其它变质作用及变质岩

1、第八章 其它变质作用及变质岩1 混合岩化作用及混合岩 2 动力变质作用及岩石3 冲击变质作用及岩石4 埋藏变质作用5 洋底变质作用6 汽成水热变质作用及岩石8.1 混混合合岩岩化化作作用用及及混混合合岩岩1 混混合合岩岩的的概概念念混合岩一词最早由芬兰岩石学家Sederholm(1907)提出的，原指由熔融体和固体组成的混合物。后来，地质学界对混合岩的概念和成因产生了很大争论。到80年代的国外文献中强调混合岩一词是个描述性术语，指指的的是是发发育育于于中中高高级级变变质质区区的的，宏宏观观上上极极不不均均匀匀的的岩岩石石，其其中中一一部部分分为为长长英英质质的的浅浅色色体体。混合岩由基体和脉体

2、两部分组成：脉体，又称为浅浅色色体体（leucosome） ，指混合岩中新生的长英质或花岗质的部分，脉体的岩性类型有花岗质、伟晶质、细晶质及长石石英脉等。基体，指混合过程中残留的变质岩，一般达到角闪岩相和麻粒岩相，具体岩石类型有各种变粒岩、片麻岩和斜长角闪岩等。许多地区的混合岩研究表明：靠近脉体部分，出现粒径增大，同时暗 色矿物显著 富集的 条 带， 这部 分 称为暗暗 色色 体体（ melonosome ） ， 而 远 离 脉 体 的 残 余 变 质 岩 称 为 中中 色色 体体（mesosome） 。2 混混合合岩岩的的主主要要类类型型混合岩的分类主要依据基体和脉体的比例及其空间排列方式等

3、，常见的类型包括：眼眼球球状状混混合合岩岩基体是富含云母和角闪石的片麻岩或其它具有明显定向性构造的岩石，脉体是一些碱性长石的变斑晶或透镜状的长石、石英集合体。其长轴平行于主片理排列，基体的片理常常绕过这些变斑晶或集合体，总体构成眼球状构造（图81A） 。条条带带状状混混合合岩岩基体可以是黑云母片麻岩或斜长角闪岩，一般片理发育。脉体呈条带状平行于基体的片理分布，一般脉体厚度均匀，延伸较远（图81B） 。网网状状混混合合岩岩脉体呈网状或树枝状分布于基体之中（图81C） 。角角砾砾状状混混合合岩岩基体呈碎块或角砾状分布于脉体中（图81D） ，此类混合岩的基体多半是片理不发育或具有块状构造的镁铁质变质

4、岩类。角砾的大小极不相同，从成因上看角砾混合岩极可能是先期的构造角砾岩混合岩化的产物。肠肠状状混混合合岩岩(ptygmatite)脉体发生强烈褶曲而成为肠状（图81E） 。阴阴影影混混合合岩岩也称为迷雾状混合岩，在混合岩化很深的情况下，脉体的数量远远超过了基体，基体几乎消失，仅在花岗质或花岗闪长质的总体岩石中，隐约看出暗色矿物集中的条片或团块，它们分布不均，与脉体之间无明显界线，远观似云雾状（图81F） 。3 混混合合岩岩的的成成因因混合岩的成因一直是争论的课题，最早提出混合岩成因模式的是芬兰地质学家Selderholm(19071934） ，他认为混合岩是花岗岩浆注入于片岩或片麻岩所致（图8

5、2A） 。虽然他在先后发表的著作中对注入岩浆的性质有不同的表述，但始终认为形成混合岩的流体（岩汁，ichor）来自于相邻的花岗岩体。Holmquist(1921)指出岩浆注入的模式只能解释局部的混合岩化现象，而不能说明大范围的混合岩成因问题。对于混合岩中广泛分布的条带状混合岩的成因，Holmquist提出了脉熔合岩(veinite)模式，把混合岩的成因解释为岩石内部形成的熔体或溶解物质富集于浅色脉体的结果（图82B） ，脉体物质来自变质岩本身，这是与Sederholm的外源说对立之处，也是当代混合岩争论的一个焦点。Winkler和Von Platon进行过一系列熔融实验，主张混合岩是片麻岩部分

6、熔融形成的，混合岩中的浅色体是由熔融物质集中所致，Winkler称之为原地形成说（图82C） 。Mehnert基于对德国南部黑森林地区混合岩的岩石学研究发现那里的混合岩发生于比较均匀的片麻岩中，因而提出部分熔融加上变质分异的模式。即岩石中发生部分熔融，同时浅色熔体和暗色残留物作小尺度的分离成为透镜体或细脉（图82D） 。他把原始变质岩称为古成体（palaeosome)，它分异成浅色体和暗色体，后者总称为新成体（neosome)，古成体在化学成分上等于浅色体加上暗色体。在相当长的一段时间内，很多学者强调混合岩是由交代作用形成的，混合岩化过程中出现的流体（或岩汁）以渗透或扩散方式运动，将Si、Na

7、、K等带入岩石，同时使Fe、Mg、Ca等带出并相对富集，形成“基性基性前锋前锋” ，使岩石中部分发生改变为“脉体” ，部分交代残余为基体，总体构成混合岩。变质岩石通过这种固态交代作用，使其Fe、Mg、Ca等基性组分不断降低，Si、Na、K等酸性组分不断增高，最后可变成花岗质岩石，这种固态岩石不经过岩浆阶段直接变为花岗岩的作用称为花岗岩花岗岩化作用化作用。一般认为花岗岩化作用是通过溶液交代的方式进行的，少数人如Perrin和Roubault(1949)则坚持固态扩散的论点。总之，混合岩化作用方式可归纳为：深熔（即部分熔融） 、岩浆注入、交代作用和变质分异等四种，其差异见表81：表81 混合岩化方

8、式开 放 体 系封 闭 体系有熔体出现岩浆注入熔融无熔体出现交代作用变质分异在混合岩化过程中，这四种方式并不是相互孤立的，比如部分熔融可以和交代同时起作用，也可能出现早期以交代为主，后期有熔融作用为主。另外开放与封闭也是相对的。8.2 动力变质作用及岩石动力变质作用及岩石1 概述概述动力变质作用是构造带上的岩石在应力作用下的各种变形作用和与之伴随的重结晶作用。岩石在构造应力作用下的变形主要有两种表现：脆性变形和塑性变形。（1）脆性变形，一般发生在地壳浅部、低温低压和应力快速作用的条件下，组成岩石的矿物来不及调整颗粒的形状及本身的位置，甚至来不及拆开颗粒边界上彼此铰合的结构就发生了总体破裂，所以

9、脆性破裂经常是贯晶的，很少是围绕晶体的。当岩石发生脆性变形时，由于组成岩石的不同矿物有不同的强度，或者岩石中的不同部位所接收的应力大小不同，因此总有部分矿物颗粒或集合体未受到碎裂被保存下来，构成角砾或碎斑，其它细小的碎粒构成碎基。碎裂物质按其粒径大小可划分为以下4个等级：构造角砾，2 mm；碎斑，0.5-2 mm；碎粒，0.1-0.5 mm；碎粉，0.1 mm。一般把碎粒和碎粉称为碎基，碎斑和碎基是碎裂结构的基本组成要素。岩层在脆性变形后，形成断层角砾和断层泥，固结后形成各种断层角砾岩和碎裂岩。（2）塑性变形，在地壳深部，较高的围限压力和温度，及慢应变速率等条件下，岩石体受到应力作用变形时，变

10、形体并不发生破裂而仅改变其形状，如发生褶曲和扭曲等，这种不失去其自身内聚力的变形称为韧性变形。韧性变形过程中，其内部物质有流动和迁移的现象，这便是韧性流（ductile flow） 。韧性流有两种不同的机制：晶内塑性和扩散流，这两种作用决定了动力变质岩中一系列结构。晶晶内内塑塑性性晶内塑性是地壳深部岩石发生塑性变形时的主要方式，一个单晶的塑性变形主要通过滑移来实现，滑移包括直线滑移和双晶滑移。直线滑移是指晶格相互作层状滑动，所滑移的距离是结晶学基本单位的整数倍。滑移的结果使滑移面两侧的内部晶格保持相同的方位，所改变的只是晶体的形状。滑移面经常是晶格中原子排列最密的面网，同时面网间距最大，面间的

11、间距最弱，在结晶学上称为低指数面。滑移面和滑动方向合称滑移系。石英的滑移系是a0001，指的是石英的滑移面是0001，在0001上岩a轴滑移。双晶滑移指的是滑移的距离是结晶学基本单位的分数。结果使滑移面一侧的晶格由于剪切形成原有晶格的镜面映象。晶内塑性是滑移引起的，而滑移常常是晶内位错所助长的。位错与晶内塑性位错与晶内塑性位错是晶体的缺陷，晶体缺陷有两种：点缺陷和线缺陷。点缺陷包括空位和杂质的混入，影响着晶体扩散率、颜色、导电性和机械性质等。线缺陷就是位错，位错是由晶体结构的错排引起的。位错有两种类型：一种是在晶体的两层面网之间多一层半原子面，在半原子面的边缘，形成一排线状晶胞畸变线，而远离此

12、线的地方晶胞未受畸变；另一类线缺陷是晶格沿某一面网撕开再接到下一排晶格上去，接上去的部位，又恢复了原来的晶胞，正在开裂的部位构成一条由变形晶胞构成的畸变线。通常前一种称为棱型位错或刃型位错；后一种称为螺型位错。这两种位错都是比较理想的情况，在实际晶体中常常是这两种位错的混合位错。位错在晶体塑性中起着决定性的作用，一个晶体如果其滑移面上所有原子都同时移动，则需要很大的应力以破坏原子间的键力，这就必须伴随相当大的能量。但若通过位错移动来滑移时，则相对容易得多（图3） ，位错在晶体塑性中起着决定性的作用，一个晶体如果其滑移面上所有原子都同时移动，则需要很大的应力以破坏原子间的键力，这就必须伴随相当大

13、的能量。但若通过位错移动来滑移时，则相对容易得多可以看出，位错所引起的滑移过程并不同时截断面网间全部的晶键，而是依次地截断它们。如果外力继续作用，则又恢复前述的过程，产生新的位错，继续促进滑移。这样，应变逐渐加大而应力则无需增加。在地质条件下，应变是及其缓慢的，矿物中的位错有足够的时间顺序移动，所以能够在不增加应力的情况下使应变继续增加，这就是蠕蠕变变。如果在图8-4所示的晶体变形条件下，缓慢地加强应力，那么滑移可能在不同高度的很多层上出现，位错也就随着滑移开始增多。于是，在高应力条件下变形晶体的位错密度就比在低应力条件下的位错密度高。这就是说晶体的位错密度可以反映其剪应力的大小。位错在滑移面

14、上的移动产生位错壁位错壁。如图84B1所示，如果变形是连续的而且应变的变化也是均匀的，则位错的分布是随机的，在一定温度下使这个变形持续一段时间，位错可以左右移动，逐渐排成几条纵线，这些纵线称为位错壁，位错壁就是晶体中的一个面缺陷。以位错壁为边界的结晶颗粒称为亚晶粒亚晶粒。在位错壁上，至少有十分之九的晶胞与两侧晶体的晶胞是连续的，不连续的晶格只占十分之一，亚晶粒与相邻晶体的结晶方位的角度相差通常不超过10，多数情况只有56。亚晶本身经过晶格恢复，内部位错很少，不具有波状消光，位错集中在位错壁上应应变变的的局局部部恢恢复复从变形的微观过程来说，无论在变形过程中还是在变形后，晶格内部都可以进行变形恢

15、复。在受力和变形过程中进行的晶格恢复称为动动态态恢恢复复，其结果形成动态重结晶颗粒；当撤除外力，整体变形停止后进行的恢复称为静静态态恢恢复复，其结果形成静态重结晶颗粒。这两种恢复都不影响变形后岩石的整体形态。动态恢复过程是个动态平衡过程，随着变形，一面是畸变晶胞的恢复，一面是新的畸变晶胞产生，两者速度此时达到平衡，前一过程是通过位错移动产生位错壁，后一过程是不断地产生位错。动态恢复过程的结晶学描述称为动态重结晶。动态重结晶颗粒有着极不规则的颗粒边界（图85） ，动态重结晶颗粒愈小，表明变形程度愈强。静态恢复是在宏观变形停止后，动态重结晶颗粒形状再调整的过程。由于动态重结晶颗粒不规则的形状，使其

16、表面能很高，因此静态恢复的结果使颗粒的表面能降低与晶内塑性变形有关的结构与晶内塑性变形有关的结构（1）波状消光（undulatory extinction)当矿物晶格发生小角度畸变时，在单偏光镜下几乎觉察不出颗粒受到任何破坏，但在正交篇光镜下旋转物台时象是有一暗影掠过晶体，这是由于受应变晶体内各点光率体方位作连续改变的结果，称为波状消光。对于云母和斜长石等有解理和双晶的矿物，伴随波状消光有解理和双晶叶片的弯曲（图86a） 。（2）变形带（deformation band)变形带是个不太严格的概念，通常把矿物中带状的波形消光区域称为变形带，变形带的宽度未必一致，带的两壁未必平行。变形带也是强变形

17、的产物（图86b）。（3）亚颗粒(subgrain)亚颗粒是以位错壁为边界的颗粒，是动态恢复的产物（图86c） 。（4）扭折（kink）矿物中的一些标志面（如解理面和双晶面等）受到变形时发生尖棱状弯折的现象，正交偏光镜下，扭折带显示出不同的干涉色和消光位。扭折可以是一种有破损的滑移现象，也可以是以平直的位错壁为分界线的矿物消光界限，两侧晶体方位相差很小，晶体在位错壁处没有破损（图86d） 。（5）机械双晶矿物在应力作用下，沿着晶内某一滑移面发生双晶滑移，结果是使滑移面两侧的晶格具有镜面映象的对称关系，多形成聚片双晶。（6）变形纹（deformation lamellae）在变形的石英晶体中，能

18、看到平直或稍微弯曲的密集平行纹带，纹带极薄通常宽不足2m，纹带与主晶在折光率和双折光率上都有差异，变形纹是晶内滑移的产物（图86d） 。2 扩扩散散流流扩散流是指一个矿物颗粒的边界在受到最大垂直应力的部分比其他部分具有较高的自由能，所以在扩散迁移条件充分时，这部分趋向于溶解，而在受垂直应力较小的部分沉淀，由应力作用引起的化学位梯度是扩散的主要驱动力，晶粒间的水流体则是扩散的媒介。在变质岩中与扩散流有关的结构现象有：（1）压溶现象，在浅变质的砂岩和砾岩中，受到压溶的碎屑或砾石常有突出部，能够压入相邻的碎屑，形成齿状颗粒边界，单个碎屑颗粒受到压溶，可以从等径变成压扁（如图87a、b） 。（2）压力

19、影，一个结构上不均匀的岩石，其相对柔软的基质中含有刚性较大的斑晶或砾石，当它受到应力作用时，刚性颗粒的周围会出现一个结构上不均匀区通称压力影（图87c） ，在这些不均匀区内沉淀了从受力较高部位溶解出来的物质如石英、方解石、绿泥石等。其中刚性颗粒可称为中心晶体，所沉淀的物质为压力影。a晶内塑性滑移与压溶现象的比较，两种过程均能使等径颗粒发生应变，在压溶颗粒中，C代表溶解表面，O代表原始颗粒的轮廓；b实际受压溶的石英颗粒，原来等径的石英颗粒受压溶解，在原始颗粒边界O之外生成光性上连续的石英，整个颗粒被压扁，在原始颗粒界线处留下尘点状轮廓；c石榴石云母片岩中的石榴石变斑晶两侧的石英压力影（3）糜棱结

20、构，由上述可知，在强应力作用下岩石通过碎裂或韧性变形会引起粒径的变小。通常细粒甚至隐晶质称为碎基。若碎基的含量占岩石的主要部分，且因韧性流而具有面理，其中尚杂有部分未受细粒化的碎斑，这种结构称为糜棱结构。糜棱结构的岩石整体呈条带状、条痕状或叶理状总称糜棱面理。碎斑拉长，有时呈现线理。显微镜下基质绕过碎斑周围而作不同程度的弯曲，有时可见到碎斑受到晶内塑性变形和旋转的迹象，整体构成眼球状构造的外貌下面以花岗岩为例讨论岩石的塑性变形过程。首先是在粗大的长石和石英的边缘形成细小的碎粒，原始的大颗粒边缘呈不规则形状。在应力作用下，这些不规则部位首先受到变形，从而在大颗粒的周围形成一层细颗粒的边，同时大颗

21、粒的边缘轮廓趋向于圆滑，这些变化更便于粒间滑动。这时，岩石的平均粒度降低，这就是细粒化的初始阶段，在这一阶段，粗大颗粒之间没有明显滑动，粒间滑动仅限于刚分离出来的细小颗粒之间。在细粒化的第二阶段，从大颗粒进一步分离出细粒矿物。石英比长石易于变形，更多的石英颗粒被变细，于是残斑中长石成分增多，但整个岩石的成分不变。在这一阶段，岩石在外力作用下，一个残斑的运动只需克服其周围细小颗粒群的阻力而不需搬动其他大颗粒矿物。所以岩石的进一步变形所需的应力不需增加，可能比极限强度低，即进一步软化了。在细粒化的第三阶段，细粒物质沿着某一方向（通常是剪切方向）沟通，形成由细粒物质组成的带。在这些带上，由于没有粗粒

22、残斑的阻挡，剪切滑动就更容易。在肉眼看起来，这些带是一些细纹，是岩石糜棱岩化的标志。在细粒化过程中，残斑的数目和粒度都在减小，而且，石英比长石减小的更快。所以，在花岗质糜棱岩的残斑中的长石数目比石英多，而基质中石英比长石多。3 动力变质岩的主要类型动力变质岩的主要类型动力变质岩的分类方案较多，其中影响较大且便于初学者掌握的是Spry(1968)的分类，见表82。表82 动力变质岩简明分类表 （据Spry, 1968 略有改动）显著构造特征基质（碎基）比例01010505090 90100定向性（具糜棱面理）构造砾岩初糜棱岩糜棱岩超糜棱岩块 状 构造构造角砾岩初碎裂岩碎裂岩超碎裂岩玻璃态或隐晶质

23、假玄武玻璃重结晶（片状或片麻状）变晶糜棱岩千 枚状千 糜 岩(1) 构构造造或或压压碎碎角角砾砾岩岩由原岩经构造压碎所形成的一系列棱角状的碎块和粉碎的基质组成，基质含量为010，如果角砾在变形过程中受到磨圆则称为构造砾岩，构造砾岩的基质往往具有显著的片理化。(2) 糜糜棱棱岩岩类类糜棱岩（mylonite）一词是Lapworth(1895)引入地质学的，用来描述苏格兰沿Moine断层出露的细粒断层岩，他认为这些细粒岩石是被断层强烈研磨产生的，这一概念统治地质学达80年之久。本世纪70年代以来，电子显微镜和岩石变形实验研究发现糜棱岩是塑性变形产生的，其中的细粒粉末状物质是同构造重结晶的新颗粒。1

24、981年，在美国Penrose召开了“糜棱岩状岩石的含义及成因”讨论会，认为糜棱岩通常具有3个特征：（1）粒度减小；（2）产生在一个相当狭窄的地带中，尽管这个带可宽达数十公里；（3）出现强化面理（流动构造）和/或线理。因此，糜棱岩应该是塑性变形形成的具有糜棱叶理（面理）构造的岩石，糜棱岩发育各种塑性变形和重结晶结构，如波状消光、变形纹、变形带、晶内扭折、变形双晶、亚颗粒及核幔结构等，糜棱岩是韧性变形带的特征岩石。进一步地，据基质含量可把糜棱岩分为初糜棱岩（基质1050） 、糜棱岩（基质5090）和超糜棱岩（基质90100） 。(3) 碎裂岩类碎裂岩类成因上以脆性变形为主，韧性流不发育，一般无明

25、显的定向构造，碎斑中常见微裂隙等脆性破裂特征，重结晶作用弱。按着碎基的含量可进一步分为初碎裂岩（碎基1050） 、碎裂岩（碎基5090）和超碎裂岩（基质90100）(4) 千糜岩千糜岩也称为千枚糜棱岩，其变形程度相当于糜棱岩和超糜棱岩，但变形过程中重结晶形成许多片状矿物如云母和绿泥石等，而使岩石具有千枚状构造。(5) 变晶糜棱岩变晶糜棱岩变晶糜棱岩（blastomylonite） ，也译为变余糜棱岩，指糜棱岩经过明显的重结晶，使其原来的变形结构几乎消失，从而有时很难与区域片岩和片麻岩区别。(6) 假玄武玻璃假玄武玻璃是一种黑色、光性均匀的物质，是碎裂岩类中一种变形极端强烈的变种，代表极高应变速

26、率下碎裂的产物。假玄武玻璃的成因有不同的认识：传统观点认为假玄武玻璃是强应变带上热量局部聚集，使岩石发生熔融后迅速冷凝的产物。但X光衍射表明其中多为次显微的结晶物质，因此假玄武玻璃可能是极端粉碎的物质。2 洋洋底底变变质质作作用用本世纪60年代以来，随着洋底扩张和板块构造学说的兴起，地质学家们开始了对洋壳的研究。研究手段主要有两种：一是通过对洋底样品的打捞和深海钻探；二是研究陆内造山带中的蛇绿岩套。这些研究表明大洋壳实际上已经发生了不同程度的变质作用，即洋底变质作用。洋底变质作用指洋中脊附近的岩石由于受到来源于深部的热流和自上而下的热卤水的影响发生变质作用，变质程度自上而下主要为沸石相、葡萄石

27、绿纤石相和绿片岩相，深部也可出现角闪岩相，为低压相系，由于洋底扩张洋底变质作用的岩石遍布整个洋底。据Spooner(1973)对意大利东部E. Liguria地区蛇绿岩套中洋底变质组合的研究表明洋底变质具有很高的地热梯度，其范围在9001000/km之间，这种地热梯度比活动大陆裂谷所测的最高地热梯度（170/km）要高58倍。这说明大洋裂谷有很高的局部热源（岩浆） ，洋底变质作用可能是局部高地热系统所引起的。8. 5 汽汽成成水水热热变变质质作作用用及及岩岩石石1 概概述述汽成水热变质作用是指热水溶液与固态岩石发生交代作用，使其化学成分、矿物成分和结构构造发生变化的过程，也称为蚀变作用。这种变

28、质作用的主要因素是热水溶液，或流体。一般认为可能有三种来源：与岩浆有关的热液；与变质有关的热液和与地下水有关的热液。变质作用的主要方式是交代作用，交代作用有两种类型：扩散交代作用，在不流动的孔隙溶液中由于浓度差使物质迁移；和渗透交代作用，由于压力差的存在，沿着裂隙流动的溶液使物质发生迁移。当热水溶液位于化学成分不同的岩石接触面附近，溶液作用可使界面两侧岩石中的某种组分发生相互扩散和相互交代，这种作用称为双交代作用。由于受交代的岩石必须具备供水溶液存在的孔隙和裂隙，所以这种变质作用主要发生于地壳浅部。影响汽成水热变质作用的主要因素为：气水热液的性质；围岩的性质；温度、压力等外部条件。2 主要的蚀

29、变作用和蚀变岩类型主要的蚀变作用和蚀变岩类型如前所述，汽成水热变质作用也称为蚀变作用，其类型较多，如：蛇纹岩化、滑石菱镁岩化、黄铁绢英岩化、青磐岩化、云英岩化、次生石英岩化、热液粘土岩化和夕卡岩化等。这里把主要类型介绍如下：(1) 蛇纹岩化及蛇纹岩蛇纹岩化及蛇纹岩纯橄榄岩和橄榄岩等超基性岩受水热交代作用变成蛇纹岩，这种过程称为蛇纹岩化。由蛇纹岩化作用形成的蛇纹岩主要由蛇纹石组成，此外可含有数量不等的镁质碳酸盐、滑石、水镁石、石英、磁铁矿、铬铁矿和透闪石等，常为网状结构、交代假象和交代残留结构等。蛇纹岩和超基性岩主要沿一些深大断裂分布，与之有关的矿产有铬、镍、钴、铂、石棉、滑石和菱镁矿等，蛇纹岩

30、本身也是一种良好的化肥原料和装饰石材，其中上好的品种可作为玉石原料，如我国四大名玉之一的岫玉就是蛇纹石质玉石。(2) 磐岩化与青磐岩磐岩化与青磐岩中性和中基性火山岩经气水溶液的交代作用形成的，主要由绿泥石、钠长石、绿帘石、石英、方解石、阳起石和黄铁矿等矿物组成的，绿色暗绿色的块状岩石称为青磐岩，这种过程称为青磐岩化。与青磐岩伴生的主要矿产有细脉浸染状的铜和铜钼矿床、脉状多金属矿床、金银矿床及重晶石矿等。(3) 云云英英岩岩化化及及云云英英岩岩云英岩化是酸性侵入岩遭受气水热液交代作用形成云英岩的过程。云英岩的主要组成矿物是石英和云母，这里的云母为白云母、锂云母和铁锂云母等，不出现黑云母，此外可出

31、现黄玉、萤石、电气石、锡石、辉钼矿、辉铋矿、毒砂、白钨矿及黄铁矿等。为鳞片粒状变晶结构，块状构造。与云英岩有关的矿床有钨、锡、钼、铍、及铌、钽等。(4) 夕夕卡卡岩岩化化和和夕夕卡卡岩岩在中酸性侵入体和碳酸盐岩的接触带附近，由于接触交代作用形成的一种岩石，称为夕卡岩。主要分为两类：钙夕卡岩和镁夕卡岩。钙夕卡岩是由石灰岩经接触交代作用形成的，主要由石榴石（钙铝榴石钙铁榴石系列）和单斜辉石（透辉石钙铁辉石系列）组成，也可出现符山石、钙柱石和金属氧化物和硫化物等。镁夕卡岩是由白云岩经接触交代作用形成的，主要由镁质硅酸盐类组成，如硅镁石族、橄榄石、蔷薇辉石和金云母等。1 混合岩化作用及混合岩1 混合岩

32、的概念混合岩一词是个描述性术语，指的是发育于中高级变质地区的，宏观上极不均匀的岩石。 混合岩由基体和脉体两部分组成。脉体，又称为浅色体（leucosome），指混合岩中新生的长英质或花岗质的部分，脉体的岩类有花岗质、伟晶质、细晶质及长石石英脉等。基体， 又称为暗色体（melonosome） 指混合过程中残留的变质岩，变质程度一般达到角闪岩相和麻粒岩相。2、混合岩的分类及其岩石类型原则： 基体与脉体的种类和组成 基体和脉体的相对含量及相互关系1、混合岩化变质岩脉体、混合岩50%脉体15%， 脉体+基体+构造+混合岩如：长英质斜长角闪角砾混合岩3 混合片麻岩脉体50%, 基体中暗色矿物+构造+混合

33、片麻岩如：黑云母眼球状混合片麻岩4 混合花岗岩脉体80%， 如：云雾状黑云母混合花岗岩3 混合岩成因四种成因观点1岩浆注入说(Selderholm)认为形成混合岩的流体（岩汁，ichor）来自于相邻的花岗岩体的注入。2深熔作用(Winkler)主张混合岩是片麻岩部分熔融形成的，混合岩中的浅色体是由熔融物质集中所致。3 变质分异作用(Mehnert)：岩石中发生部分熔融，同时浅色熔体和暗色残留物作小尺度的分离成为透镜体或细脉。4 交代作用混合岩化过程中出现的流体（或岩汁）以渗透或扩散方式运动，将Si、Na、K等带入岩石，同时使Fe、Mg、Ca等带出并相对富集，形成“基性前锋”，使岩石中部分发生改变为“脉体”