为富镁St的分解产物，指示进变质是升温伴随显著减压过程。有进变质高压阶段记录的超高温变质岩还出现在柴达木地块和Rauer Group内：前者是Grt-Opx麻粒岩中有Ky包体，且与其共生的基性麻粒岩指示压力峰期超过13kbar(Tengetal., 2020)；后者则是Grt-Opx核部记录了ca.14kbar的高压变质条件(Harley, 1998b)。此外，这两处麻粒岩都记录了7～8kbar(大致对应26～30km)的有效固相线位置，该深度大于其它出露在东非碰撞带核部的超高温岩石(ca.5～6kbar, 图4b)。

此外，Jöns and Schenk (2011)报道马达加斯加南部Opx-Sil-Grt片麻岩经历的峰期压力为8～11kbar，其下限仍高于围岩和Osm麻粒岩记录的变质压力条件(6～6.5kbar, Bogeretal., 2012; Hortonetal., 2016)。但是，这些岩石最后保留的麻粒岩相组合都记录相同的有效固相线位置(800～850℃和5～6kbar, 图4b)，这可能是因为(1)普通变泥质岩和Osm麻粒岩没能记录早期的更高压变质条件，或者(2)岩石折返过程中，存在一种机制，使得不同深度岩石的位置差减少，最后停在相似层次冷却至800℃以下(见章节4.2)。

3.2 高温-超高温变质作用的年代学约束

根据前人的超高温变泥质岩的锆石、独居定年结果及解释，本部分对东冈瓦纳内温度≥900℃和≥800℃的热条件出现时间和持续时长进行约束，结果见图6。

图6 东冈瓦纳超高温变质带的温度-时间分布Fig.6 Ages and durations of temperature for UHT metamorphic belts within East Gondwana

在马达加斯加南部，Holderetal. (2018)对Osm麻粒岩进行定年，将Osm边部的粗粒独居石年龄(ca.561Ma)解释为Osm生长时代；将其浅色体中发育环带的独居石年龄(ca.550Ma)解释为熔体结晶时代。根据视剖面，Osm麻粒岩的过固相线条件为930～940℃，因此561～550Ma代表超高温变质作用持续的时间(Holderetal., 2018)。Jöns and Schenk (2011)测得超高温变泥质岩的锆石年龄为535～532Ma；能保留超高温变质特征的岩石普遍具有升高的有效固相线温度，因而该年龄被视作≥800℃的最小年龄(图6)。

在印度南部，Whitehouseetal. (2014)对Trivandrum地块内超高温混合岩(Morimotoetal., 2004)附近的古元古代花岗岩进行定年。这些正片麻岩的锆石核部有放射Pb分布不均(unsupported radiogenic Pb)的现象，这一现象目前只见于超高温变质岩地区，且锆石边部只有一期泛非变质年龄，指示变花岗岩也经历了泛非超高温变质作用(Whitehouseetal., 2014)。与Hb-Grt片麻岩(变花岗岩)共生的紫苏花岗岩具有相同的原岩年龄，Whitehouseetal. (2014)根据野外关系、形成条件以及锆石特征认为紫苏花岗岩化发生在峰期变质之后、亚固相线条件下的减压阶段。因此，Hb-Grt片麻岩的锆石边部谐和年龄(ca.570Ma)代表超高温变质时代；而紫苏花岗岩的锆石边部的年轻年龄(520～510Ma)解释为紫苏花岗岩化时期(Whitehouseetal., 2014)。Johnsonetal. (2015)在Nagercoil地块的超高温变泥质岩中识别出两期锆石和两期独居石生长。早期锆石具有扇状生长环带，Th/U比值为0.01～0.02，中-重稀土(M-HREE)配分模式的斜率为负，与Grt核部达到平衡，解释为高温进变质的重结晶锆石；年轻锆石无环带，Th/U比值为0.06～0.15，M-HREE斜率类似早期但含量低，Eu负异常更为明显(<0.2)，且年龄更为分散，认为形成于熔体冷却结晶阶段的新生长，将最老谐和年龄(ca.560Ma)解释为熔体开始结晶时代，即峰期(>900℃)的最小年龄。晚期独居石相比早期，Eu负异常更明显，亏损HREE，其平均年龄(ca.535Ma)解释为熔体存在的最大年龄，而其视剖面约束过固相线条件为800℃和～5kbar。综上，印度南端Trivandrum-Nagercoil单元的超高温条件出现在570～560Ma(最小范围)，>800℃的条件至少持续到535Ma左右，但不会超过520Ma。

Brandtetal. (2011)对Madurai地块Palni地区的Opx-Sil混合岩中的浅色体、残留相以及围岩紫苏花岗闪长质片麻岩的变质锆石定年结果显示，三者的平均年龄分别553.5±4.5Ma、553.3±3.4Ma、556.5±4.3Ma，被解释为超高温变质事件年龄；Opx-Grt以及Grt-Bt-Sil麻粒岩的贫Y或包体独居石或基质独居石核部亦记录类似年龄(ca.550Ma)。Clarketal. (2015)和Prakashetal. (2018)报道了Palni Hills南坡的Usilampatti附近含Spr+Qz麻粒岩、Grt-Sil-Crd片麻岩以及Grt-Bt片麻岩，后两者是此处最主要的变质岩类型，峰期变质温度≥850℃(Clarketal., 2015)，稍低于超高温条件；Prakashetal. (2018)的定年结果显示，这三类岩石的锆石和独居石年龄相近(542～551Ma)，所有锆石的下交点年龄(ca.547Ma)可能代表超高温变质时代；Clarketal. (2015)中的Grt-Sil-Crd混合岩的锆石主要出现在晚期矿物中，变质锆石年龄518±4Ma～512±4Ma认为形成于Grt分解；而独居石在Grt内部或与峰期的Ilm平衡共生，以低Y、亏损HREE为特征，指示形成于进变质-峰期条件，其550±7Ma～559±4Ma指示形成于近峰期条件。而高Y和HREE的最外边解释为Grt分解时的生长，时代为508±16Ma。547～559Ma与Brandtetal. (2011)给出的峰期年龄一致，视做峰期超高温变质时间。综上，Palni一带的超高温变质时间可能为559～547Ma，熔体存在的高温条件至少持续到了512Ma(图6)。

在斯里兰卡Highland 杂岩中部，Sajeevetal. (2010)在含Spr+Qz的Grt-Opx-Sil-Qz麻粒岩中识别出两期锆石和一期独居石生长。晚期锆石与独居石共生，存在于后成合晶中，两者年龄(550Ma和547Ma)一致，认为形成于高温减压阶段；早期锆石表现为有扇状环带的增生边和新生颗粒，其569Ma的U-Pb年龄解释为进变质-峰期的锆石生长年龄。Dharmapriyaetal. (2015b)报道超高温岩石的锆石年龄为565～578Ma和530～535Ma，均解释为超高温变质时代，认为超高温变作用在此持续了约50Myr，但是未给出明确证据。结合Sajeevetal. (2010)结果，本文暂时将斯里兰卡超高温变质时间保守约束在578～565Ma，而>800℃的条件至少持续到了530Ma(图6)。

其它三处超高温变质作用的准确年龄仍存在争议(Rauer Group，Kelseyetal., 2007; Hokadaetal., 2016)，或资料较少(Lützow-Holm杂岩、柴达木地块西段)，本文暂时将这些地方的超高温变质岩测年结果作为>800℃的时代(图6)，其超高温峰期变质时代仍需进一步确定。

4 东冈瓦纳超高温变质作用的构造背景及成因机制

4.1 超高温变质作用的构造背景

4.1.1 超高温变质作用与麻粒岩相变质作用的关系

东冈瓦纳大陆泛非期的超高温变质作用主要在Mg-Al麻粒岩(或富Mg-Al变泥质岩)中被识别出，这些岩石产在普通变泥质岩中，并与围岩发育一致的面理。一些学者认为这些超高温Mg-Al麻粒岩是变泥质岩部分熔融的残留体(Brandtetal., 2007)；但Kelseyetal. (2003)提出Mg-Al麻粒岩不可能通过熔体丢失形成；Kelsey and Hand (2015)也指出，如果不是同变质交代作用，其富镁富铝的成分特征一定是源自其沉积原岩。Mg-Al麻粒岩记录的峰期温度为900～1000℃，变泥质岩围岩记录了880～920℃(马达加斯加南部，Bogeretal., 2012)、≥850℃(印度Madurai地块，Clarketal., 2015)的峰期变质条件，两者之间并不存在截然界线。并且，从年代学记录来看，尽管区域变质作用的时间更长，但也完全涵盖了超高温Mg-Al岩石的麻粒岩相变质作用时代(图6)。由此可见，在东冈瓦纳内，超高温变质岩与其围岩经历了同一期麻粒岩相变质作用，共同构成了高温-超高温变质地体。

4.1.2 高温-超高麻粒岩相变质作用与碰撞造山的时间关系

从前面的阐述可知，东冈瓦纳大陆泛非期超高温麻粒岩均出露在东非造山带缝合线以东和可能的Kuunga缝合带以北(图2)；它们主要指示顺时针P-T变质轨迹(图4b)，不论是进变质过程中的升温减压还是退变质阶段的降温减压，这都指示了加厚地壳的存在。在区域上，莫桑比克带内与碰撞有关的高压麻粒岩相变质作用发生在645～610Ma(Muhongoetal., 2001; Hauzenbergeretal., 2004, 2007; Jöns and Schenk, 2008)；莫桑比克带西侧的高级变质作用发生在580～550Ma(Cuttenetal., 2006; Hauzenbergeretal., 2007)。如果考虑Fitzsimons (2016)的模型，认为Malagasy缝合带形成早于莫桑比克带，那么莫桑比克带的形成代表了洋盆的最终闭合，即上述莫桑比克带的高压麻粒岩以及马达加斯加、斯里兰卡、印度南部的早期变质记录(630～600Ma, Brandtetal., 2011; Jöns and Schenk, 2011; Kröneretal., 2013)都发生在地壳碰撞加厚背景。根据目前资料总结，东冈瓦纳超高温变质作用最早发生在ca.578Ma(图6)，与马达加斯加南部最早的同变形侵入体时代(576～573Ma, Hortonetal., 2016)以及莫桑比克西侧的高级变质作用时代(ca.580Ma)一致；这一同构造变质岩浆活动发生在远离缝合带的位置，比东非造山带内的碰撞及地壳加厚时间约晚了70Myr。

4.2 泛非期超高温变质作用的热源及形成热动力条件

现有资料显示，东冈瓦纳泛非期超高温条件(>900℃)持续时间超过30Myr；高温条件(>800℃)持续超过70Myr(580～510Ma)(图6)，这需要一个大规模、持续性的热源来支持。一方面，这些麻粒岩地区很少出露与变质同期或稍早的基性岩浆岩。有人考虑共生的紫苏花岗质-紫苏花岗闪长质片麻岩可能为其热源，但是印度Southern Granulite Terrane和南极Rauer Group内的这类围岩均形成于太古代-古元古代(Kinnyetal., 1993; Brandtetal., 2011; Kumaretal., 2017; Hokadaetal., 2016)，不能作为晚新元古代超高温变质作用的热源。马达加斯加南部虽然有同期紫苏花岗岩类，但Holderetal. (2018)经过计算，认为这些岩体只能解释马达加斯加南部的不同峰期温度，而不能成为其超高温变质作用的主要热源。此外，地壳减薄可以造成等温线压缩，但不能解释在减压前就达到的超高温条件；岩石圈拆沉可以带来热量，但是上涌的软流圈最终还是会减压熔融，形成可观的基性岩浆。另一方面，如前文所述，高温-超高温麻粒岩记录顺时针变质轨迹，指示有地壳加厚过程的构造环境；而变质时代又明显滞后于地壳碰撞时代，指示升温可能是由加厚地壳的放射性元素衰变引起。

近年来，一些学者通过数值模拟来探讨泛非造山带超高温变质作用的放射性生热成因的可行性。首先，在Clarketal. (2011)的一维模拟中，碰撞造山过程被简化成35km厚的地壳瞬时加厚到70km，然后在20Myr以后以一定速率发生剥蚀；这个70km的加厚地壳包括40km含放射性元素的上地壳和30km基本不含放射性元素的下地壳。该模拟计算中，对于上地壳底部(ca.40km或11kbar)而言，要达到超高温条件，需要满足两点：1)上地壳的放射生热≥3μw/m3；2)剥蚀速率≤0.05mm/y。这种低剥蚀速率出现青藏高原内(<0.03mm/y，Laletal., 2003)；而且在羌塘地区，火山岩中包括变沉积岩在内的捕掳体也记录了深部的超高温变质条件(Hackeretal., 2000)。因此，模拟和现实均揭示，以放射热为主要热源的超高温变质作用可能发生在类似青藏高原的造山高原背景。

此后，Hortonetal. (2016)和Clarketal. (2015)分别结合马达加斯加南部和印度南部的超高温变质作用特征，用不同初始条件和方法来模拟加厚地壳内的超高温变质作用(图7、图8)。Hortonetal. (2016)模拟了地壳瞬时加厚到60km后，在不发生剥蚀的情况下地壳深度-温度变化。他们把出露于马达加斯加南部地表的基岩的K、Th、U含量换算成碰撞前的放射热值，将其投影到东西向、穿过超高温地区的长剖面上，并以此作为加厚地壳内中地壳的放射热值(图7a)。在剖面东侧，这些值远高于平均值，因此，这一中地壳的厚度(>25km)和位置(>20km深处)是模型在60Myr内能否达到超高温变质条件的关键。图7是原文中视为成功的模型，使用不变的导热系数(3.0w/m/k)和高于一般值的地幔热流(25mW/m2)，高放射热层厚30km，位于20km以下。从图7c中可以看到，在不发生剥蚀的情况下，地壳加热40Myr后，在35km深处达到>900℃条件；60Myr后，30km以下达到>900℃条件；而24km达到>900℃条件可能发生在80Myr后。此处的放射性元素不均匀分布造成了不对称的地温曲线(图7b)，能解释西侧Vohibory的低级变质作用特征。这里的温度差异以往是用差异抬升来解释，但是目前仍无证据指示南部存在大幅度的垂向位错(Hortonetal., 2016)。

图7 瞬时地壳加厚的二维模型(据Horton et al.，2016)(a)地壳加厚后的初始设置，包含放射热随剖面变化的一层中地壳；(b)加热60Myr后的瞬时热分布，30km深处以下达到900℃条件；(c)图b中位置“A”的地热梯度随时间的变化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)

图8 瞬时加厚地壳的一维模型，剥蚀(0.6mm/yr)开始于60Myr后(据Clark et al., 2015)(a)地壳加厚后的岩石圈初始条件；(b)地热梯度随时间的变化；(c)埋深至不同地壳位置的岩石的P-T-t轨迹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)的模型中考虑了在650～1100℃温度范围内由于部分熔融反应造成的热消耗，并在加厚地壳存在60Myr后让其以0.6mm/y速率发生剥蚀。图8a是地壳加厚后的岩石圈模型，只有40km的上地壳含放射性元素，生热值为3μW/m3。从图8b可以看到，40Myr后，在大约30km以下的深部能达到>800℃条件；在60Myr后，在10kbar位置首先达到近超高温变质条件。此时0.6mm/y的剥蚀速率造成岩石折返，>900℃的条件在地壳中能延续到模拟结束。从图8c可以看出，对于剥蚀前位于～35km处的岩石(上地壳底部)，超高温条件大约能持续40Myr；50km深处的下地壳中上部也能达到超高温条件；但下地壳底部到120Myr也不能达到超高温变质条件。

上述一维模型虽然能简洁描述碰撞造山带内超高温及苛刻的形成条件，但由于只考虑了垂向运动，不能模拟除剥蚀外的折返过程。而仅由剥蚀造成的折返会使岩石共同向地表运动，不同层次的岩石会保留剥蚀前的距离差。前面已提到，变质岩的P-T轨迹指示折返过程中不同深度岩石之间的垂向距离在拉近，最后停在相似层次冷却。这一过程发生在高温阶段，也应该发生造山后的剥蚀之前。大至大型剪切带，小至变质岩中的拉伸线理，均指示侧向运动/流动是造山带内地壳变形的重要方式；而在造山带不再继续生长的情况下，这一水平运动往往伴随了垂向的减薄(图9)。

图9 下地壳强度不同的大型热造山带模型及造山带核部物质的P-T-t演化(据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)

虽然图9中的二维造山带演化模型GO-3和GO-ST87是Jamieson and Beaumont (2011)用来解释格林威尔造山带变质岩折返的，但文中也有说到，模型中的岩石参数并不为特定地区设计，因此其模拟结果可以用来解释一般性的、在碰撞前地壳强度存在差异的大型造山带。模型GO-ST87相比GO-3，是在87Myr以后将板块汇聚速率降为0，用以模拟汇聚停止后造山带地壳由于重力差发生的伸展垮塌。从图9可以看到，在持续汇聚过程中，地壳会加厚、变热；在过去60Myr以后，>900℃的条件开始出现在造山高原核部的中下地壳；85Myr以后，造山带边缘的强硬下地壳形成断坪，造山带内部的下地壳以断块形式逆冲到强硬下地壳之上；在87Myr后，汇聚停止，造山带高原由于与其前陆的重力势能差，向外扩展。重力垮塌将造成造山带核部伸展、减薄，使得核部下地壳折返至10～30km深度(大致对应静岩压力的3～8kbar)，并经历大约150km的侧向位移。这一过程中，造山带核部的下地壳大概在汇聚停止时达到峰期(条件大致为980℃和12kbar)，然后通过伸展、减薄过程折返至<7kbar，这段折返路径不会经历显著降温，持续时间可能超过>30Myr(图9)，岩石最后会停在中地壳冷却，或经过剥蚀和浅成构造过程出露地表。此外，从图9的P-T-t轨迹中可以发现，地壳减薄造成的岩石折返表现为近等温减压，这种轨迹有时会被解释成快速折返，但这里的温度变化小与地壳减薄造成的等温线压缩有关，并不指示折返速率。

综上所述，现有模拟基本能用放射性生热机制来解释东冈瓦纳超高温变质作用特征。其中，一维数值模拟指示，在低剥蚀速率、高放射性元素含量等合适条件下，加厚地壳背景下的放射性元素衰变放热可以使中下地壳在60Myr以后达到超高温变质条件，且放射性元素的水平分布差异会造成峰期温度的不同。二维数值模拟指示，在持续汇聚过程中，造山带可能会生长、形成造山高原，造山带核部位置能出现超高温条件，在汇聚结束后的重力垮塌阶段，核部超高温岩石在地壳减薄过程中发生折返，会记录近等温降压过程，超高温条件能持续>30Myr。

5 科学问题与认识

超高温变质岩的出现是泛非造山带的重要特征之一，作为晚前寒武纪-早寒武世时期的碰撞造山带，其超高温变质作用的分布、热源、持续时间及形成构造背景对探讨典型碰撞造山带的热结构、热动力条件及超大陆聚合机制等方面具有重要科学意义。本文在综述了东冈瓦纳泛非期超高温变质作用的分布、岩石学、年代学及数值模拟等方面研究进展的基础上，总结出以下几个科学问题及认识：

(1)超高温变质作用是峰期温度超过900℃的麻粒岩相变质作用。但是，对于一些过去认为远高于900℃的矿物组合(比如Spl+Qz、Spr+Qz)，进一步研究都指示其稳定下限并不总是如FMAS体系下约束的那么高(Harleyetal., 2008; Kelsey and Hand, 2015; 焦淑娟和郭敬辉, 2019及相关文献)。此外，在讨论其构造意义时，近年来的一些研究会弱化900℃这一人为约束，而将其与“普通”麻粒岩一起统称为高温-超高温变质岩或高T/P类型(图1, Brown, 2006, 2007; Harley, 2016; Fitzsimons, 2016; Touretetal., 2016; Brown and Johnson, 2018)，强调其高热(高地温梯度)的环境。东冈瓦纳Mg-Al麻粒岩记录的超高温变质作用与普通麻粒岩记录的麻粒岩相变质作用发生在相同时代、相同构造背景，且其峰期温度呈过渡变化，支持了这种认识。

(2)一般认为，在板块构造出现后，高温-超高温变质作用所反映的高热环境主要发生在增生造山阶段的弧-弧后和碰撞造山阶段的造山高原两类构造背景，主要(而非唯一)热源分别为地幔及地幔岩浆和放射性元素衰变(Harley, 2016; Brown and Johnson, 2018)。对于泛非期造山作用来说，前者可能包括巴西的Anápolis-Itauçu杂岩(Baldwinetal., 2005; Baldwin and Brown, 2008)。一方面，它的变泥质岩记录了960～1030℃和8～9kbar的峰期变质条件和不显著的减压过程(Baldwinetal., 2005)，表明在升温阶段可能未经历显著的地壳加厚过过程。另一方面，此处位于岩浆弧与克拉通陆缘之间，超高温变质作用(649～634Ma, Baldwin and Brown, 2008)与变基性-超基性岩侵位(ca.670Ma, Giustinaetal., 2011)以及年轻一期的弧岩浆作用(670～600Ma)作用同期，指示其主要热源很可能为弧-弧后背景的地幔及地幔来源岩浆(Baldwin and Brown, 2008)。上述特征与东冈瓦纳内的超高温变质作用完全不同。在东冈瓦纳内，超高温变质作用的峰期温度为900～1050℃，与普通泥质麻粒岩相记录的峰期温度成连续变化关系，且均记录了显著地壳加厚过程，指示其高温-超高温变质作用与碰撞造山过程有关。并且，此处最早的超高温变质记录比东非造山带的初始碰撞作用约晚70Myr，超高温条件持续>30Myr，但区内又不出露大规模的同期基性岩浆岩，表现为非岩浆热源的缓慢升温过程，指示其主要热源最可能来自地壳的放射性元素(Clarketal., 2011, 2015; Hortonetal., 2016; Fitzsimons, 2016; Holderetal., 2018)。

(3)虽然数值模拟能让加厚地壳只靠放射性元素衰变热达到超高温条件，但仍存在一些问题。比如，Clarketal. (2015)在模拟中使用的放射生热为3μW/m3，而Nandakumar and Harley (2019)根据计算，认为印度Trivandrum地块在泛非造山期的值可能为2.0±0.6μW/m3。这种差异表明放射热很可能不是造山带超高温变质作用的唯一热源。东冈瓦纳出露的麻粒岩地块内没有共生的大规模基性岩体虽然不支持岩浆侵位直接造成的热对流，但不排除碰撞后由于板片断离、岩石圈拆沉等过程造成的地幔上涌带来的热。此外，只靠放射性生热能否达到超高温条件，可能还与上覆岩层的热传导率相关。现有的模拟相对简单，没能反映出不同岩层热导率不同对结果的影响。

(4)从初始碰撞到伸展垮塌，东非造山带的演化可能持续超过100Myr。东冈瓦纳超高温变质岩虽然都记录顺时针P-T轨迹，但其不同的轨迹特征似乎指示造山带不同部位超高温变质作用与造山带演化之间存在复杂的关系。虽然超高温开始时间、持续时间的差异可能是因为数据量不足，但也可能代表了造山带内不同位置、不同层次先后达到超高温变质条件，即存在穿时性。此外，东冈瓦纳相同地区的超高温变质岩会记录不同的峰期条件和相似的有效固相线(麻粒岩中残留熔体完全消失)条件，这可能与样品、研究方法有关，也可能反映的是以地壳减薄为特征的折返过程。在这一过程中，深部的超高温变质岩石表现为以减压为主的P-T轨迹，其不显著的降温幅度与地热等温线被压缩有关，而不能反映折返速率。

(5)从图1的统计结果来看，高温-超高温变质作用与超大陆聚合周期重合，且在超高温变质范围内这一特征更为显著。这可能与碰撞造山背景下超高温变质作用的特征有关。从前面提到的模拟来看，通过放射热在加厚地壳内形成超高温条件需要有非常可观的放射性元素含量和类似青藏高原规模的高原造山带，即大而热的造山带(Beaumontetal., 2006; Jamieson and Beaumont, 2013; Fossenetal., 2017)。超大陆汇聚是形成这类大型造山带的主要时期；而且，前一次超大陆形成的造山带可以为下一次汇聚提供丰富的被动陆缘沉积物源，加上汇聚时长期的陆弧岩浆作用，能在碰撞前积累较高的K、Th、U含量，因此更容易满足超高温所需的条件。

致谢感谢中国地质科学院地质研究所任留东研究员、向华博士和中国地质科学院地质力学研究所的王伟博士提出的建设性修改意见。