变质岩岩石学教材.doc

一、变质岩的概念变质岩是在地壳形成发展过程中，早先形成的岩石（包括岩浆岩、沉积岩或变质岩）为适应新的地质环境和物理化学条件，在固态情况下发生的矿物组成、结构构造的重组甚至包括化学成分的变化所形成的岩石。变质岩和其他两大类岩石之间的界限并不是绝然的，其间存在有逐渐的过渡关系或有密切的联系。沉积岩和岩浆岩都可以通过变质作用形成变质岩（图0-1）。 图0-1 各类岩石的成岩作用变质岩石类型众多，可形成于不同时期和不同地区，既可出露于古老的结晶基底地盾或地台，也可出现于较新的变质活动带，分布遍及大陆和海洋。地壳深处和上地幔的上部主要由变质岩和火成岩组成。地壳各种岩层中均包括了不同的变质岩石（表0-1）。从地表向下16公里范围内火成岩和变质岩的体积占92%（图0-2）。古老岩石都出现在大陆内部的结晶基底之中。代表性的岩石属基性和超基性的火成岩。这些岩石由于受到强烈的变质作用已转变为富含绿泥石和角闪石的变质岩，通常我们称为绿岩。从早太古宙至现代，都有变质作用发生。在非洲和前苏联测得侵入变质岩中的岩浆岩的年龄为35亿年，在中国的冀东地区的花岗片麻岩，其中包体的岩石年龄约为35亿年，在格陵兰测得变质岩的年龄为38亿年，说明在早太古宙时期，已有变质作用发生。在现代岛弧底部和大洋中脊，由于有较高的地热梯度，也正在发生变质作用。中国变质岩的分布广泛（图0-3），自太古代到新生代都有分布，太古代热流值偏高，分布广而基本均匀，变质以大面积单向变质的区域中、高温变质作用的出现。元古代早期热流值较高，晚期变弱，发育了早期是区域动力热流变质作用及晚期是区域低温动力变质作用。元古代晚期在裂陷槽开始出现埋深变质作用的蓝闪绿片岩相，显生宙，高热流值更加变弱，表现为大面积的绿片岩相带，而角闪岩相带仅局部出现。个别地区出现有双变质带。表0-1 地壳综合剖面 变质岩岩石学是研究地壳内部发生的变质作用、变形作用和变质岩的形成特点及其演变历史的学科，天体陨石的冲击变质亦属这一研究范畴。在地壳演化过程中，地幔、地壳的相互作用，引起区域热流和构造环境的变化，发生了一系列属于不同变质相、变质相系和不同形变程度的变质岩石。它们是变质作用在自然界的记录，因而也是变质岩岩石学的研究对象。变质岩岩石学的研究要掌握更多的岩相学、区域地质学资料，充分搞清各种岩石之间野外关系，加强岩石组合和岩石的物质组分(包括矿物学和地球化学)的研究，从而进一步引出客观存在的形成条件和岩石构造历史，并从物理化学基础理论来阐明其内在联系和发生的根本原因。此外，从全球构造观点，总结分析岩浆建造、变质建造和沉积建造的时空分布规律，这些将是岩石学的基本任务。变质相和变质相系的研究初步奠定了变质作用和大地构造的联系，而地幔与地壳的相互作用而产生的热流是区域变质的根本原因。80年代以来变质作用的温度-压力-时间轨迹的研究揭示了变质作用历史与地壳构造演化之间的关系。 图0-2 变质岩在地壳中的分布（据Ronov和Yaloshevski,1969）近年来，在变质作用研究中有四个方面有新的突破：（1）应用等变度和等变反应度的原理上进行变质带和变质相的划分；（2）糜棱岩是韧性变形的产物-糜棱岩成因机制的新发现，不仅是动力变质岩岩石学的一场革命，而且对构造地质学的研究也起到了巨大的推动作用；（3）变质作用与变形作用相互关系的研究，对地壳的形成、发展和演化的探讨有重要意义。（4）压力-温度-时间（PTt）轨迹的研究，对地壳演化历史的研究有重要意义。 图0-3 中国不同变质时期的变质岩系分布略图二、变质岩岩石学的任务 综上所述，当前变质岩研究的任务应该是：1对不同类型的变质岩，进行全面、系统的岩石学研究。查明其野外产状、时代、矿物组成、结构构造及化学组成，包括主要元素、微量元素、稀土元素等，充分掌握其时空分布规律，为提高地质基础研究水平和找矿服务。2研究变质作用过程。即变质作用的发生及其演化。变质过程中温度，压力条件。变质过程有无流体参与、流体的成分、压力，及其对物质扩散迁移的影响。3变质变形关系。一个变质作用旋回可以持续数lOMa，其间有多次变形幕发生。因此，变质变形关系研究，对于查明变质作用历史，乃至造山带(或变质活动带)的历史意义极大。没有变质变形历史的基本了解，同位素年代学的研究就失去意义。变质变形关系是建立一个造山带热演化的地球物理模型的基础工作。4变质作用的时代。要区分原始岩石形成年龄和变质年龄，同位素年代学研究为此提供了有利条件。但同位素年代学工作必须与基础地质研究相配合才能取得可靠的成果。三、研究变质岩的方法为了完成以上所提出的任务，变质岩研究方法可以概括为：1地质方法包括野外观察和室内研究。野外观察变质岩的产状，不同岩体间的相互关系，地层时代，构造和宏观结构特点等是进行分析研究的基础、野外发现问题为室内研究工作捉供了方向。变质岩室内研究最基本的手段是偏光显微镜下的工作和有目的化学分析相结合。偏光显微镜不仅可以对变质岩进行鉴定，而且可以获得主要固溶体造岩矿物(如斜长石)的光性资料以判断其成分；矿物之间相互关系以判定矿物共生，进行世代分析提供变质反应的资料等。化学分析工作对于深入研究变质反应和原岩恢复必不可少，尤其一些复杂成分的矿物如石榴子石中的环带等，电子探针分析优越性很大。2实验变质岩石学自从高压设备引入实验岩石学以来，变质岩实验岩石学进入了新的纪元。大家知道，多数结晶岩都是由少数几种物相(即矿物)所组成，并且在时间和空间上具有再现性，这就说明岩石结晶时曾达到或渐近于某种化学平衡，这种化学平衡条件便是变质岩形成时的物理化学条件。取几克实验样品，对于变质岩来说多数是硅酸盐样品，把它封存在韧性的铂(或者银、金)样品座内，放入高压釜内按所需的温度、压力条件加热，其反应所需的时间长达几个小时甚至几星期。现代的电子技术可以自动记录并控制实验条件，使我们可以随时了解变质反应的结果。采用淬火方法，突然冷却使之迅速脱离高温高压环境，可以使实验反应所生成的矿物组合保存下来，通过电子探针等测试手段，便可把实验生成矿物鉴定出来。用这样的方法可以了解到各种矿物组合形成的温度，压力等物理化学条件。从而间接地了解到地壳内部的地质作用、物质组成和物理状态。因此实验岩石学方法是了解变质岩成因的最有效方法之一。由于自然界变质反应的速率极其缓慢，对于变质岩实验研究来说最大的困难便是时间，实验样品比起天然样品粒度要细得多，因比反应以较高的速率进行，与天然条件很不一样，因此在反应所需时间的估计上会有所夸大。3理论综合方法全面综合研究资料，从大量已确定的事实中引出规律，以指导进一步的实践，这便是理论综合方法。20世纪20年代，VGoldschmidt和PEskola，应用化学平衡热力学的原理来观察变质岩中矿物共生组合的更替，发现化学成分相同的原岩在不同地区有不同的共生组合，反映了物化条件的差异，从而创立了变质相的概念，提出了变质相的分类。由于第二次大战以后，变质岩研究资料大量积累，在岩石化学成分与矿物组合之间关系的基础上，都城秋穗提出了变质相系列的概念用以反映地壳中的地热梯度，使变质相的研究紧密地和区域构造研究联系起来。本世纪80年代出现了一种新的趋势，即从地表得到的变质岩石学资料，编制出压力温度时间轨迹图解，从变质作用的热增减(thermal budget)出发，在大陆平均热流情况下，由于陆壳的侵蚀或加厚，可以出现各种不同的相系，某一变质作用所要求的最低热耗决定于岩石的户rd轨迹，这种新研究趋势把变质作用过程，变质岩的形成，看作是地球动力学的一个环节。本世纪70年代以来，欧、美、日等先进工业国家进行的变质地质图的编制，对于提高变质岩研究水平，促使变质地质学研究的深化起了很大的作用。在我国学者董申保教授等领导下，全国变质图(1：400万)的编图工作已经完成，全国变质图的问世，对于我国变质地质学和岩石学研究的深化，把变质岩研究与大地构造和地壳演化结合起来，起到了有力的指导作用。第一章 变质作用第一节 变质作用的概念地球是一个动态的星体，自它形成以来，除了受到陨石的冲击之外，内部还经常发生能量和物质的迁移和变化，岩桨活动，地质构造变动等等地球动力学事件都会使原先形成的岩石（岩浆岩、沉积岩或变质岩）偏离其初始的形成条件而处于新的地质环境和物理化学条件之下，这就引起岩石的矿物组成、结构构造甚至化学成分发生重新调节或改造，以适应新的外部条件。在地壳形成发展过程中，地壳一定深度中早先形成的岩石（包括岩浆岩、沉积岩或变质岩）为适应新的地质环境和物理化学条件而发生的在固态情况下的矿物组成、结构构造的重组甚至包括化学成分的变化可统称变质作用。变质作用一词是保（Boue,1820）最早提出来的。1833年莱伊尔给变质作用下了一个比较完善的定义，他认为：“变质作用是内生成因的热力学作用的总和，它使原岩经过这一转化，通过重结晶、结构构造的改变以及有时有新物质的加入，变为新的具有其特征的岩石类型”。这一概念经过一个多世纪的发展和演变，人们对变质作用的认识更加深入。变质作用可定义为：变质作用是地壳形成和演化过程中，由于地壳的变化或地壳与地幔相互作用引起的一种重要地质作用。它基本是在固态条件下，由于温度，压力或应力作用使原来岩石的矿物成分和结构构造发生改变，同时形成相应的变质岩石。变质作用、变质岩概念的确立不是臆想的，它是无数的地质学先行者们长期通过实地观察和实验验证的结果。早在十九世纪六十年代，欧洲的一些地质学者就已经发现某些深受侵蚀的山区，可以看到沉积岩层渐渐过渡为矿物成分和结构构造均不同于原有沉积岩的岩石。如页岩、泥岩通过板岩而变为云母片岩，其中的粘土矿物变为新生的白云母和绿泥石，原始沉积物中的长石、石英碎屑，会转变为石英、钠长石和绿帘石的集合体，于是整个岩石会因片状矿物的有定向排列而显示完好的片状构造，即片理。仔细观察露头，发现许多深受改造的岩石中仍可以找到一些尚未完全消尖的原岩残余残余构造，如原生沉积岩层理、鲕粒，火山岩中的杏仁体、枕状构造等，有些地区甚至还有化石碎屑。它们虽然受到不同程度的变质与变形，但仍可被识别出来，根据这些可识别的残余结构、构造特征，在变质岩区能够划出表壳岩与变质侵入体等填图单位，而进行构造-地（岩）层填图。随着地质知识的积累，人们往往能够凭借矿物成分和结构构造来识别变质变质岩，推断其变质前的岩浆岩和沉积岩的原岩类型乃至其构造环境。最初变质作用包容的范围很宽，直至本世纪初的一些有关变质岩著作中仍将风化、成岩作用等岩石的转变划归变质作用之列。随着地质科学的发展，现代岩石学通常把变质作用归属为内生地质作用，是地壳演化过程中原先生成的岩浆岩和沉积岩在地壳一定深处所发生的一种固态转变，发生于地壳一定深处和固态转变这是变质作用的两个基本点，是它有别于其它矿物转变作用（如成岩后生作用和岩浆作用）的关键所在。它表明了变质作用发生的温度和压力范围及变质作用的方式，即后生成岩作用和岩浆作用之间。在变质作用与后生成岩作用之间并没有截然的界限，因为在后生成岩过程中也会形成一些在变质作用中的特征矿物，如绢云母、富铝绿泥石、钠长石甚至微斜长石等等。因此在区别成岩作用与变质作用时，典型矿物共生组合更为重要，如碌泥石是成岩作用和变质作用都能出现的矿物，但绿泥石与葡萄石、黝帘石或斜黝帘石的共生则应是变质作用的范围。因为它们在成岩后生作用中是不能形成的。另Winkler(1976)主张把浊沸石的出现作为变质作用的开始（大约是200）。但对此有人持不同意见，即在埋藏变质作用下，首先出现的是片沸石-方沸石-石英等组合，其后才是浊沸石-钠长石-石英（-绿泥石）等组合。变质作用与岩浆作用都是内生地质作用，高级变质作用已接近岩浆温度，变质作用的压力范围可以包括各类岩浆活动的深度范围。但变质作用与岩浆作用的界限应以其作用的表现区分。主要区别在于：1、变质作用发生时主要是一个升温的过程，先期存在的岩石通过温度上升达到变质的环境，产生新的矿物组合；而岩浆作用则主要是降温的过程，是高温的岩浆在温度下降的条件下，不断晶出矿物的过程。2、变质作用主要是在固态情况下的矿物转变，而岩浆作用则是在液态中矿物晶出。这一点首先表现在岩石结构上，由于变质岩是在固态下矿物的成核和生长过程的产物、多呈变晶结构，其中晶粒的自形与否主要看矿物的结晶能或成面能的大小，而与矿物的晶出顺序无关。但岩浆中晶出的矿物其自形程度与矿物从熔体中析出的顺序关系极大。当温度升高而变质岩中存在一定数量的流体时。岩石可能产生“部分重熔”，出现数量不等的熔体，即所谓的“混合岩化”。混合岩化作用可以看作是岩浆作用与变质作用中间的过渡环节。第二节 变质作用的类型变质作用的特点和类型与区域地壳演化和大地构造环境有密切关系。变质作用类型的划分是以反映热流变化的变质相和变质相系为基础，并结合变质作用在发生发展期间的大地构造环境进行的。因此，变质作用类型在时空分布上的变化反映了一定的大地构造环境的变迁，并进一步表明了变质作用与地壳演化的关系。变质作用可以发生于广泛的地质环境，根据变质作用产生的地质背景，可以分出七大类型：（1）区域变质作用（图1-1）；（2）动力变质作用；（3）接触变质作用；（4）气-液变质作用；（5）混合岩化作用；（6）洋底变质作用；（7）冲击变质作用等。图1-1 主要变质作用类型1、区域变质作用是分布范围广泛而且变质因素复杂的一种变质作用。它常发生在前寒武纪的结晶基底，或出现于造山带的核部，因此一般均具较大的规模。主要变质因素有：温度、压力（包括静压力和应力）和流体均同时起重要作用，其中以静压力最为重要，所以区域变质一般发生于深部，我们之所以能够对它直接进行观察，是因为后期地壳抬升和剥蚀的缘故。区域变质作用可划分为如下几种类型。1）埋藏变质作用指显生宙地槽区或强烈拗陷盆地内，随着地壳的沉降巨厚的岩层被埋藏到的深部，从而引起的大规模变质重结晶作用。这种变质作用发生在埋藏速度较快的火山沉积岩系的沉降带中，属低温环境，既温度低于4000C，通常无变形作用影响，也没有花岗质岩浆活动，原始组构保持良好，属于很低级或低级的变质作用。2）汇聚板块边缘的区域变质作用板块的汇聚运动，加大洋板块向大陆俯冲，或大陆板块相互碰撞等均能造成区域性变质作用。对于俯冲型板块边缘，其变质带以长达数迁公里的平行成对变质带（双变质带）为特征，通常靠大洋一侧为高压变质带，靠大陆一侧为低压变质带。都城秋穗（1961）把此现象归结为冷的洋壳俯冲于陆壳之下，使俯冲带附近的等温面受到扰动，地温梯度降低形成低温高压带，相应在岛弧或弧后地区产生高热流，遂形成高温低压带。发育最好的双变带是环太平洋的日本、堪察加、阿拉斯加、以至美国的西海岸和南美西海岸。3）区域低温动力变质作用这一类型以大面积分布的低绿片岩相为主，局部达高绿片岩相，以砂板岩和部分千枚岩为主要岩石类型。它们属于造山期的变质作用，所以构造复杂，变形作用十分强烈。一般仅有同构造期的花岗岩体，无混合岩化作用，典型实例如杨子变质地区的中晚元古代板溪群，西南印支期的西康群等，此类地区，大面积范围内岩性十分单调，递增变质现象及不明显。其原因一是中晚元古时期全球性深部热流值有所降低，再是当时内己普遍存在相当厚的硅铝壳，屏蔽了深部热流的上升。所以形成于基底上的岩层，只能受到硅铝壳内部放射性热能作用而引起均匀低温变质。下部硅铝壳本身则由于地幔上升的高热流部分重熔，其形成的花岗质岩浆能以不同规模侵入上部浅变质岩层中。4）区域动力热流变质作用这一类型的变质作用以广泛出现各种形式的递增变质带为特征，大面积仍为绿片岩相，只是在一些热点、热轴范围内依次出观高绿片岩相和角闪岩相，中心部分有时还有花岗岩体，一般地热梯度高于正常值。来自于地幔的上升热流是引起作这类变质作用的最主要因素。经常伴随广泛混合岩化和花岗岩浆的侵入，变形多次而复杂。其地质环境属于硅铝壳基底上的地槽，位于克拉通的边缘或内部，武夷-云开加里东变质带和川西华力西变质带，可以看作扬子地台边缘发育的线性裂陷带。5）区域中高温变质作用这一类型以大面积分布的角闪岩相或麻粒岩相为特征，混合岩化作用及原地、半原地型的花岗质岩浆作用普遍发育，在构造上以多期叠加干扰褶皱型式为特征，变质带的分布常与地层层序一致。如山西五台地区，各变质相、带的界线与地层界线相吻合。以绿泥石带为核，较高级变质带依次向外呈南北对称的带状分布，这种分布特征与地层的中间较新、往外较老的特征相一致，（白瑾、李树勋，1986）。在华北地台其它地区如太行山、山东、河南的登封、鲁山等地角闪岩相变质面积较大，反映当时地壳具大面积分布的高热流值，变质强度受古等温度面的控制。6）断陷变质作用这种类型是指已稳定的克拉通内部出现断陷地堑，它们规模不大，被陆相或海相沉积火山岩系所充填，由于埋藏深度或局部热流值上升的作用，使沉积物或火山岩系发生了低绿片岩相的变质作用。多期变质和退变质.一个变质地区经详细研究常常发现岩石经过不止一次的变质作用，而有着复杂的历史。例如千枚岩或片岩被花岗岩所侵入，千枚岩中显示出热变质叠加于区域变质之上的迹象。这种不同类型变质作用的复合称为复合变质或叠加变质。同类变质作用的叠加.即同一地体中可以识别两期或两期以上的变质事件，可称为多期变质作用（或多相变质作用）。当同类型变质叠加时，一个低级变质叠加于高级变质作用之上，即以低变质级的矿物取代原有的高变质级的矿物组合，则称退变质作用。比如河南登封君召老羊沟一带登封群十字石石榴子石云母片岩受到中岳运动的影响，十字石全部变为绢云母绿泥石的集合体，保留十字石假象，石榴子石、黑云母亦局部绿泥石化。这种情况即是一种退变质作用，退变质作用可看作多相变质作用的一种特例。退变质作用常发生于强烈的变形带上，凡能识别出退变质作用的变质岩可概称为退变岩。2动力变成作用是在构造运动产生的定向压力的作用下，使岩石发生破碎、变形和重结晶而使结构、构造或有矿物成分上的转变的一种变质作用。这种变质作用发生在断层带或其它强烈错动（剪切作用带上，由各种类型的应力或非静水应力作用的结果，动力变质作用的特点是低温，高应变率。可分为碎裂岩化作用和糜棱岩化作用,典型岩石如糜棱岩。图1-2 动力变质作用3接触变质作用岩浆侵入到地壳的上部层位，由于岩浆的高温合从岩浆中分出溶液的影响而引起岩石发生变质的作用。当侵人体与围岩间有显著的温度差时，围岩受热而发生变质作用，称热变质或接触热变质作用。这类变质作用一般深度不大，压力不会太高，约在2-3108Pa以下。典型的接触变质岩石称为角岩。如果围岩与岩浆溶液发生交代而引起的变质作用，称为接触交代变质作用。4、气-液变质作用来自于岩浆的挥发份或地壳中区域性分布的热水溶液对岩石进行交代而使岩石发生变质的一种作用称为气-液变质作用，这种变质作用的主要影响因素是化学活动性流体和温度。气-液变质作用使岩石在变质前后物质成分发生明显的变化，同时一些成矿热液富集形成矿脉，如某些钨踢矿脉附近，花岗岩或片麻岩常常石英化而变成云英岩。5混合岩化作用在地壳深部高级变质岩发育区，由于温度，压力进一步升高，又有流体存在，一些变质岩能熔融产生相当数量的花岗质熔体，这种现象称为深熔作用。当熔融很完全时则全部形成岩浆,冷凝后变是典型花岗岩,如果只有部分熔融则出现部分属花岗岩质部分为变质岩的混合岩石称为混合岩。从变质冶经深熔而形成混合岩的过程称为混合岩化，亦称超变质作用。有些变质岩未经深熔，纯因固态扩散或交代作用而形成混合岩者，则此过程称为花岗岩化，但现在一般对花岗岩化理解为一种强烈的混合岩化。6洋底变质作用指洋中脊附近，由于洋壳两侧不断扩张，深部热流上升，加热了洋壳的岩石及其中的海水，使洋壳岩石在上升热流和热卤水作用下发生变质。岩石显示交代作用，通常不显片理。因为洋壳主要是基性超基性岩，所以洋底变质主要是一些基性、超基性岩中发生的变质作用，变质作用序列由浅部沸石相经绿片岩相至深部的角闪岩相。7冲击变质作用是陨石冲击地表时，在强大冲击波影响下，压力突然增高，温度聚增引起陨石坑内外岩石发生变质（图1-3）。典型的冲击变质岩为陨击角砾岩，是一种基质呈似熔岩外貌的角砾岩。冲击变质过程中由于动态高压，石英中出现变形纹和变形带，甚至产生高压变体：柯石英和斯石英。由于冲击产生高温，长石、石英等造岩矿物熔融形成玻璃，黑云母则有暗化现象。总之，冲击变质是陨石冲击时产生的动能，瞬时转化为热能，促使岩石变质。冲击变质是唯一的非内力变质作用，因其变质特点许多方面与动力变质相同，因此本书小将合并讨论之。 图1-3 冲击变质作用总之，接触变质、动力变质和冲击变质、气-液变质这四种变质作用发生的范围有限，局限于局部地质条件上有利地段，因而属于局部的变质作用；而各类区域变质、混合岩化、和洋底变质这三种则往往有区域的规模，因而属于区域性变质作用。各变质作用与温度、压力范围示意图，图1-4。第三节 变质反应的主要外部因素变质作用是自然界的一种内动力地质作用。地壳中已有岩石发生变质作用是地壳发展一定阶段一定地区的地质环境所决定，并和岩浆活动、构造运动或复杂的深成作用相联系。另外，决定变质岩矿物和组构特征的直接控制因素则是变质作用当时的物化条件，其中主要是温度、压力、具化学活动性的流体和时间等因素。这些物化因素的变化决定于地质环境。一、温度温度的改变是引起变质作用的主要因素，温度升高有利于发生吸热反应、脱水反应和熵值较高的新矿物组合，以及加快变质反应速度、导致部分熔融和混合岩化作用。某些矿物的重结晶，如石灰岩中隐晶质的方解石重结晶后可成较粗大晶体，使原岩成为大理岩。其次温度的变化会使原岩中某些矿物之间发生变质反应，各种组份重组合成新矿物，如硅质石灰岩中的CaCO3和SiO2随温度升高可重组合成硅灰石（CaSiO3），由于温度升高还会形成变质热液，它们可将原岩中某些组份迁移到较远距离或相对富集，在有些情况下，温度的进一步升高还可使原岩在变质结晶的基础上进一步选择性重熔（溶）。其中长英质低熔组份成流体相出现，引起混合岩化现象。一般变质作用的温度范围介于200-800之间（图1-5），引起温度升温的原因很多，最重要的是地热异常，在某些特定的地质环境下有地幔热对流以及深部热流的上升。地球上不同时间、不同地点的地热梯度大有差异的。在太古宙，热流值相当于现代的23倍（Lambert，1981），上地幔的温度比现代高出约15O（Davics,1979），当时的地壳普遍较薄，地热梯度普遍较高，所以太古宙岩石在生成不久之后很快便普遍受到不同程度的变质作用。太古宙的不少地区还属于高温低压型的变质作用，到了晚前寒武纪和古生代、中生代，这种高热流值的地区只限于较明显的强烈的地壳活动带（造山带），区域变质作用一般也只限于造山带。到了近代，高热流值的地区更少，据洋底打捞及钻深表明，在洋中脊地区，热流上可以高达300mWm2，在那里变质作用正在进行，洋底枕状熔岩等变质程度可从沸石相、绿片岩相甚至到角闪岩相。 图1-5 变质作用温压范围此外，来自高温岩桨活动的岩浆热不仅是引起局部接触变质作用的主要原因，而且在某些区域变质中特别是高温低压类型的地区也可能起作用。大规模的岩浆活动，特别是辉长岩(图1-6)，对区域地热可以造成附加影响，称为“岩浆超热”。这主要指非原地的岩桨活动，它还可以把结晶潜热贡献给地热。而对于就地深熔未经位移的深成岩体来说，其溶化所需要的热量都是当地供给的，它们和周围变质岩都是地热的“产物”，便不会引起岩浆超热。这种岩体一般位于穹窿的核心，很少引起周围变质级的变化。还有，在各地下均匀分布的放射性元素蜕变引起的放射热，强烈的断裂带或其他构造变形引起的摩擦热等，都对变质温度起不同程度的影响。温度对某些变质反应特别是斜率很陡的脱水反应来说起着决定性的影响，有时压力几乎不起作用，压力增加0.1Gpa(1Kb），只要求反应温度提高2。尽管如此，我们必须清楚，温度不是孤立地起作用的因素，低温下单靠温度并不足以引起变质作用，变质作用是在各种因素的有机配合之下发生的。变质作用过程中，静水压力、流体压力和流流体成分等因素会对变质反应的温度带来各式各样的影响。 图1-6 变燧石岩粒径对距辉长岩接触带距离图解二、压力岩石的变质作用通常是在一定外界压力状态下进行的，这种压力根据其物理性质可分为静压力和应力两类：（一）静压力静压力具有均向性，它们是控制变质反应过程的重要物化平衡因素。静压力又可分为作用于固体岩石的负荷压力及流体压力（图1-7）。1负荷压力- 是指岩石在地壳一定深度所承受的上覆岩层的重力。其数值随深度而增加，近于上覆岩层的重量，在离地表0-40公里范围内，根据岩层的平均比重计算，每加深一公里，负荷压力增加0.275kb。其数值主要取决于岩石在地壳中所处的深度，变质作用的压力范围一般为0.02-1.5GPa。可以根据变质岩当时上覆岩层的密度和厚度加以估算。如在密度为d(g/cm3)的地壳里，在h（Km）的深度上的负荷压力约为98dh105Pa。这里岩石的密度一方面受到地壳不同地区平均成分的影响，另一方面它也随深度而增加，负荷压力随深度大约以0.25-0.3Kb/Km的速率而增加，大陆壳内不同深度的近似压力如下： 负荷压力对变质反应的主要作用是有利于生成分子体积较小的矿物组合，并改变发生变质反应的温度。如镁橄榄石 + 钙长石 石榴石除个别反应前后体积变化较大之外，压力的影响远不如温度。但不应孤立地看待，温压对变质反应的影响是相互制约的，负荷压力的主要作用是使吸热变质反应的温度升高（图1-8），这取决于反应的斜率，即变质反应在温-压图解上的斜率。2流体压力- 一般来说，任何岩石在变质前早已多多少少地含有一定量的流体，变质作用一旦开始，它们便被释放出来，它们冲填于毛细孔和微裂隙中，不完全被颗粒所吸附，成为一个独立的相，具有一定的流体压力。但在近地表处，在低温和低的负荷压力的条件下，岩石的强度较小，孔隙度和渗透性较好，反应所产生的流体相很容易在微裂 图1-8 吸热变质反应的温度曲线隙中发生迁移和逃逸，在这种情况下，流体压力小于负荷压力。此时，流体相应作为一个独立变量来看待。随着深度加大，大约在1-2km以下，岩石被压紧，孔隙度和渗透性显著下降，间隙溶液便不大可能逃逸掉了。此时，流体压力的大小将取决于在地壳中所处的深度。流体相和晶体颗粒受到同样大小的负荷压力，负荷压力压在流体上，流体又压在颗拉，流体相就起传递压力的作用，这时流体压力和负荷压力相等，流体压力便不应当作为一个独立变量加以考虑。一般认为这是变质作用最为常见的情况。但是在部分高级变质（如麻粒岩相）的条件下，挥发分被带走了，尤其是当原岩含H2O不足时，又可能会出现流体压力小于负荷压力的状况，会大大有利于脱水和脱碳酸反应的进行，相反，粒间流体压力升高，不利于脱碳反应，导致变质反应的温度增加（图1-9）。Winkler认为可能会出现局部的“内部产生的气体超压”。随着温度上升，通过各种变质反应内部产生大量的H2O和（或）CO2，由于毛细孔体积很小，同时岩石的强度又足够大的话，那未局部就可能出现流体压力超过负荷压力的情形，此时流体压力是控制变质反应的独立因素。总之，变质作用过程中一般是流体压力与负荷压力相等，此时流体压力都不是决定物化平衡的独立因素；当少数情况下两者不相等时，则流体压力起独立作用，成为控制脱水和脱碳酸盐化等变质反应的主要因素。 （二）应力应力是一种定向压力，它通常和地壳活动带的构造运动有关，在一个地区它们的出现常具有阶段性，其强度在空间上也变比很大，且只对固态岩层起作用。一般应力在地壳浅部较强，至深部则减弱。据党亚民2009年研究，地壳中构造应力与密度异常有关，在密度异常变化较大的地区,构造应力的变化也较大,密度异常可能是构造运动的主因;如密度异常不变,构造应力随深度的增加而增加;在20 km以下构造应力为张应力,约为100-150MPa。因此，地壳浅部以压应力为强，深部以张应力为强。应力是变形、变质作用的因素，主要表现为对岩石和矿物进行机械改造。地壳浅部岩石的变形，板状流劈理和碎裂构造的形成显然都和应力直接有关；区域变质岩中结晶片理的成因虽可能具有多样性，但至少有一部分是和应力作用下的塑性变形有关，即通过组份的差异性运动形成定向组构，应力还能通过多种途径增加变质反应和重结晶作用的速度，促进这些化学反应的进行，尤其在较低温坏境中，它的影响更为明显。因此许多人认为应力是一个影响矿物平衡的独立因素，在应力作用下，晶格变形、位错、碎粒化和表面能的增加等对固相反应起催化的作用。在错断带和退变质地带，应力常常是导致变质反应的工兵，并为裂隙溶液的循环打开通道，促进重结晶作用和交代作用。近来有些学者认为应力的垂直分力和前述负荷压力的性质相似，对于变质反应的物化平衡也起类似的控制作用，所以它可作为附加压力出现，从而局部增大某些地段岩石压力的总值，这部份压力称为构造超压，从有些地方估计，其数值可达2-3kb左右，但实验表明这种压应力只在地壳较浅部位，岩石保持刚性状态，且应变迅速时才有实际意义。相反。如在地壳较深部，因温度较高，负荷压力较大，岩石具有塑性，此时应力可通过岩石的塑性变形而被释放，所以它们就不可能起附加压力的作用。虽然应力是变质作用的重要因素之一，但近来的地质观察和实验研究都表明它们不是变质反应的物化平衡因素，所以一般情况下，也不是形成任何变质矿物的必要条件。三、具化学活动性的流体（一）以H2O为主的流体溶液的作用在变质作用过程中，虽从总体来看岩石是保持完整的固态，但其中常存在少量流体相，一般其总量不超过1-2，且随原岩变质程度的加强而减少。流体相的成分以水和CO2为主，还可含有其它易挥发组份。它们在较高的温度和压力条件下，成超临界状态，具有较大活动性，在较低温条件下，则成一般的热液，称为变质热液，它们既可存在于矿物粒隙之间，称为间隙溶液，也可填充在裂隙中，成能自由流动的裂隙溶液。它们所起的作用主要有以下几个方面：1）流体溶液可以起溶剂作用，促进组份的溶解：并加强其扩散速度，从而促进重结晶和变质反应的进行。在一定条件下，还可通过它们将某些组份自外部带入岩石中或经溶解搬运而带出，结果引起原岩化学成分的变化。2）水化和脱水反应是很重要的变质反应，H2O直接参与这些反应，反应系统中H2O的化学位或含量和这类反应能否进行及其产物特点关系很大，一般随温度升高进行的脱水反应会使成（OH）离子状态或结晶水存在于矿物中的水析出，同时形成不含水的较高温矿物组合，相反在降温过程中，如存在饱和的水溶液，则会使不含水矿物转变成含水的矿物水化现象。这些作用对硅酸盐矿物的晶格类型及元素分配也关系很大，较低温含水的变质矿物多数为层状或双键状结构，如云母，绿泥石及角闪石类，而校高温的不含水硅酸盐则多数为孤立四面体、单键和架状构造。3）以水为主的流体相对于重熔（溶）作用也很重要，实验研究证明当它们处于饱和状态时，花岗质岩石中的低熔组份在64020即开始重熔（溶），但在完全不含挥发份的条件下，同类岩石要温度高达950时才开始重熔（图1-10），由于流体相的存在，所以一般中高级变质都不能达到这样高的温度。与重熔作用有关的混合岩化现象经常大量存在，也说明以水为主的流体溶液在此过程中起重要作用。 流体熔液主要来源于沉积原岩。这种流体相的成分也随变质作用的进程不断发生变化，进入变质作用环境时，彼此之间就会发生化学反应及相应的组份交换，达到中高温变质条件时，溶液的化学成分都已与相邻矿物之间处于平衡状态，而和原来的化学成分则有较大差异，其物性也有重大变化，即由一般的热液变成超临界的流体相，从被封闭的海水转变成为变质热液的过程中，它们成分变化的趋势是Cl-、Ca+、Sr+、Ba+和K+增加，而SO4-2、HCO3、Na+、Mg2+则减少。这些变化显然是和不同物化条件下，各种组份的相对活动性改变有关，它们和变质反应及交代作用都关系很大，已日益引起人们的注意。此外，在区域变质作用的后期，当热流值继续升高时，常还有深部上升的流体溶液，有时称之为“深部热液”，它们对已变质的岩石进行一系列交代作用，形成各种混合岩及花岗质岩石。（二）氧的作用虽然在变质作用过程中，氧不是流体相的主要组份，但近来的研究已越来越注意到岩石中氧的活动性（或Po2的大小）和变质矿物组合有很大关系，当氧的分压（Po2）较高时，岩石中的铁大多数成Fe3+离子，后者不能大量进入多数铁镁硅酸盐（如黑云母、铁铝榴石、堇青石等）矿物中，只有磁铁矿、绿帘石和钙铁榴石等少数矿物可含较大量Fe3+。由于上述原因，铁镁矿物中铁的含量较低，其晶格位置为Mg2+所取代，因此暗色矿物就会相对富镁，即镁铁比值较高，如原岩含锰时，还会出现富锰的暗色矿物。当氧的活动性太大时，则富含铁的硅酸盐如绿帘石等也难以出现，只有磁铁矿、赤铁矿等才是稳定矿物。近来研究证实流体相中和泥质变质岩中黑云母、白云母、石榴石和堇青石等矿物的稳定范围及其成分中MgOFeO比值关系很大。当Po2低时，这些矿物会出现较早，且其MgOFeO比值较低，即较富含铁；相反当Po2较高时，则这些矿物出现较晚，且相同P-T条件下，MgOFeO比值较高，即较富含镁。在绿泥石、阳起石、普通角闪石和紫苏辉石等矿物中也有类似情况。另外，蓝晶石等铝的硅酸盐在特定P-T条件下能否出现也和流体相中Po2有关。当此值较高时，岩石中Fe2O3/(FeOFe2O3)的比值也较高，由于Fe2O3不能大量进入黑云母、铁铝榴石和堇青石中，结果使岩石中这些富铝矿物总量减少，代替它们出现的是绿帘石及铁矿等含铝低或不含铝的矿物，若原岩富铝时，则此时有一部分Al2O3可形成蓝晶石或红柱石等矿物。（三）二氧化碳的作用流体 (Xc02)成分对碳酸化与脱碳酸反应具有重要的控制作用，特别是对碳酸盐岩发育地区，局部流体中Xco2很高外，高级变质地体形成时Xc02也很高(图1-11)。所以近年来有的学者强调Xco2在形成麻粒岩和紫苏花岗岩方面起着决定性的作用。流体成分(Xco2)无疑对脱碳酸盐反应有重大影响。据Greenwoodl967，用实验研究了Xco2对方解石+石英硅灰石+C02这个反应的影响(图1-9)。图解表明在Xco2可变的情况下，硅灰石不能作为一个温度指示计。C02作为完全活动组分在反应中可以快速逃逸的情况如图1-12ii所示。由于生成物中未计算气体的体积，整个反应变成了体积减小的反应，因而在Pt图解上反应曲线变成了负斜率的直线。在固定的Pt下，反应可以在相当低的温度而且是固定的温度下进行。而这并不符合自然界的实际情况。因为按照这样的模式，自然界在低温下将很容易见到硅灰石，然而事实并非如此。可见自然界CO2并不能迅速逃逸。一方面，Xco2取决于原岩及环境；例如在厚层碳酸盐发育区，Xco2较高。Xco2愈高，脱碳酸反应的起始温度也愈高。当然自然界Xco2=1的情况也是少见的，一般情况下在同样的流体压力下硅灰石的形成温度比Xco2=1的平衡温度大约要低1030。 图1-11 水与石墨在2GPa下平衡时的气相组成另一方面，随着脱碳酸反应的进行，局部Xco2便会增高，反转来要求反应温度也愈来愈高，Xco2和反应互为因果。如图1-12(i)所示，在固定的A和Xco2下，温度上升达到A点时反应开始发生。需注意，这种情况下反应的温度将不固定，因为随着Xco2的增高，反应温度也需要更高，所以在t -Xco2图上反应将沿着曲线进行，一直到反应物之中有一个相在B点消失为止。在图1-12 P-t图解上反应物和生成物四相共存于i和ii之间的一个双变反应带之中，而不是一条简单的单变反应线。Trommsdorff 1968年就曾在阿尔卑斯发现过硅灰石+方解石+石英这样一种“单变线”上的共生体有一定的分布区域。 四、时间由于变质反应往往极其缓慢，所以外界环境需要在适宜反应的条件下保持足够长的时间，（一般要几百万年），反应才得以发生。换言之，外界条件改变的速率要小于变质反应的速率，才能发生变质反应。再加上反应动力学种种因素的影响，我们便可以理解自然界广泛存在的准稳态现象。有的地区曾经超过3000C，但并未发生变质作用；更常见的情况是由于退变质反应的极度缓慢，才可能使各种高温矿物组合保持至今。反应的时间不够充分，还可能导致某种阶段性的中间产物出现。例如Greenwond l963年提供了一个在108Pa和830的条件下加热滑石的例子（图1-14）。在这样压力、温度条件下稳定的矿物组合应当是顽火辉石石英滑石或顽火辉石十石英H2O，但是如果反应时间不够充分的话，便得到一个准稳态的中间产物-直闪石。 时间对变质反应的影响，与反应动力学息息相关，要研究反应速率及其影响因素，诸如活化能、成核速率、催化剂等等。因此，变质反应的影响因素不仅涉及化学、热力学方面，而且涉及化学动力学方面的理论。以上所述还仅仅限于时间对于某个具体反应的影响，如果考虑到区域变质历史的话。那未在整个造山发展过程中，变质矿物组合及颗粒内部都可能保留着温压条件随着时间推移所经历的热演化踪迹，这就是近年来发展起来的变质作用的PTt轨迹图解要研究的内容。五、变质作用P-T-t轨迹1P-T-t轨迹的概念近年来，造山带变质岩石的研究和变质作用热模拟表明，变质作用是个动态过程。岩石在变质作用过程中，P、T、x条件不是静止不变的，而是随着时间(t)的变化而不断改变着。所谓P-T-t轨迹(P-T-t path)就是“岩石在变质作用过程中P-T条件随时间(t)的变化而变化的历程或在P-T图解中表示该历程的曲线”(Miyashim，1994)。这一概念是1977年England和Richardson在一篇论述侵蚀作用对造山带区域变质作用演化过程的影响的论文中提出的，当初称作P-T轨迹(P-T path)。以后，England和Thompson在对大陆增厚事件中经受区域变质作用岩石的P-T演化规律全面热模拟研究基础上，正式提出P-T-t轨迹这一术语(England and Thompson，1984；Thompson and England，1984)。A.B.Thompson1976，提出随着深度(压力)的增加，变质温度级可能提高，也可能反而降低，这取决于古温度梯度与古压力梯度之间夹角的大小以及古侵蚀面与现侵蚀面之间的相对关系。因而变质相系列的分布和成因也是一个受许多因素控制的复杂问题。如逆掩模型、侵入模型、侵蚀模型。，这些事件都会使岩石实际所经历的PTt轨迹与该地区的稳态地热梯度严重偏离。岩石一般经历三个阶段：一是掩埋阶段，在碰撞带和造山带都假定掩埋期是很迅速的；二是从扰动地热梯度向稳态地热梯度转化的过程，称为热弛豫效应，一般是明显的加热效应；三是抬升与侵蚀过程，使岩石重新冷却。1984年PCEngland和A.B.Thompson对大陆增厚带的PTt轨迹做了全面总结。 图1-15 大陆增厚带的PTt轨迹低温高压变质相系的轨迹：AC（图1-15）代表快速沉降又快速抬升的情形，岩石最大埋深处经历最高温度，整个过程时间较短，几乎没有热弛豫过程。中压相系的轨迹：ABD伴有中等的热弛豫和中等的抬升侵蚀速率，在此最大埋深略浅处经历最高温度。高温低压变质相系的轨迹：ABE伴有充分的热，在显著的侵蚀作用开始前，岩石已接近于稳态地热梯度。如果诱发熔融事件和一次相当规模的岩浆侵入活动，则PTt轨迹便可能穿过稳态地热曲线而到达高温一侧。P-T-t轨迹概念的提出，是变质作用理论研究的重大突破，它使得人们从动态的观点，重新审视变质岩石学领域的一些重大问题和基本概念，是标志着变质作用研究进入地球动力学(Geodynamics)阶段的里程碑。变质地体的热模拟和变质岩经历的P-T-t轨迹、热演化及构造演化之间的关系研究成果表明，岩石经历的实际P-T-t轨迹的特点与变质作用构造环境密切相关。下面以大陆碰撞造山带为例，介绍P-T-t轨迹与构造-热演化过程的关系及有关基本概念。2大陆碰撞造山带的P-T-t轨迹一个大陆碰撞造山带构造演化通常由两个阶段组成：先是陆壳(或岩石圈)增厚阶段，接着是侵蚀阶段。而热演化更加复杂，包括埋藏期、加热期和冷却期等3个阶段，P-T-t轨迹包括相应的3个段落(图1-16 17-12)。1)埋藏期在这一阶段由于逆冲、褶皱等构造原因使地壳(或岩石圈)缩短增厚，发生构造埋藏。浅部低温岩层迅速进入深部，岩石所处压力迅速增高，但温度增加没有这么快，这是由于环境通过热传导的加热作用相对要慢得多而发生滞后(delay)结果，使地热梯度迅速偏离增厚前的稳态地热梯度(steady-stage-thermal gradient)，并不断降低而出现热扰动(thermal disturbance)。当埋藏停止时，各处岩层到达压力最大值(Pmax)，地热梯度为T。2)加热期或热松弛期这是侵蚀作用开始阶段。在这一阶段，压力开始降低，同时由于热传导的加热作用继续进行，而出现热松弛(thermal relaxation)。随着压力降低，温度不断升高，地热梯度也不断增加，向埋藏后陆壳热补给平衡的稳态地热梯度(SSG)方向变化。例如，岩石样品3抬升后某个时刻的瞬时地热梯度(transient geothermal gradient)为T1。此后继续降压升温，直到由于岩石接近地表引起的冷却作用速率即将超过热松弛导致的加热作用速率为止。此时温度达到最大值(Tmax)，PPmax，这个温压条件即热峰P-T条件或顶峰变质条件，由矿物组合所记录。与此同时，地热梯度也不断增加。对岩石样品3，热峰时瞬时地热梯度为T2。这个阶段一开始温度增加快而压力降低慢。以后越接近热峰，温度上升越慢，压力降低越快。3)冷却期热峰过后，随着较迅速地侵蚀，岩石越来越接近地表，因为热的散失量超过加入量而出现冷却期。在冷却期，岩石上升减压的同时温度下降，地热梯度继续增加，向稳态的热梯度发展。例如岩石样品3在上升的某个时刻瞬时地热梯度为T3。这一阶段开始，温度下降缓慢，随着越接近地表，温度下降越快，地热梯度也更接近稳态地热梯度。由上述可看出，变质作用是一个动态过程。在变质作用过程中，岩石的T-P条件，地热梯度都不是静止不变的，而是随时间的改变而不断变化的，这是P-T-t轨迹思想的核心。当然，变质作用过程中，除P、T外，流体成分也在不断变化，