变质岩--地质系PPT

1、变变 质质 岩岩 岩岩 石石 学学讲授：王居里讲授：王居里第一节 变质作用和变质岩岩浆岩 岩石 岩石学沉积岩变质岩 为什么我们现在所见到的岩石不仅仅是岩浆岩和沉积岩这两大类呢？原因：地球动力学事件使早先存在的岩石所处的地质环境和物理化学条件发生变化，偏离其初始形成时的地质环境及物理化学条件。这必然引起岩石的矿物组成、结构构造甚至化学成分发生变化（调整或改造），以适应新的地质环境及物理化学条件。一、变质作用和变质岩的概念在地壳形成和发展、演化过程中，早先形成的岩石（包括岩浆岩、沉积岩以及先存的变质岩）在地壳一定深处，为适应新的地质环境和物理化学条件，在基本保持固态的条件下发生的矿物组成、结构构造

2、甚至化学成分的变化称为变质作用（metamorphism）。 地质环境和物化条件的改变可由地壳的构造运动、岩浆活动、区域热流变化、应力变化等引起。 特殊条件下可发生部分熔融产生一定量的流体相。在变质作用条件下的形成的新的岩石称为变质岩（metamorphic rock）。它们是大陆地壳中最主要的岩石类型之一。 变质成矿作用三大类岩石在自然界相互转化和物质再循环三大类岩石在自然界相互转化和物质再循环(据Tarbuck and Lutgens, 1997)成因不同、特征各异，密切相关、互相转化正变质岩（orthometamorphite）。副变质岩（parametamorphite）。变质岩岩石学

3、（Metamorphic Petrology） 是研究变质岩的分布、产状、成分、结构、构造、分类、命名、共生组合及其形成演化机制与条件、在地球（天体）形成和演化过程中的地位及作用、与矿产的关系等内容的一门独立学科。二、变质作用的范围现代岩石学通常把变质作用限定为一种内生地质作用，是地壳演化过程中原先形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地壳一定深处和固态转变固态转变是变质作用的两个基本点，也是区别于其他矿物转变作用的关键所在。 地壳一定深处的含义是指变质作用发生于一定的温度和压力范围，通常是T=200800，P=0.021.5GPa。此温度范围大致位于成岩

4、后生作用和岩浆作用之间，压力范围表明它要求处于地壳一定深处，即风化带之下。变质作用不包括各种表生作用。成岩后生作用与变质作用之间没有截然的界限。因为在后生成岩过程中也会产生一些在变质作用中形成的矿物。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。如绿泥石是成岩作用和变质作用中都能出现的矿物，但绿泥石与葡萄石、黝帘石或斜黝帘石的共生则是变质作用的范畴。变质作用与岩浆作用的区别：变质作用的发生过程主要是一个升温过程，而岩浆作用主要是降温过程。 变质反应 重结晶变质作用主要是在固态条件下的矿物转变，而岩浆作用则是在液态条件下的矿物晶出。 变晶结构变质作用与岩浆活动之间也没有一条截然的界

5、线。 部分重熔第二节第二节 变质作用的主要因素变质作用的主要因素内部因素（内因）外部因素（外因），也称地质因素（空间、时间）内部因素只能影响变质作用产物的一些特征，而真正控制变质作用发生、影响变质作用特点的因素是地质因素。变质作用的主要控制因素有四种：温度、 压力、具化学活动性的流体和时间。一、温度1、温度在变质过程中的作用u温度升高可使原岩中一些矿物发生重结晶。v温度变化能引起原岩中矿物之间发生变质反应形成新矿物。 如： CaCO3SiO2 CaSiO3CO2 因此，温度是变质反应中最重要的热力学平衡参数。w温度升高可为变质反应提供能量，并使岩石中流体的活动性增大，促进变质反应进行，使新矿物

6、和新组构能以较快的速率和较大的规模形成。x温度持续升高可使原岩在重结晶和变质结晶基础上发生部分重熔，其中长英质组分成为流体相，引起混合岩化作用。2、温度（热状态）改变的原因地热增温上地幔热流的运动放射性元素衰变释放热能的积累岩浆活动带来的热在应力作用下，变形和摩擦作用产生的热能，即机械能转变的热能二、压力1、负荷压力（ Pl）l又称围压或固体岩石所承受的压力，以Pl（或 P围、P岩、P固）表示，是一种均向性的静压力。其大小等于上覆单位岩石柱的重量，即：Pl=gD。其数值随深度增加而增加，取决于上覆岩层的厚度和密度。l负荷压力的单位是Pa或GPa。一般情况下， Pl随岩层深度约以25106Pa3

7、0106Pa/km的速率增加，其增加值取决于岩石的密度。在离地表040km范围内，根据岩石的平均密度计算，每加深1公里，负荷压力增加0.0275GPa。变质作用的压力范围一般为0.021.5GPa。具体数值可根据变质当时上覆岩层的厚度和密度估算。 计算表明，大陆壳内不同深度的近似压力如下： 深度（km） 10 35 50 压力（GPa） 0.26 1 1.5l负荷压力是变质反应的重要热力学平衡参数之一，它和温度一样，都能独立决定岩石中矿物组合的稳定范围及通过特定变质反应形成新矿物组合的可能性。l负荷压力的作用表现为：改变发生变质反应的温度。 压力增高，多数情况下可使吸热反应的平衡温度升高。如C

8、aCO3SiO2 CaSiO3CO2的反应，当压力由105Pa（1bar）增高到0.1GPa（1Kb）时，发生这一反应的温度将由470增到670。压力的增高有利于形成分子积体较小、密度较大的高压矿物或矿物组合。 如硬玉和霰石等。2、流体压力（Pf）l 一般来说，任何岩石在变质前多少都含有一定量的流体。如果仅有薄薄的流体薄膜吸附于颗粒表面，则不构成独立的流体相。变质作用一旦开始，便有流体释放出来，它们充填于毛细孔和微裂隙中，不完全被颗粒所吸附，便成为一个独立的流体相，其所具有的内压称为流体压力。以Pf表示。l流体压力作用于颗粒表面，起与Pl相反的作用，趋向于使颗粒分开。流体相中各组分的分压则分别

9、以PH2O、PCO2表示，其数值和各自在流体相中的相对摩尔含量成正比，在理想混合时，符合道尔顿定律：Pf=PH2OPCO2流体压力在变质反应的热力学分析中能否作为一个独立变量加以考虑，要具体情况具体分析。（1）在近地表处，岩层中裂隙发育且与地表连通，体系是开放的，此时Pf等于相应深度该流体相本身的重力，而常小于上覆岩层的重力，因此PfPl。这种情况下，对于有流体相参与的变质反应， Pf应作为一个独立的变量来考虑。部分高级变质条件下，由于挥发分被带走或原岩中含水很少，孔隙或裂隙中流体相呈不饱和状态，也可出现PfPl的情况。对于有这些挥发分参与的变质反应， Pf也应作为独立变量来考虑。（2）在地壳

10、较深处，大约在12km以下，由于岩层中构造裂隙不太发育，流体处于封闭体系中，当流体相在岩石中又呈饱和状态时，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，通过流体再传递到晶体颗粒上，出现Pf=Pl 的情况，它们都取决于上覆岩层的重力。这时有两种情况：若流体相为单一组分，如Pf=PH2O，则它不是决定变质反应热力学平衡的独立参数；如果流体相为非单一组分，Pf=PH2OPCO2，对于没有这些组分参加的变质反应，Pf仍不会影响平衡状态，而对于有这些组分之一参加的变质反应，该组分的分压就成为决定平衡状态的独立参数。（3）有时在封闭体系中，随着温度的上升，多种变质反应将释放出大量的H2O和

11、（或）CO2，由于毛细孔体积很小，同时岩石的强度又足够大，则可出现PfPl的情况。两者的差值称作流体超压， Winkler认为这是“内部产生的气体超压”，一般是局部的。这种情况下，无论变质反应是否有流体相参与，Pf都是控制变质反应的独立因素。在侵入体附近，由于岩浆结晶过程中析出大量流体相，也可在局部出现PfPl的情况，此时Pf也是控制变质反应的独立因素，可以不考虑Pl。3、定向压力l可理解为伴随构造运动、来自一定方向的侧压力。当岩石受到来自构造运动的定向压力作用时，其应力状态可用一定剖面上的垂直直应力A和水平直应力B表示，但AB。总应力状态包括两部分：一部分为偏应力，是一种非静水应力，与应力差

12、（AB）有关，它导致岩石变形，但一般不影响岩石相平衡；另一部分为平均应力，其大小（AB）/2。 l平均应力与负荷压力之差称为构造超压，是构造作用对总压力的贡献。不过构造超压大小与岩石强度有关，后者本身又因成分、温度、变形速率及其他因素而变化。由于变质作用发生在高温条件下，岩石强度通常不大，因而构造超压通常较小，正常变质条件下小于0.1GPa。 l近年来有些学者认为应力的垂直分量和前述负荷压力的性质相似，在地壳较浅处可以附加于负荷压力之中，从而局部增大某些地段岩石的总压力，这部分附加压力称为构造超压构造超压。从而可解释许多高压地体的形成。构造超压构造超压只有在地壳浅部、岩石处于刚性状态且应变迅速

13、时才有意义。而在地壳较深处，温度较高、负荷压力较大，岩石具有一定的塑性，应力可通过塑性变形而被释放，所以不大可能起附加压力的作用。这方面的问题仍在探讨（争论）之中。l定向压力的作用主要表现在：（1）对岩石和矿物的机械改造。如地壳浅部的岩石变形，板状流劈理和碎裂结构的形成等；区域变质岩中的结晶片理多与定向压力作用下的固态流或重结晶和重组合有关。（2）通过多种途径提高变质反应和重结晶的速率，促进这些作用的进行。尤其在较低温环境中，其作用更为明显。应力所提供的能量可以克服高温矿物组合在低温环境中的准稳定状态，使化学反应能真正开始进行，并形成相应的低温矿物组合。应力引起的碎裂作用、研磨作用使矿物间接触

14、机率增高，裂隙的发育又使流体相能更好地流通，这些因素都能有效地促进变质反应的进行。变质作用过程中单位岩石的总压力PPl流体超压构造超压。l但由于流体超压和构造超压都比较小，所以在大多数情况下，可以假定PPlPf。在这个假定的基础上根据矿物组合估计的压力应指示深度的最大值，实际深度有时可能要小约3km，甚至更多。指示超高压变质条件的矿物是柯石英和金刚石，它们在大约3.0GPa以上的压力下稳定，其形成深度可能超过100km。三、具化学活动性的流体q含量很低，作用不小。q名义上的无水矿物。q变质地质学的三大前沿课题之一。1、流体相的组成 l流体相的成分，总体来讲以H2O和CO2为主，可有CH4、H2

15、S等。在变质作用的温压条件下，岩石中的某些组分如K、Na、Si、Mg、Al、Fe、Cl、F、S等也可溶解到流体相中作为流体相的组成部分。2、流体相的存在状态l在变质作用的温度压力范围内，在较低的温度和压力条件下，H2O、CO2等呈气态或液态存在；在较高的温度和压力条件下，流体呈超临界状态，是一种具许多流体性质的高密度气体。流体既可以存在于矿物颗粒之间被吸附在颗粒边界上，成为不能整体流动的间隙溶液；也可填充在岩石的裂隙之中，成为能够整体流动的裂隙溶液。纯H2O：临界温度Tc=374；临界压力Pc=217atm。217atm时，H2O呈超临界状态。 3、流体相的来源原岩中保存的流体相。变质作用中的

16、脱水及脱碳酸反应，可提供一定量的流体。与岩浆活动有关的流体相。此外，在地壳深处，上地幔中的流体相也可进入地壳中在变质过程中发挥作用；在大洋与大陆板块的边缘，部分海水也可伴随俯冲作用进入地壳深处而在变质过程中发挥作用。4、流体在变质过程中的作用流体相可起溶剂作用，促进原有矿物中组分的溶解，并加快其扩散速度，从而提高重结晶和变质反应的速率。在一定条件下，还可通过流体将体系内的某些组分带出而将体系外的某些组分带入，引起体系（原岩）化学成分的变化。水化和脱水反应是常见的最重要的变质反应，H2O直接参与这些反应。反应系统中H2O的化学位或含量对这类反应的平衡温度影响很大。一般随温度升高而进行的脱水反应，

17、使矿物中H2O呈（OH）离子或结晶水析出，结果由含（OH）矿物变成不含水的较高温矿物。对于这类反应，H2O的化学位增高会推迟特定反应的进行，即扩大了低温含水矿物的稳定区。而在降温过程中，如果存在饱和水溶液，则会使不含水矿物变得不稳定，转变成含水矿物 水化作用。这些作用对硅酸盐矿物的晶格类型及元素分配也有很大影响。较低温的含水变质矿物多数为层状或双链状结构，如绿泥石、云母和角闪石类。而较高温的不含水硅酸盐则多为孤立四面体、单链或架状结构。含CO2的流体对碳酸盐化和脱碳酸反应的平衡条件有很大影响。系统中CO2含量的增大会阻碍碳酸盐转变为硅酸盐的脱碳酸反应。在泥灰质岩石中，CO2和H2O的含量比例对

18、变质矿物组合及其形成温度影响也很大。以水为主的流体相在岩石中处于饱和状态时，可降低岩石中长英质组分的熔融温度。如在不含水的条件下，长英质低熔组分在温度高达950时才开始重熔，而在饱和水情况下，同样的低熔组分在64020时就可开始重熔。由于流体相的经常存在，因此在中高级变质条件下，常有长英质组分发生不同程度的重熔，形成各种类型的混合岩。四、时间l时间也是影响变质作用的重要因素。时间因素有两方面的涵义，一是指变质作用发生的地质时代，二是指变质作用从发生到终止所经历的时间。研究表明，同一地区在不同地质时期发育的变质作用具有不同的特征。另一方面，在变质温压条件下，如果没有足够的时间，变质作用就难以进行

19、或作用很不明显。 这是因为变质反应往往极其缓慢。所以外界环境要在适宜变质反应的温压条件下保持足够长的时间，反应才得以发生或进行较彻底。换句话说，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。再考虑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。如有的地区曾经超过300，但并未发生变质反应；更常见的情况是由于退变质反应极度缓慢，才可能使各种高温矿物组合保存至今。变质结构的形成和塑性变形也都是很缓慢的过程，都需要相当长的时间方可完成。研究表明，某一期区域变质作用演化过程中，变质作用的温度、压力等条件是随时间而变化的。也就是说，变质作用实质上是一个动态演化过程。在整个

20、造山变质演化过程中，变质矿物组合及矿物颗粒内部都可能保留着温、压条件随时间的演化踪迹，即P-T-t轨迹。根据P-T-t轨迹的形态可以推断变质作用的类型、发生时的大地构造环境及造山过程。第三节 变质作用的方式 l变质作用的方式主要包括重结晶作用、变质结晶作用、变质分异作用、交代作用以及变形和碎裂等。这些作用受各种物理化学原理及力学原理的控制，其产物特征既取决于外部条件（即变质作用因素），又与原岩成分和性状有关。一、重结晶作用（recrystallization）q重结晶作用是指在变质作用条件下，原岩中矿物颗粒的重新组合（只涉及同种矿物的溶解、组分迁移和再次沉淀结晶），只有矿物颗粒形状和大小的变化

21、，而不形成新的矿物相。重结晶前后，岩石总化学成分（除H2O、CO2等挥发分外）保持不变。重结晶作用主要和矿物颗粒的表面能密切相关。同种矿物粒度愈小者其表面能愈高，所以在相同的温压条件下，较小的颗粒稳定性较差，易于被溶解，相应组分经迁移后在原来较大的颗粒表面继续生长，使其粒度加粗。通过这一过程，原来粒度很细或粗细不均的岩石就会变成粒度较粗、较均匀的岩石。重结晶作用的速率和强度受原岩成分和结构的控制。组分较简单的岩石比组分较复杂的岩石易于重结晶。粒度较细的岩石比粒度较粗的岩石易于重结晶。影响重结晶作用的外部因素主要是流体相和温度。以H2O、CO2为主的流体相对重结晶作用的关系最大。温度升高会大大增

22、加重结晶的速率。应力的增大一般也有利于重结晶作用的进行。二 、 变 质 结 晶 作 用 （ m e t a m o r p h i c crystallization）q在变质作用的温度、压力范围内，原岩在基本保持固态的条件下新矿物相的形成过程，同时必然有相应的原有矿物相趋于消失。变质结晶前后，岩石总化学成分（除H2O、CO2等挥发分外）保持不变。由于这种矿物相的变化过程多数情况下涉及岩石中各种组分的重新组合，所以也称重组合作用。l变质岩中新矿物相的形成可有多种途径，但都可归结为变质反应。如红柱石、蓝晶石、夕线石间的同质多相转变，而更普遍的是通过几种矿物所含组分之间的化学反应形成新矿物相。有些

23、反应不涉及H2O、CO2等流体相，如OpxPl CpxGtQ；多数反应常有流体相直接参与，如MsQ SillKfsH2O；CaCO3SiO2 CaSiO3CO2。l变质岩中新矿物相的出现受控于下列因素：（1）变质反应的热力学平衡原理。它决定着在特定温压条件下哪些矿物或矿物组合能稳定存在，哪些则不稳定，并将转变成新的矿物相。即决定着变质反应的方向。控制反应平衡的重要因素是温度和压力（包括静压力和流体压力）。（2）变质反应的速率。只有当反应能以一定速率进行时，才能真正形成应该出现的矿物或矿物组合。否则，即使温度和压力长期偏离原来矿物组合的平衡条件，也不会出现新矿物，这种情况就是所谓的准稳定状态。决

24、定变质反应速率的主要因素是温度、流体相及应力等。三 、 变 质 分 异 作 用 （ m e t a m o r p h i c differentiation）q变质分异作用是在变质作用的温、压条件下，原岩中某些矿物组分经扩散作用而不均匀聚集的过程。它以组分在空间上有一定范围的迁移而不同于一般的重结晶作用，又以没有组分从系统中带出或从系统外带入而不同于交代作用。l 影响变质分异作用的外部因素主要是温度、流体相和应力，内部因素可能是离子半径、电价以及它们在间隙溶液中的相对浓度。然而，各种离子迁移方向和速度的差异不一定就能引起变质分异现象，有时反会使矿物成分趋于均匀化。所以所以变质分异作用的出现必

25、须有某些特定条件。引起各种组分向不同部位或以不同速度迁移聚集的原因和机理尚不十分清楚。 注意！变质分异和各种交代作用及重熔作用等尽管在概念上是不同的，但它们所产生的现象有时很难区别，尤其在深变质的结晶片岩中更是如此，而且还可能有各种错综复杂的过渡类型。如某些条带状片麻岩中的长英质“顺层”脉体究竟是变质分异成因，还是重熔或交代作用的产物多数情况下是有争论的，区分标志至今仍不十分明确。四、交代作用（metasomatism）q在变质作用条件下，由变质原岩以外的物质的带入和原岩物质的带出而造成的一种矿物被另外一种化学成分与其不同的矿物所置换的过程。l交代作用的特征是：交代作用是一种机理复杂的成岩成矿

26、作用过程。在自然界分布很广，可在多种地质环境中出现，并与不同的地质作用相联系。 交代作用过程中岩石总的化学成分要发生不同程度的改变。交代作用过程中，岩石中原有矿物的分解消失与新矿物的形成和生长基本同时进行，是一种物质逐渐置换的过程。交代作用过程中，岩石基本保持固态（刚性或塑性），但少量流体相的存在是十分必要的。在干的环境中，交代作用很难大规模进行。交代作用过程，岩石总体积基本不变，即交代反应的过程既遵守质量守恒的规律，又必须体积守恒。但有些情况下，交代过程中系统的体积并非完全不变。五、变形和碎裂作用（deformation and cataclasis）q各种岩石受应力超过弹性限度时，就会出现

27、破碎或塑性变形现象。变形和碎裂是变质过程中的一种重要作用。它们的发育程度和特点与许多因素有关，如岩石的物理性质、所处的深度（温度、静压力条件）以及所受应力的作用方式和强度等。l变形有脆性变形和塑性变形。从地质上讲，塑性变形是指地质体在没有总体破裂情况下所发生的一种形状改变；而脆性变形则是有破裂发生的一种变形，这种破裂可以有、也可没有明显的位移。这两种变形的区别取决于观察尺度。l变形还包括在应力作用下有方向性的重结晶作用。这种情况也会使矿物结晶的方位和形态发生变化而形成矿物外形及内部结构的优选方位。l在近地表低温低压和较高应变速率条件下，岩石显示脆性行为，永久变形机制为脆性变形，表现为岩石沿裂缝

28、破裂，产生碎裂和断裂。而在地下高温高压条件下，特别是当应变速率低时，岩石显示塑性行为，永久变形主要由塑性流动产生，导致矿物畸变和褶皱而没有破裂。较高温压条件下塑性流动导致的永久变形主要有晶内塑性变形和晶界塑性变形两种机制。l晶内塑性变形包括直线滑移、双晶滑移和单个晶体的扭折，它们与晶体位错相联合。直线滑移的特点是晶格滑移距离是结晶学基本单位的整数倍，滑移结果是改变晶体形状但不改变晶格方位；双晶滑移的特点是晶格滑移距离是结晶学基本单位的分数，滑移结果是产生机械双晶（图17-3）；扭折则是由于晶内变形不均匀而在滑移中发生旋转，导致滑移面弯曲扭折形成（图17-4）。l位错是晶体内原子排列不完整造成的

29、线缺陷。从滑移角度看，位错代表了已滑动部分与未滑动部分的分界线（图17-5）。 l晶界塑性变形包括颗粒边界的滑移和扩散流动。由于处于较大应力下的颗粒边界区Gibbs内能，与处于较小应力下的其他部位相比不稳定。因此，化学迁移从晶体的较大应力边界区向其他部位迁移，并在那里发生晶体生长。该过程称为扩散流动，它改变晶体的形状（图17-6）。通过粒间流体相的扩散流动称为压溶（Miyashiro, 1994）。l发育位错的晶体储集了变形施加的应变能，所以不稳定而力图通过重结晶来消除应变能并恢复到稳定的无应变状态。这种伴随变形发生的重结晶称为动态重结晶，包括恢复和重结晶两个阶段。无偏应力参与的重结晶作用称静

30、态重结晶。第四节 变质作用的类型n变质作用可以以不同的规模发生于广泛的地质背景下。根据其规模，可分为局部变质作用和区域变质作用两大类（Raymond, 1995）。一、局部变质作用n局部变质作用分布局限（其体积一般小于100km3），分布在一个具体的地质构造中，往往一个变质因素起主导作用。在局部变质作用发生的地区可清楚地观察到变质岩与未变质岩石的逐渐过渡。具体分为4类：（1）接触热变质作用接触热变质作用 指发生于侵入体周围的接触带上，由岩浆侵入带来的热使围岩发生的变质作用，也称热变质作用。其主要控制因素是温度，变质作用的方式主要是重结晶和变质反应。这类变质作用一般深度不大，围限压力不高，约为2

31、3108Pa以下。典型的接触热变质岩称为角岩。（2）动力变质作用动力变质作用 指断层带或其它强烈错动（剪切作用）带上，由于构造应力的作用，岩石通过碎裂、变形或重结晶等方式，发生结构、构造上的改造，有时有矿物成分上的转换。其特点是低温、高应变速率。除高级动力变质外，一般变质温度相当于绿片岩相。典型岩石如糜棱岩。（3）气液变质作用气液变质作用 指在化学活动性流体的参与下，岩石中某些活动性组份之间发生的一种交代作用，也称气成水热变质作用。常发生于一些热液矿床或矿脉周围以及侵入体与围岩的接触带上，前者称围岩蚀变，后者称接触交代变质作用。除流体外，温度、组分的化学势是主要的控制因素，交代作用和变质反应是

32、其主要的变质方式。（4）冲击变质作用冲击变质作用 指陨石撞击地表引起的一种局部的、短时间的、压力巨大的变质作用。是陨石冲击时产生的动能瞬时转化为热能使岩石变质。高压、高温条件石英高压变体：柯石英和斯石英；长石、石英熔融形成玻璃等。典型岩石为陨击角砾岩，是一种基质呈似熔岩外貌的角砾岩。二、区域变质作用n指岩石圈大规模范围内发生的多种因素综合起作用的复杂的变质作用。多与构造运动相伴发生，常见于前寒武纪结晶基底及显生宙造山带中。主要变质因素有温度、压力（包括围限压力和应力）和流体。一般发生于地壳深部，并且常伴随有混合岩化、大规模的构造变形及岩浆活动。l按照区域变质的环境可分出以下类型：（1）造山变质

33、作用造山变质作用 是大规模分布于前寒武纪结晶基底和显生宙造山带的变质作用，与造山作用有密切的成因联系。面积数百至数千平方公里。在前寒武纪结晶基底呈面状分布，在显生宙造山带呈带状分布。温度、压力、偏应力都是其重要的变质因素，主要变质机制为重结晶、变质结晶和变形，形成的岩石常具有面理和线理，因而又称区域动热变质作用。造山变质作用的P/T范围很宽，可分为高P/T、中P/T和低P/T区域变质类型。P/T与构造环境密切相关，高P/T型见于俯冲带和碰撞带，中低P/T型见于岛弧、大陆拉张带、大陆碰撞带和前寒武纪结晶基底。（2）洋底变质作用洋底变质作用 是指洋中脊附近的洋壳岩石在上升热流和热卤水作用下发生的大

34、规模变质作用。温度和流体中活动组分化学位（或浓度）是主要的变质因素。 P/T很低。变质作用机制是变质结晶作用和交代作用，形成的岩石通常不显片理、线理。洋底变质作用不仅使岩石矿物成分、结构构造发生变化，也可导致岩石化学成分发生变化，因而是区域规模的异化学变质作用。（3）埋藏变质作用埋藏变质作用 岩层由于上覆沉积物的深埋而处于地下较深处，由负荷压力和地热增温引起的一种大规模、很低级变质作用。常出现于造山变质和洋底变质的很低级部分，或独立出现于强烈坳陷的沉积盆地底部，P/T变化范围很大。其特点是变质温度低，重结晶和变质反应不彻底，多形成很低级至低级变质岩石，可看作是成岩作用与变质作用的过渡类型。（4

35、）混合岩化作用混合岩化作用 地壳深部高级变质岩发育区，由于温度、压力的增高及流体的参与，一些变质岩能熔融产生相当数量的花岗质熔体（深熔作用）。当熔融程度很高时可产生花岗质岩浆，冷凝后便形成典型的花岗岩；如果熔融程度较低，则出现部分属花岗岩质、部分属原变质岩的宏观上不均匀的复合岩石，称为混合岩。从变质岩经深熔而形成混合岩的过程称为混合岩化。它是变质作用向岩浆作用过渡的类型，亦称超变质作用。第五节 变质岩研究的意义、任务和方法一、变质岩研究的意义n变质岩是地壳的重要组成部分。据统计，变质岩占地壳总体积的27.4%，其中片麻岩占21.4 %（为全部变质岩的78%），片岩占5.1%（为全部变质岩的19%），大理岩占0.9%（为全部变质岩的3%）。n变质岩形成于地壳深部，由于后期的抬升、剥蚀才出露地表。因此，变质岩可看作是来自地壳深部的使者，给我们带