假藍寶石（Sapphirine）的礦物學特征及其在超高溫變質作用研究中的應用*

焦淑娟 郭敬輝，2

1.中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

2.中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049

假藍寶石（sapphirine）是一種很少見的礦物，常發育在富Mg-Al質的高級變質巖中，而富Mg-Al質麻粒巖一般以團塊狀或條帶狀位于大面積的變泥質巖內。假藍寶石的保存和識別對研究高溫-超高溫變質作用的熱演化歷史有重要的意義，尤其是假藍寶石和石英的共生組合是巖石經歷了超高溫變質作用的標志（＞900℃，Harley，1998a，2008；Kelsey，2008）。Dallwitz（1968）首次在Nature雜志報道了南極洲恩德比地區阿姆斯坦灣東部42英里處出露的麻粒巖（或藍色石英巖）中Spr+Qz組合（礦物名稱縮寫參見Whitney and Evans，2010）。樣品是由澳大利亞礦產資源局I.R.McLeod采集。此后，全球陸續有含假藍寶石麻粒巖或石英巖的報道，如加拿大威爾遜湖地區（Leong and Moore，1972）、烏干達Labwor山地區（Nixonetal.，1973）、以及美國紐約皮克斯基爾科特蘭地體（Caporuscio and Morse，1978）。到目前為止，據作者不完全統計全球約有66個超高溫變質巖地體的報道，其中的 58個已在 Kelsey（2008）和 Kelsey and Hand（2015）中介紹，新增的8個超高溫變質巖地體或露頭見表1。在統計的66個超高溫變質巖中，共有47個含有假藍寶石，這其中24個發育Spr+Qz的組合（圖1），尤其發育在幾個岡瓦納大陸地體，如印度南部、斯里蘭卡、馬達加斯加和東南極等。實際上，報道的含假藍寶石麻粒巖的數量不止于此，由于傳統地質溫度計存在后期擴散平衡的問題（Fitzsimons and Harley，1994；Pattisonetal.，2003），采用該方法得到的變質溫度一般偏低50℃或更多，導致文獻作者認為這些假藍寶石麻粒巖并沒有經歷超高溫變質作用，因而可能低估了假藍寶石或其組合的形成溫度，如印度南部達瓦爾克拉通東部含假藍寶石麻粒巖不在統計之列（Prakashetal.，2013；Prakash and Singh，2014）。假藍寶石一方面對于識別超高溫變質作用的發生有重要的作用，另一方面含假藍寶石礦物組合的形成和分解對解析這些變質高級地體曾經歷的P-T演化軌跡起到關鍵的約束作用。

表1 全球范圍內超高溫變質巖出露情況（補充）Table 1 Worldwide occurrences of the UHT metamorphic rocks（Supplement）

圖1 全球范圍內已報道的超高溫變質巖的分布情況數據庫基于 Kelsey（2008）、Kelsey and Hand（2015）以及表1Fig.1 Worldwide occurrences of reported UHT metamorphic rocks The database is from Kelsey（2008），Kelsey and Hand（2015）and Table 1

假藍寶石和石英直接接觸的現象比較少見，多數情況下它們之間形成堇青石或復式Sil+Grt／Opx冠狀體，其中夕線石靠近假藍寶石生長，石榴石或紫蘇輝石一般靠近石英生長。這些冠狀體的形成指示了Spr+Qz組合的分解反應，一般發生在中下地殼層位、近等壓冷卻（IBC：isobaric cooling）的變質過程（Ellis，1980；Sandiford，1985；Bose and Das，2007）。假藍寶石和石英之間或后來形成的紫蘇輝石和夕線石之間堇青石環帶的形成，以及石榴石和夕線石間堇青石±尖晶石組合的形成，一般暗示著隨后的近等溫減壓過程（ITD：isothermal decompression）。相比在含石英的巖石中，假藍寶石在硅不飽和巖石或者微域內更為發育，可形成粗粒的變斑晶與紫蘇輝石共生，或與紫蘇輝石、堇青石或斜長石構成后成合晶取代早期的石榴石、紫蘇輝石或夕線石／藍晶石（Raithetal.，1997；Ouzeganeetal.，2003；Guoetal.，2012；Jiaoetal.，2015，2017）。這些含假藍寶石后成合晶一般認為形成于峰期變質后、高溫或超高溫條件下的減壓階段（Droop，1989；Bhattacharya and Kar，2002；Raithetal.，1997；Ouzeganeetal.，2003；Sajeev and Osanai，2004；Karmakar and Schenk，2015；等等）。此外，假藍寶石冠狀體常圍繞尖晶石生長或者粗粒的假藍寶石內部含殘余的尖晶石包體，暗含著它們的反應關系和先后生長次序。

上述假藍寶石一般認為形成于中下地殼層位、干體系和極高溫的變質條件（約20～30km）。除此之外，幔源成因的假藍寶石也時有報道（Griffin and O’Reilly，1986；Giovanardietal.，2013），暗示著假藍寶石可以在上地幔富Ca-Al-Mg的巖石中穩定存在，例如，澳大利亞新南威爾士玄武質角礫巖中的單斜輝石（含尖晶石和斜長石）堆晶體（Griffin and O’Reilly，1986）、意大利西部阿爾卑斯金云母-橄欖巖巖體（Giovanardietal.，2013）、以及我國漢諾壩和建德地區新生代玄武巖中的單斜輝石巖捕擄體／晶（Suetal.，2012；Xiaoetal.，2018）。這類假藍寶石常呈冠狀體圍繞尖晶石生長，與上述殼源成因的假藍寶石發育的結構特征類似（Santoshet al.，2009；Guoetal.，2012；Jiaoetal.，2017）。這種現象一般解釋為原始的單斜輝石±尖晶石±斜長石堆晶體在15kbar形成后經歷了近等壓冷卻過程，溫度從大于1400℃降低到約1000℃（Griffin and O’Reilly，1986）。

本文通過對全球典型超高溫變質巖地區的文獻調研，結合作者多年來在華北克拉通孔茲巖帶高溫-超高溫變質作用的研究心得，著重介紹超高溫麻粒巖中假藍寶石常見的結構位置、礦物組合、化學成分以及假藍寶石形成和分解的化學反應對超高溫變質作用和演化歷史的指示意義，為初入超高溫變質作用研究領域的讀者提供一份素材。幔源成因的假藍寶石在此文中不再詳細展開。

1 假藍寶石的結構位置與礦物組合

假藍寶石屬于單斜晶系，其中 β＝100°30′，Ng＝1.705～1.745，Nm＝1.703～1.741，Np＝1.701～1.731，Ng-Np＝0.005～0.007，2V＝（-）47°～（+）80°，r＜v，b軸與 Nm平行，a軸與 Np夾角為12°～18°，c軸與 Ng夾角為 1°30′～7°，光軸面與（010）平行，假藍寶石沿（010）呈板狀或粒狀結晶，解理｛010｝較完全，｛100｝和｛001｝不完全（摘自常麗華等，2006）。假藍寶石在手標本中呈墨水藍色，有時為灰色、粉灰色，鏡下呈無色到藍色，有時為淡粉紅色，其多色性Ng為寶石藍至暗藍色、綠藍色、淺綠色，Nm為天藍、藍綠、淡紫蘭、灰藍色，Np為無色、淺紅、淺黃綠、灰綠色，吸收性為Ng＞Nm＞Np，正高突起，折射率隨Fe含量的增加而增大，干涉色為一級灰白，斜消光，二軸晶（摘自常麗華等，2006）。

在富Mg-Al麻粒巖中，假藍寶石可以以粗粒變斑晶形式存在，與紫蘇輝石、石英等礦物平衡共生（圖2a，b），但多數情況下，假藍寶石常以包體形式位于石榴石、夕線石、紫蘇輝石等變斑晶礦物內（圖2c，d）、呈冠狀體圍繞尖晶石或剛玉等礦物生長（圖2e，f）、與石英、紫蘇輝石、堇青石、或斜長石等構成后成合晶，取代早期的礦物或礦物組合（圖2g，h）。以下介紹假藍寶石常見的幾種礦物組合及其產出的結構位置，有些含假藍寶石的礦物組合部分重疊，如Spr+Qz+Opx、Spr+Opx+Crd、Spr+Spl+Crd、及 Spr+Crd+Pl等。在研究深入的典型地區的含假藍寶石麻粒巖中，同一露頭甚至同一樣品中可以觀察到多種含假藍寶石的礦物組合，如南極洲恩德比地內皮爾地體、加拿大拉布拉多威爾遜湖地區、印度東高支山地體、印度南部麻粒巖地體、斯里蘭卡高地地體、蘇格蘭南哈里斯地體、阿爾及利亞In Ouzzal地體等（相關文獻見Kelsey（2008）和Kelsey and Hand（2015）所列，以及表1所列文獻）。因此，這些典型的超高溫變質巖地區將會在下面介紹不同的含假藍寶石礦物組合時重復出現。

1.1 假藍寶石+石英

圖2 含假藍寶石礦物組合的巖相學特征（a）南極洲內皮爾地體恩德比Mount Rüser-Larsen地區Spr+Qz+Opx組合，樣品由Simon Harley提供；（b）挪威西南部羅加蘭地區發育的Spr+Opx組合；（c、d）華北克拉通集寧地體天皮山露頭早期Spr+Qz組合被Grt+Sil組合分開；（e）華北克拉通集寧地體天皮山露頭條紋長石中假藍寶石冠狀體圍繞尖晶石生長，斜長石冠狀體圍繞假藍寶石和尖晶石生長；（f）華北克拉通大青山地體東坡露頭假藍寶石冠狀體圍繞尖晶石生長；（g）巴西巴尼亞北部Caraiba Complex中Spr+Crd組合構成的交生體，可能取代了早期的夕線石或藍晶石，巖石中其他粗粒的變斑晶礦物為紫蘇輝石；（h）華北克拉通大青山地體東坡露頭石榴石和黑云母之間發育的Spr+Pl交生體組合Fig.2 Petrographic features of the Spr-bearing mineral assemblages（a）Spr+Qz+Opx assemblage in Napier Complex，Mount Rüser-Larsen，Enderby Land，Antarctica，and sample was supplied by Simon Harley；（b）Spr+Opx assemblage in Rogaland area，SWNorway；（c，d）Spr+Qz assemblage separated by Grt+Sil assemblage at the Tianpishan outcrop of the Jining Terrane，North China Craton；（e）sapphirine corona growing around spinel and plagioclase corona growing around both sapphirine and spinel in perthite at the Tianpishan outcrop of the Jining Terrane，North China Craton；（f）sapphirine corona growing around spinel at the Dongpo outcrop of the Daqingshan Terrane，North China Craton；（g）Spr+Crd intergrowth possibly replacing a pre-existing sillimanite or kyanite from the Caraiba Complex，northern Bahia，Brazil，and the other coarse-grained porphyroblast is orthopyroxene in the rock；（h）Spr+Pl intergrowth growing between garnet and biotite at the Dongpo outcrop of the Daqingshan Terrane，North China Craton

在本文統計的66個出露超高溫變質巖地區中，共24個發育Spr+Qz的共生組合。假藍寶石與石英呈變斑晶形式直接接觸（圖2a，b），共生的礦物可能還有尖晶石、磁鐵礦和紫蘇輝石，典型實例如南極洲恩德比地內皮爾雜巖的麻粒巖和石英巖（Dallwitz，1968；Grew，1980；Harley and Motoyoshi，2000中圖2；Hokadaetal.，2004中圖2；Grewetal.，2006中圖4）、美國紐約皮克斯基爾科特蘭地體（Caporuscio and Morse，1978中圖片1）、印度東高支山含假藍寶石石英巖（Kamineni and Rao，1988）和假藍寶石麻粒巖（Mohanetal.，1997中圖 1；Rao and Chmielowski，2011中圖 3；Prakashet al.，2015中圖 7）、印度南部麻粒巖地體（Prakashetal.，2018中圖3）、加拿大拉布拉多地區威爾遜湖地體（Korhonenetal.，2012）、巴西 Anápolis-Itau?u地體（Moraesetal.，2002中圖2；Baldwinetal.，2005中圖3）、阿拉伯聯合酋長國賽邁爾蛇綠巖地體（Gnos and Kurz，1994中圖4-圖5）、以及秘魯安第斯山脈莫延多-卡馬納地塊（Martignole and Marlelat，2003中圖20）等。假藍寶石和石英呈復式包體位于石榴石內，如斯里蘭卡高地地體（Sajeev and Osanai，2004中圖4；Osanaietal.，2006中圖 3）、埃及東 Sahara Ghost克拉通（Karmakar and Schenk，2015中圖4）等。在印度南部麻粒巖地體，Tsunogae and Santosh（2006，2011）總結了幾種 Spr+Qz共生組合的結構位置：1）Spr+Qz交生體發育在石榴石包體內（Tsunogae and Santosh，2006中圖 2-圖 3；Braunetal.，2007中圖3；Tsunogae and Santosh，2010中圖 3-圖 4）；2）假藍寶石發育在尖晶石和石英包體之間（Tsunogae and Santosh，2006中圖3）；3）粗粒假藍寶石包裹少量石英的包體（Kondouetal.，2009中圖2）；4）Spr+Qz組合為石榴石內富Mg十字石的反應邊（Nishimiyaetal.，2010中圖 3；Tsunogae and Santosh，2011中圖3-圖4）。

多數情況下，假藍寶石和石英沒有直接接觸，而被Grt+Sil或Opx+Sil±Grt組合構成的復合冠狀體分開，其中夕線石一般靠近假藍寶石，石榴石或紫蘇輝石靠近石英，如南極洲內皮爾地體（Ellis，1980中圖1；Grew，1980；Grewetal.，2006中圖3-圖4；Shimizuetal.，2013中圖 2-圖3）、印度東高支山地體（Senguptaetal.，1990中圖4；Dasgupta and Ehl，1993中圖5；Mohanetal.，1997中圖2；Boseetal.，2000中圖4；Bose and Das，2007中圖3；Prakashetal.，2015中圖5-圖7）、和巴西 Anápolis-Itau?u地體（Moraesetal.，2002中圖2；Baldwinetal.，2005中圖3）等。其次，假藍寶石和石英呈獨立的包體位于石榴石、堇青石或夕線石等內（圖2c，d），如上述印度東高支山地體（Rao and Chmielowski，2011中圖2）和我國華北孔茲巖帶集寧地體土貴烏拉露頭（Santoshetal.，2007中圖4）等。假藍寶石和石英被堇青石所分離的實例如意大利中阿爾卑斯Gruf地體（Droop and Bucher-Nurminen，1984中圖5）。假藍寶石和石英組合間也常發育Pl+Kfs復式冠狀體，其中斜長石靠近假藍寶石，鉀長石靠近石英一側，如內皮爾雜巖地體（Shimizuetal.，2013中圖2-圖3）。Spr+Qz±Spl／Opx組合也以交生體的形式出現，是早期礦物分解的產物，如上述介紹的印度南部麻粒巖地體、內皮爾雜巖地體 （Motoyoshi and Hensen，1989中 圖 1；Harley and Motoyoshi，2000中圖2）、東高支山地體（Bose and Das，2007中圖3；Rao and Chmielowski，2011中圖3）、以及阿爾及利亞In Ouzzal地體（Guiraudetal.，1996中圖 2；Adjeridetal.，2013中圖3）等。

1.2 假藍寶石+紫蘇輝石

在石英巖或含石英的麻粒巖中，Spr+Opx+Qz組合的介紹見上面一節。在硅不飽和體系中，假藍寶石也可呈自形的變斑晶與紫蘇輝石共生（圖2b），其他礦物可能還有鋁直閃石、石榴石、夕線石、剛玉、堇青石或尖晶石等。典型實例如印度東高支山地體，粗粒紫蘇輝石和假藍寶石變斑晶被后期夕線石、堇青石、或 Opx2+Sil／Spr2組合取代（Boseetal.，2000中圖4；Rickersetal.，2001中圖3-圖4；Prakashetal.，2015中圖5-圖7）、印度南部麻粒巖地體（Sajeevetal.，2001中圖1）、斯里蘭卡高地地體（Sajeev and Osanai，2004中圖4；Osanaietal.，2006中圖3）等。在挪威羅加蘭地區發育的假藍寶石麻粒巖中，細粒的尖晶石+堇青石后成合晶或內環為尖晶石外環為堇青石的冠狀體常取代假藍寶石，或發育在假藍寶石和紫蘇輝石變斑晶之間（Drüppeletal.，2013中的圖4；Blereauetal.，2017中圖6）。Spr+Opx±Crd組合也常呈交生體取代其他礦物，如石榴石和早期的紫蘇輝石，實例如印度東高支山地體（Rickersetal.，2001中圖3）、印度南部麻粒巖地體 Spr／Spl+Opx±Pl／Crd交生體取代石榴石（Brown and Raith，1996中圖 2；Raithetal.，1997中圖 3；Sajeevetal.，2001中圖 1；Sajeevetal.，2004中圖 3；Tamashiroetal.，2004中圖 5-圖 7；Braunetal.，2007中圖3；Kondouetal.，2009中圖2；Brandtetal.，2011中圖 4；Tsunogae and Santosh，2010中圖 3；Tsunogae and Santosh，2011中圖3；Prakashetal.，2018中圖3-圖4）、南極洲Rauer Group（Harley and Fitzsimons，1991中圖2；Harley，1998b中圖5；Kelseyetal.，2007中圖3）、南哈里斯地體（Baba，2003中圖4、圖 8）、中阿爾卑斯 Gruf地體（Droop and Bucher-Nurminen，1984中圖4）、巴西 Anápolis-Itau?u地體（Moraeset al.，2002中圖2）、阿爾及利亞In Ouzzal地體中Spr+Opx+Crd／Sil／Qz交生體取代石榴石（Bertrandetal.，1992中圖 3；Guiraudetal.，1996中圖 2；Mourietal.，1996中圖 2；Adjeridetal.，2013中圖4）、斯里蘭卡高地地體Spr+Opx±Crd組合取代石榴石（Kriegsman and Schumacher，1999中圖3；Sajeev and Osanai，2004中圖5；Osanaietal.，2006中圖3；Osanaietal.，2016中圖5-圖6）、以及我國秦嶺-桐柏造山帶中Spr+Opx+Pl組合（Xiangetal.，2014中圖2）等。在納米比亞西北部埃普帕地體（Brandtetal.，2007中圖3）和澳大利亞斯特蘭韋斯地區（Goscombe，1992中圖3），文獻既報道了變斑晶狀的假藍寶石和紫蘇輝石，也報道了圍繞早期紫蘇輝石發育的Spr+Opx后成合晶。在阿爾及利亞In Ouzzal地體，文獻報道了取代早期黑云母的Spr+Opx+Crd+Kfs后成合晶，其中堇青石常發育在假藍寶石與鉀長石或紫蘇輝石之間（Ouzeganeetal.，2003中圖5）。

1.3 假藍寶石+尖晶石±剛玉

含石英的巖石或微域內，假藍寶石和尖晶石一般都與石英共生，如“1.1假藍寶石+石英”中的描述。在硅不飽和的巖石或微域內，平衡共生的Spr+Spl組合較少，它們一般發育在石榴石包體內，呈復式包體或相鄰的獨立包體，如斯里蘭卡高地地體（Dharmapriyaetal.，2017中圖2-圖3）。相比而言，假藍寶石呈冠狀體圍繞尖晶石生長的現象更為常見（圖2e，f），在同時含尖晶石、剛玉和假藍寶石的超高溫麻粒巖中，詳細的巖相學工作常能發現這種假藍寶石圍繞尖晶石或剛玉生長的現象（文獻見Kelsey，2008；Kelsey and Hand，2015；表1所列文獻）。代表性實例如印度東高支山地體（Mohanetal.，1997中圖 1；Boseetal.，2000中圖 4；Prakashetal.，2015中圖7）、印度南部麻粒巖地體（Santosh and Sajeev，2006中圖 3；Prakash and Sharma，2008中圖2；Nishimiyaetal.，2010中圖 3；Brandtetal.，2011中圖 4；Tsunogae and Santosh，2011中圖3；Prakashetal.，2018中圖3）、斯里蘭卡高地地體（Kriegsman and Schumacher，1999中圖3）、蘇格蘭西北部南哈里斯地體（Baba，2003中圖2）、巴西 Anápolis-Itau?u地體（Moraesetal.，2002中圖 2）、南非林波波活動帶（Horrocks，1983中圖2-圖4）、納米比亞西北部埃普帕地體（Brandtetal.，2007中圖3）、馬達加斯加南部Sakena河床（Raithetal.，2008中圖2-圖3）、我國華北克拉通孔茲巖帶集寧和大青山地體（Santoshetal.，2007中圖5；Santoshetal.，2009中圖4-圖5；Tsunogaeetal.，2011中圖3；Guoetal.，2012中圖6；Jiaoetal.，2017中圖4）、以及我國秦嶺-桐柏造山帶（Xiangetal.，2014中圖2）。在阿爾及利亞In Ouzzal地體文獻報道了圍繞剛玉生長的粗粒假藍寶石，而假藍寶石又被夕線石包裹，且夕線石和粗粒假藍寶石隨后反應形成Spr+Crd后成合晶（Bertrandetal.，1992中圖2；Ouzeganeetal.，2003中圖3）。在意大利中阿爾卑斯Gruf地體假藍寶石麻粒巖中，文獻報道了假藍寶石圍繞尖晶石生長的結構，還觀察到尖晶石圍繞假藍寶石這一相反的結構（Droop and Bucher-Nurminen，1984）。在南非林波波帶，文獻報道了尖晶石圍繞剛玉，假藍寶石圍繞尖晶石生長的結構，假藍寶石隨后被堇青石將其與石榴石或鋁直閃石分開（Horrocks，1983中圖 2-圖 3；Windleyetal.，1984中圖 2；Droop，1989中圖4-圖5）。

1.4 假藍寶石+堇青石

假藍寶石+堇青石和尖晶石+堇青石的礦物組合常以交生體或后成合晶發育在Sil／Ky周圍，有時完全取代它們，只留下夕線石或藍晶石的晶形（即假晶；圖2g），如蘇格蘭南哈里斯地體（Baba，2003中圖6、圖8）、南極洲 Rauer Group（Harley，1998b中圖6；Tong and Wilson，2006中圖5）、印度南部麻粒巖地體（Brown and Raith，1996中圖2；Raithetal.，1997中圖2；Santosh and Sajeev，2006中圖4-圖5；Kanazawaetal.，2009中圖4；Brandtetal.，2011中圖4；Shaziaetal.，2012中圖 3）、斯里蘭卡高地地體（Kriegsman and Schumacher，1999中圖3）、挪威南部的Bamble麻粒巖地體（Kihle and Bucher-Nurminen，1992中圖9）、中阿爾卑斯 Gruf地體（Droop and Bucher-Nurminen，1984中圖3-圖4）、納米比亞西北部埃普帕地體（Brandtetal.，2007中圖3）、秘魯安第斯山脈莫延多-卡馬納地塊（Martignole and Marlelat，2003中圖20）等；或生長在紫蘇輝石、石榴石邊部，如印度東高支山地體（Boseetal.，2000中圖4；Boseetal.，2016中圖4）。在巴西Anápolis-Itau?u地體假藍寶石麻粒巖中，文獻報道了取代夕線石的Spr+Crd組合，還發現石榴石和夕線石之間發育的Spr+Crd+Pl交生體（Moraesetal.，2002中圖2）。在印度南部麻粒巖地體，文獻還報道了Spr+Crd后成合晶發育在鋁直閃石周圍，可能與其分解有關（Santosh and Sajeev，2006中圖6）。粗粒的假藍寶石和堇青石變斑晶在該帶也有報道（Sajeevetal.，2004中圖3）。在In Ouzzal地體，可觀察到細粒Spr+Crd交生體發育在夕線石和紫蘇輝石之間，和發育在粗粒假藍寶石或夕線石邊部或它們之間（Bertrandet al.，1992中圖2、圖4；Mourietal.，1996中圖2；Ouzegane and Boumaza，1996中圖3；Ouzeganeetal.，2003中圖3、圖6）。在林波波帶，Spr+Crd組合不僅發育在紫蘇輝石和夕線石之間，還常位于鈉柱晶石和鋁直閃石周圍，暗示它們可能也是形成假藍寶石后成合晶的反應物（Windleyetal.，1984中圖2；Droop，1989中圖4-圖5）。在該帶，還可以觀察到晚期的Spl+Crd組合構成的交生體取代早期Spr+Crd交生體的結構（Droop，1989中圖3）。粗粒假藍寶石和堇青石變斑晶常被晚期冠狀體或后成合晶分開，如Opx+Sil組合，實例如印度東高支山地體（Boseetal.，2000中圖4；Prakashet al.，2015中圖5-圖6）。

1.5 假藍寶石+斜長石

假藍寶石+斜長石組合與上述假藍寶石+堇青石組合一樣，常圍繞夕線石、藍晶石、黑云母或石榴石生長（圖2h），斜長石的形成與體系中含Ca礦物如石榴石的分解有關。典型研究實例如印度南部麻粒巖地體（Sajeevetal.，2004中圖3；Brandtetal.，2011中圖2、圖4）、我國大青山地體東坡和沙爾沁露頭（Tsunogaeetal.，2011中圖3；Guoetal.，2012中圖6；Jiaoetal.，2015中圖4-圖6；Jiaoetal.，2017中圖4）、加拿大亞大巴斯卡東糜棱巖三角區（Baldwinetal.，2007中圖6-圖7；Baldwinetal.，2015中圖2、圖5）、德國Saxon麻粒巖地體（R?tzler and Romer，2001中圖2）、以及斯里蘭卡高地地體（Kriegsman and Schumacher，1999中圖 3）等。

1.6 含假藍寶石的其他礦物組合

在南非林波波帶，文獻報道了富Mg十字石和假藍寶石的組合，可觀察到在石榴石包體內，假藍寶石圍繞十字石和紫蘇輝石生長（Tsunogae and van Reenen，2006中圖2-圖3）。從上述結構可判斷假藍寶石可能是十字石、紫蘇輝石與石榴石變質反應的產物。在林波波帶中還發現粗粒的假藍寶石與鈉柱晶石的交生體組合，后期又被細粒的Spr+Crd組合取代（Droop，1989中圖2）。在斯里蘭卡高地雜巖中，石榴石包體內發現相接觸的假藍寶石和藍晶石，以及假藍寶石、尖晶石和鋁直閃石包體相鄰（Hiroietal.，1994中圖 3；Dharmapriyaetal.，2017中圖2-圖3）。文獻解釋Spr+Ky組合可能是富Mg十字石分解的產物，但從提供的照片看，不規則的假藍寶石發育在粗粒的藍晶石邊部，因此我們認為假藍寶石和藍晶石更像是反應關系。在我國華北克拉通集寧和大青山地體（Santoshetal.，2007中圖5；Jiaoetal.，2015中圖4-圖5）、斯里蘭卡高地地體（Dharmapriyaetal.，2015中圖3）、蘇格蘭西北部南哈里斯地體（Baba，2003中圖6），文獻報道了石榴石包體內共生的假藍寶石和磁鐵礦組合（圖2d）。在印度南部麻粒巖地體，文獻報道了圍繞石榴石并包裹剛玉的Spr+Ged±St交生體（Kanazawaetal.，2009中圖4；Nishimiyaetal.，2010中圖3；Tsunogae and Santosh，2011中圖3）和 Spr+Sil交生體（Santosh and Sajeev，2006中圖4）。此外，在印度南部麻粒巖地體（Brandtetal.，2011中圖4）、華北克拉通集寧地體（Santoshetal.，2007中圖4）等地，假藍寶石還常生長在鉀長石內，有時它們之間發育斜長石的反應邊結構（圖2e）。

自夕線石投影的SiO2-FeAl2O4-MgAl2O4三角圖中，標出了上述介紹的四種常見含假藍寶石礦物組合的穩定域和可能的演化過程，如 Spr+Qz±Spl／Opx、Spr+Opx、Spr+Spl和Spr+Crd或它們間的組合（圖3）。這些含假藍寶石礦物組合的演化所指示的溫壓條件及其變化（P-T軌跡）將在最后一節討論。

2 假藍寶石的礦物化學特征

假藍寶石的化學成分主要含Al2O3、MgO、SiO2、FeOT和少量 Cr2O3，其化學式大致為（Mg，Fe）16-nAl32+2nSi8-nO80，其中n＝0～2.5（Schreyer and Abraham，1975）。由電子探針分析得到的假藍寶石的化學成分一般根據20個氧原子進行標準化，其中Fe2O3含量由化學計量平衡法計算得到。圖4為11個典型超高溫變質巖地區中假藍寶石的化學成分特征，詳細數據和參考文獻見電子版附表1。表中搜集了這些超高溫變質巖地體不同結構位置的假藍寶石共99個分析數據，原始文獻中總量偏高（＞101.5）或偏低（＜98.5）的數據已刪除。

圖3 SiO2-FeAl2 O4-MgAl2 O4三角圖中含假藍寶石礦物組合的穩定域和演化過程（據Prakash et al.，2015修改）Fig.3 Stability and evolution of the Spr-bearing mineral assemblages in SiO2-FeAl2 O4-MgAl2O4 triangular diagram（modified after Prakash et al.，2015）

圖4 假藍寶石的化學成分特征Fig.4 Chemical compositions of sapphirine

這些地區的假藍寶石化學成分大都重疊，XMg（＝Mg／（Mg+Fe2+））全部大于0.70（附表1）。我國華北克拉通集寧和大青山地體、印度東高支山地體以及納米比亞西北部埃普帕地體中假藍寶石的 XMg偏低，為 0.70～0.80，巴西Anápolis-Itau?u地體中假藍寶石的 XMg相對集中為0.76～0.82；其他地體中假藍寶石的化學成分變化較大，尤其是印度南部麻粒巖地體。這是由于這些地體中包含不同參考文獻中采自不同露頭的含假藍寶石麻粒巖（附表1）。在同一文獻中這些假藍寶石的XMg相對集中，如印度南部麻粒巖地體Madurai地區Ganguvarpatti村的一處小礦坑中假藍寶石的XMg為0.71～0.75（Sajeevetal.，2004），而巴爾卡德-高韋里河剪切帶內卡魯爾鎮北北西約25km處Panangad露頭的假藍寶石的 XMg為0.86～0.91（Nishimiyaetal.，2010）。這些地體中假藍寶石的 XFe3+（＝Fe3+／（Fe3++Fe2+））變化范圍很寬，最低接近0值，最高可達0.7。我國華北克拉通大青山地體、納米比亞西北部埃普帕地體、印度南部東高支山地體和南極洲內皮爾地體中假藍寶石的XFe3+相對集中，數值依次增加，分別為0.04～0.14、0.12～0.20、0.20～0.30和0.15～0.40，可能反應了它們不同的氧化還原狀態。其他地體中假藍寶石的XFe3+變化較分散，尤其是印度南部麻粒巖地體，最低為0.03～0.05，最高為0.36～0.70，暗示著同一地體中不同露頭或樣品之間截然不同的氧化還原狀態。在圖4中，多數假藍寶石成分點投影在理想的切爾邁克取代線上（（Mg，Fe）2++Si4+＝Al3++Al3+），橫跨在 7∶9∶3（（Mg，Fe）O∶Al2O3+Fe2O3+Cr2O3∶SiO2）端元兩側，但斯里蘭卡高地地體兩個與石英共生的假藍寶石成分投影在靠近2∶2∶1的端元，也有個別數據投影在理想的切爾邁克取代線之下。

高溫高壓實驗巖石學在1400℃和15kbar條件下合成的假藍寶石富硅，靠近2∶2∶1端元（Taylor，1973），但自然界高溫-超高溫麻粒巖中的假藍寶石化學成分一般靠近7∶9∶3端元，或者更富鋁，位于7∶9∶3和3∶5∶1端元之間（圖4）。同一地體內假藍寶石化學成分的變化，如印度南部麻粒巖地體，除了體現了不同變質階段假藍寶石成分之間的差異外，如早期石榴石或鋁硅酸鹽礦物包體內、或與石英共生的假藍寶石一般富硅，而晚期與堇青石、紫蘇輝石等呈后成合晶狀發育的假藍寶石一般富鋁（圖4），全巖或微區化學成分的不同也會對假藍寶石的成分有很大的影響。

3 含假藍寶石的礦物組合對超高溫變質作用研究的意義

3.1 Spr+Qz組合與超高溫變質作用

FMAS體系的實驗巖石學研究和熱力學理論模擬得到Spr+Qz組合至少指示了1000℃和7kbar的溫壓條件（Hensen and Green，1971，1972，1973；Bertrandetal.，1991）。借助與Spr+Qz共生的其他礦物組合的溫壓計，如Grt+Crd、Grt+Opx溫壓計、紫蘇輝石中Al含量溫度計，還可以間接證實該組合形成的極端溫度條件（Grew，1980；Horrocks，1983；Harley，1998b）。因此，Harley（2008）認為Spr+Qz組合是巖石經歷了超高溫變質作用的指示性礦物組合之一，其他指示性組合如 Opx+Sil+Qz、Grt／Opx／Spl+Osm等。然而，在氧化的體系中，尤其與磁鐵礦甚至赤鐵礦共生的假藍寶石，其晶格中可容納大量的Fe3+（XFe3+＝0～0.7），有時可能出溶磁鐵礦或赤鐵礦條紋，這時Spr+Qz組合穩定域的溫度會極大地降低（Grew，1982；Hensen，1986；Powell and Sandiford，1988；Gnos and Kurz，1994；Taylor-Jones and Powell，2010；Wheller and Powell，2014）。阿拉伯聯合酋長國賽邁爾蛇綠巖地體發育的麻粒巖具有很高的氧逸度，峰期礦物組合為Spr+Spl+Mag+鈦鐵-Hem+Pl+En+Qz和Spr+Crn+鈦鐵-Hem+Phl+Pl，原文利用二輝石溫度計得到含假藍寶石麻粒巖周圍石英巖和角閃石的溫度分別為830℃和835℃（Gnos and Kurz，1994）。由于受到擴散作用的影響，這些傳統溫度計得到的結果可能偏低100℃以上（Pattisonet al.，2003），即便如此，賽邁爾蛇綠巖地體發育的高氧逸度、含假藍寶石麻粒巖可能的峰期溫度仍比實驗限定的結果低100℃左右。

一般來說，含Mag+Ilm組合的體系指示氧化的環境，而含Rt+Ilm的體系指示較還原的狀態（Wheller and Powell，2014）。氧化體系中Spr+Qz組合穩定域的溫度下限較還原體系中的低30℃，分別為920℃和950℃（Wheller and Powell，2014）。此外，在相同溫壓條件下，氧化和還原條件下和假藍寶石共生的礦物組合有所不同，例如，在1000℃和7.5kbar的AFM體系中，還原條件下的共生礦物組合為Spr+Sil+Opx（+Rt+Ilm），而氧化條件下的共生組合為Spr+Spl+Grt（+Mag+Ilm）（Taylor-Jones and Powell，2010；Wheller and Powell，2014）。在KFMASHTO體系下，假藍寶石新的a-x活度模型的標定，使得我們可以準確確定氧化條件下Spr+Qz組合穩定的溫壓范圍（Taylor-Jones and Powell，2010；Wheller and Powell，2014）。因此，對體系中Spr+Qz組合穩定性的判斷及其溫壓條件的計算要充分考慮系統的氧化還原狀態的影響，采用包含Fe2O3較全的組分體系進行視剖面圖計算。T／P-M（O）（＝XFe3+）視剖面圖可評估體系中氧逸度變化對共生礦物組合的影響（Korhonenetal.，2012）。加拿大拉布拉多地區威爾遜湖地體的麻粒巖具有很高的氧逸度，副礦物有鈦赤鐵礦和磁鐵礦，根據FMAS體系下的實驗巖石學結果，Spr+Mag+Qz（+Opx+Sil+Ky+Crn+Spl）組合的溫壓條件高于 1100℃和 11kbar，甚至達到 1150℃和13kbar（Morse and Talley，1971）。在 NCKFMASHTO體系下，視剖面圖計算得到的該區Spr+Qz組合的峰期溫壓條件則為960～935℃和10～8.6kbar（Korhonenetal.，2012）。在我國華北克拉通孔茲巖帶天皮山露頭，假藍寶石常與磁鐵礦接觸共生，NCKFMASHTO體系下視剖面圖模擬結果限定峰期含Spr+Qz組合的溫壓條件為＞950℃和＞7.5kbar（Shimizuetal.，2013）。假藍寶石端元組分的熱力學性質和a-x活度模型仍需要進一步實驗標定和不斷完善以便更加準確地限定自然界中Spr+Qz組合以及其他含假藍寶石礦物組合的溫壓條件。

此外，有些看似相接觸的假藍寶石和石英并非共生組合，石英可能是后期熔體冷卻結晶的產物（Harley，2008），這需要我們仔細分辨石英是否是早期熔體的假象，比如呈尖尖的、很小的二面角發育在其他礦物顆粒之間，石英和假藍寶石之間是否有平直的接觸關系。

含假藍寶石礦物組合的發育除了與體系的溫壓條件有很大的關系外，與巖石有效化學成分也有關系。假藍寶石是一種富Mg-Al的礦物，從以上統計的數據看，其XMg大多數大于0.70，因此假藍寶石一般發育在富Mg的巖石或微域內（全巖XMg大于0.50；圖3、圖5）。前人研究表明以包體形式存在的假藍寶石一般出現在XMg較高的微域，由假藍寶石和其他礦物構成的后成合晶微域內的XMg一般較低，作者認為前者形成于變質作用早期XMg較高的環境，而后者形成于變質作用晚期，并且全巖化學成分所有調整，全巖XMg降低（Baba，2003）。含假藍寶石礦物組合隨全巖化學成分的變化可反映在AFM三角圖中，以挪威羅加蘭、阿爾及利亞In Ouzzal地體、和印度南部麻粒巖地體（含）假藍寶石麻粒巖為代表，多數富Mg-Al麻粒巖投影在圖中高Mg的陰影區，發育Spr+Opx±Crd組合，但當假藍寶石在巖石中含量很低且局部出現時，巖石的主體礦物組合為Opx+Crd，而發育Spr微域內的化學成分應與全巖化學成分有所不同（圖5）。局部稍富Fe的微域可能會出現Spr+Spl±Opx的礦物組合，局部富集 Al的微域還可能發育 Spr+Spl+Sil／Crn、Spr+Sil／Crn±Crd、Spr+Crd組合。

圖5 自長石投影的AFM（Al2 O3 -FeO-MgO）三角圖圖中陰影區代表高Mg的全巖化學成分Fig.5 AFM compatibility diagram plotting from feldspar Shadow area representing high-Mg bulk compositions

3.2 假藍寶石形成和分解指示的P-T軌跡

盡管對于具體的巖石來說，目前已有很復雜的P-T相圖（如 KFMASH、FMASTO、KFMASHTO）和 NCKFMASHTO體系下的視剖面圖來精確模擬含假藍寶石麻粒巖的變質演化過程 （Kelseyetal.，2004；Taylor-Jones and Powell，2010；Wheller and Powell，2014；Kelsey and Hand，2015），但 FMAS體系的P-T成巖格子仍是解釋這些富Al、Mg和Fe的含假藍寶石礦物組合最簡單和有效的方法，尤其是當用于概述全巖成分不同的麻粒巖發育的相同礦物組合的演化過程。圖6是Kelseyetal.（2004）利用在硅飽和以及不飽和體系下都兼容的、新的假藍寶石的a-x活度模型計算得到的FMAS體系下的P-T相圖，其中不變點［Spl］、［Qz］和［Opx］位于較低的溫壓條件，即約6.5kbar和960～990℃范圍內，而最初實驗巖石學確定的FMAS體系的P-T相圖中（Hensen and Green，1971，1972，1973），它們位于8～10kbar和950～1070℃范圍內。在FMASH體系下，這些不變點的位置將隨著水活度的增加沿著Crd缺失的單變線向高溫和高壓方向移動（Kelseyetal.，2004），因此 Hensen and Green（1971，1972，1973）可能是在較高水活度條件下得到的FMAS體系P-T相圖。

圖6 FMAS體系下P-T相圖中（據Kelsey et al.，2004修改）含假藍寶石礦物組合可能的演化軌跡Fig.6 Possible metamorphic paths of the Spr-bearing mineral assemblage in P-T projection for the FMAS system（modified after Kelsey et al.，2004）

假藍寶石圍繞尖晶石生長的現象，指示著尖晶石的分解和假藍寶石的生長，可能對應著FMAS體系中Spl+Qz+Opx＝Grt+Spr的變質反應。也有學者認為在富含剛玉和鈣長石的Ca-Al質巖石中這種冠狀體的形成可能與流體交代作用有關（Raithetal.，2008）。假藍寶石中紫蘇輝石和夕線石的包體，以及石榴石內交生狀的Spr+Qz復合包體指示了FMAS體系中Opx+Sil＝Grt+Spr+Qz和Grt+Sil＝Spl+Spr+Qz的變質反應。這些反應一般具有正的dP／dT斜率，因此向左穿過這些反應指示了冷卻的變質過程，可能還伴隨著升壓過程，而向右穿過這些反應一般指示了升溫減壓的進變質過程。假藍寶石、尖晶石和石英常呈獨立的包體位于石榴石、夕線石或紫蘇輝石中，并且夕線石和石榴石／紫蘇輝石復合冠狀體常圍繞假藍寶石生長，這些結構指示了假藍寶石的分解反應，即向左穿過上述FMAS反應。

圍繞粗粒變斑晶如石榴石、紫蘇輝石、夕線石生長的含假藍寶石后成合晶組合是Mg-Al質、尤其是硅不飽和麻粒巖中常見的結構，如Spr+Crd+Opx交生狀后成合晶是早期高Al紫蘇輝石或石榴石完全分解的產物（Brandtetal.，2007）。紫蘇輝石和夕線石之間發育的Spr／Spl+Crd交生體，指示了紫蘇輝石和夕線石的分解反應，如Opx+Sil＝Crd+Spr+Grt，一般發生在近等溫減壓的變質階段。然而，最近的研究表明這些含假藍寶石的后成合晶組合可以形成于減壓或者升溫階段，或同時減壓升溫的變質過程（Dumondetal.，2017；Jiaoetal.，2017）。假藍寶石與紫蘇輝石、堇青石或斜長石構成的后成合晶的形成很難體現在FMASP-T相圖的變質反應中，這需要我們對具體的巖石進行更細致的復雜體系下的視剖面圖模擬，來解析含假藍寶石后成合晶的形成是否同時伴隨著升溫過程。假藍寶石被堇青石或含堇青石的礦物組合所取代，如Opx+Spr+Qz＝Grt+Crd、Spr+Qz＝Crd+Grt+Sil、Spr+Qz+Grt＝Crd+Spl，一般認為指示了近等溫減壓過程。據文獻報道其他礦物分解形成堇青石或含堇青石的礦物組合的變質反應同樣一般指示了減壓過程，如Grt+Sil＝Spr／Spl+Crd、Grt+Sil+Qz＝Crd、Grt+Qz＝Opx+Crd（Harley，1998b），盡管有些學者認為堇青石的形成可能反映了體系中水活度的變化，而非大規模的減壓過程（Kelseyet al.，2004；Baldwinetal.，2005）。

除此之外，在富Mg-Al的高溫-超高溫巖石中，早期殘留的含水礦物鋁直閃石（（Mg，Fe）5Al2［Si6Al2O22］（OH）2）的保存和識別，可以限定超高溫進變質過程。鋁直閃石常以包體形式位于紫蘇輝石、石榴石、假藍寶石等高溫-超高溫礦物中，或假藍寶石圍繞鋁直閃石生長，指示鋁直閃石是早期變質階段的礦物（Droop，1989；Goscombe，1992；Kriegsman and Schumacher，1999；Tsunogae and van Reenen，2006；Kanazawaetal.，2009）。在MASH體系中存在Spr+Crd＝Ged+Sil的變質反應（Windleyetal.，1984）。但是由于它含水的性質，其穩定性與體系的水活度有很大關系，溫壓條件不易限定。在澳大利亞中部斯特蘭韋斯地區的麻粒巖中，含鋁直閃石礦物組合（如鋁直閃石+夕線石+紫蘇輝石+黑云母+斜長石+石英）的溫壓條件在固相線以下，為670～750℃和6～7.5kbar，該體系的水活度約為0.2（Dieneretal.，2008）。在另一個水活度較低的例子中，即印度南部巴爾卡德-高韋里剪切帶（Palghat-Cauvery Shear Zone system）的富 Mg-Al麻粒巖中（巖石富集原生的CO2流體包裹體），含鈉質鋁直閃石礦物組合的溫度為900～990℃（Kanazawaetal.，2009）。在阿爾及利亞In Ouzzal地體的麻粒巖中，含Ged+Grt+Sil峰期礦物組合的溫壓條件為850～900℃和7～9kbar，體系的水活度在0.4～0.7之間。因此，在具體巖石中含鋁直閃石溫壓條件精確的限定取決于體系中水含量及其變化。

根據前面統計的世界范圍內含假藍寶石礦物組合的保存和演化信息，我們將Mg-Al質麻粒巖可能經歷的P-T軌跡大致歸為兩類，如圖6中A、B所示。如果巖石中保存了尖晶石被假藍寶石取代，假藍寶石和石英被石榴石、紫蘇輝石和夕線石取代，而后者又被堇青石取代的變質反應結構，那么這些巖石很可能經歷了一個超高溫峰期后近等壓冷卻和極高溫下的減壓過程，即A型P-T軌跡。A型P-T軌跡中溫度峰期早于壓力峰期出現，很可能是一個完整的逆時針P-T軌跡的一部分。超高溫變質作用的難點在于強烈的高溫擴散作用和后期礦物組合的疊加，使得早期進變質過程難以確定。但仔細的巖相學觀察常發現一些Mg-Al質麻粒巖中保存了進變質階段礦物或變質反應結構，如石榴石或紫蘇輝石內形成Spr+Qz交生狀組合的反應可能指示了與A型P-T軌跡相反的過程，即B型P-T軌跡（圖6）。在斯里蘭卡高地，印度南部和蘇格蘭南哈里斯地體，文獻還報道了超高溫峰期變質前殘留的高壓礦物，如藍晶石、富Mg的十字石（Hiroietal.，1994；Baba，1999，2003；Nishimiyaetal.，2010；Brandtetal.，2011 etc），在加拿大亞大巴斯卡東糜棱巖三角區，文獻報道了早期的榴輝巖隨后經歷了超高溫變質作用（Dumondetal.，2017）。這些研究實例指示著超高溫變質作用之前發生的高壓麻粒巖相或榴輝巖相變質作用。圖6中B型P-T軌跡可能是一個完整的順時針P-T軌跡的一部分。超高溫變質作用不同的P-T軌跡形狀暗示著它們的成因機制并不單一，逆時針型P-T軌跡可解釋為同期的幔源基性巖漿底侵或增生作用的熱效應，據此很難判斷超高溫變質作用是否與造山作用相關；順時針型P-T軌跡，尤其是早期高壓變質作用的保存，可解釋為熱造山帶快速伸展或垮塌帶來的熱弛豫效應，或者造山帶內疊加了幔源基性巖漿的加熱效應。超高溫麻粒巖一般是二次或疊加變質作用的結果，只記錄了整個P-T軌跡的片段信息，解析超高溫進變質過程，探討超高溫變質作用與早期進變質作用的聯系（是連續的或獨立的構造熱事件？）是解決其成因機制的關鍵，也是我們今后著力突破的研究方向。

4 結論

本文著重論述了世界典型超高溫麻粒巖中常見的幾種含假藍寶石礦物組合和他們產出的結構位置以及假藍寶石的礦物化學特征，總結了這些巖石中普遍存在的假藍寶石的形成與分解的變質演化過程，和可能指示的溫壓條件和P-T軌跡。含假藍寶石的礦物組合，尤其是Spr+Qz組合，對于指示超高溫變質作用的發生，定性確定其溫壓條件和變質演化歷史有重要的意義。Spr+Qz組合雖是超高溫變質作用指示性的礦物組合，但其穩定的溫壓條件取決于體系的氧化還原狀態。根據含假藍寶石礦物組合的演化規律，本文總結了超高溫麻粒巖常見的兩種P-T軌跡，兩種截然不同的演化軌跡說明超高溫變質作用的成因并不單一，可能與幔源基性巖漿活動或者長期的熱造山作用有關。解決超高溫變質作用成因機制的關鍵是詳細解析其進變質過程。細致的巖相學觀察以尋找早期殘留的礦物或其組合，分析粗粒變斑晶如石榴石的微量元素成分環帶，不同結構位置，尤其是粗粒變斑晶內的獨居石和鋯石原位高精度和高分辨率年代學和地球化學研究也許能提供超高溫早期變質作用的信息。

謹以此文祝賀葉大年院士八十華誕。葉大年院士在礦物學和巖石學領域取得的科研成就令人嘆服；他精益求精、不折不撓的治學精神使人肅然起敬；他對晚輩學生孜孜不倦的教導和精心的培養使之終身受益；他胸懷家國天下的情懷值得我們終身學習。