郯庐断裂带南段中深层次剪切带糜棱岩化过程中组分变化规律研究

1、高校地质学报第 3 卷第 3 期1997 年 9 月Vol . 3No . 3Sep t . ,1997Geological Jo ur nal of China U niversities郯庐断裂带南段中深层次剪切带糜棱岩化过程中组分变化规律研究 3杨晓勇刘德良王奎仁(中国科学技术大学地球和空间科学系 ,第三世界科学院中国科学技术大学地球科学和天文学高级研究中心)摘 要 对郯庐断裂带南段两条典型的中深层次的韧性剪切带中的糜棱岩的系统研究 ,揭示了韧性剪切变形作用对岩石化学组分迁移活化的制约和影响 。在对活动组分 迁移得失的模拟计算的基础上 ,建立了岩石组分迁移变化的变质反应化学方程式 。综合

2、讨论了流体在糜棱岩化过程中所起的重要作用 。关键词 韧性剪切带 糜棱岩化作用 组分迁移 流体与变质反应 郯庐断裂带南段分类号 P588133近年来 ,地下热流体在变质作用中所扮演的角色特别是在剪切带变形变质过程中的重要影响已经受到国内外学者的广泛注意1 25 ,学者们分别从不同角度研究区域性或局部范围内 热流体在剪切变形2变质中的作用 。K1Ohara 在 Ramsay 研究剪切变形引起岩石体积变化的 基础上 ,对流体作用2体积亏损2元素迁移作用的相关关系做了进一步探讨6 : 即发现美国阿巴 拉契山脉某韧性剪切带中岩石体积的亏损伴随着 SiO2 和碱金属的亏损 ,而这种作用是在长石 颗粒进一步

3、细粒化和溶解的条件下发生的 。这反映在糜棱岩化作用过程中元素的变化与流体 作用有密切关系 ,流体的作用可导致岩石中新矿物相的生成 。本文从构造背景 、构造岩岩石矿 物组合 、结构构造 、化学成分变化等方面 ,探讨了皖东郯庐断裂带南段剪切带糜棱岩化过程中 组分上的变化规律和机制 ,并建立了组分得失的计算模型 。通过对本区剪切带中构造岩形成 过程中体积亏损和组分得失的定量模拟计算 ,结果表明糜棱岩化过程中岩石的体积亏损可达60 % ,渗滤的流体量与岩石重量之比可达 103 数量级 ,由于剪切变形作用并伴随大量的流体渗 滤 ,最终导致了岩石组分的强烈迁移 。1地质背景和样品分布研究区位于郯庐断裂带南

4、段主干断裂东侧 ,地理位置在安徽省肥东县和巢县交界处的桴槎山一带 。样品分布区出露的地层为太古界黑云斜长片麻岩 ,夹有斜长角闪岩 。黑云斜长片麻岩中锆石铀铅年龄为 2500Ma7 。在片麻岩中发育一组 N N E 向的韧性剪切带 , 与主干断裂本文于 1997 年 3 月收到 ,6 月改回3 国家自然科学基金资助项目 (48970172) 和“八五”科技攻关项目科研成果第一作者简介 :杨晓勇 ,男 ,33 岁 ,博士 ,讲师 ,从事于地球化学专业 。通讯地址 :安徽合肥市 ,中国科学技术大 学地球和空间科学系 , 200026 。呈平行关系 。整个剪切带呈对称发育 ,带宽为几米至几十米 ,与围

5、岩界线分明 。从中心向两侧依次由强变形的糜棱岩过渡为弱变形的初糜棱岩再过渡为不变形的围岩 。野外观察 ,受剪切 变形作用的岩石的面理和线理构造十分发育 ,图 1 是本次工作实测的两个韧性剪切带剖面图 和样品分布情况 。图 1 安微肥东 、巢县一带的韧性剪切带实测剖面图( A - B·肥东桴槎山韧性剪切带实测剖面图 ; C - D·巢县清水涧寨山韧性剪切带实测剖面图)Fig. 1 Geological sectio ns and sampling in t he ductile shear zo nes of Feido ng2Chao xian area , eastAnh

6、ui Province : A. geological sectio n A2B and sampling in Fuchashan area , Feido ng Count y ; B . geological sectio n C2D and sampling in zhaishan area ,Chao xian County11 二长片麻岩 ;21 钾长片麻岩 ;31 初糜棱岩 ;41 糜棱岩 ;51 超糜棱岩 ;61 辉绿岩脉 ;71 推测断层 ;81 岩石面理产状 ;91 定向标本采样记录 ;101 采样位置及编号2 岩相学特征211矿物组合特征韧性剪切带中糜棱岩化的岩石与其围岩

7、片麻岩相比较 ,主要造岩矿物类型相似 ,但其含量 相差较大 。表 1 是在显微镜下统计的糜棱岩和片麻岩中的主要及次要矿物的百分含量 。从表 1 可以看出 , 郯庐断裂带南段韧性剪切带中构造岩石随剪切变形作用加强 , 即样品杨晓勇 . 郯庐断裂带南段构造地球化学研究 1 中国科技大学研究生毕业论文 ,1992 ,167p ,合肥 。表 1郯庐断裂带南段韧性剪切带中糜棱岩及围岩的矿物组成 ( %)Ta ble 1 Mineral assemblages of mylon ites in the ductile shear zones of Fuchashan2zha ishan f rom the

8、 southern partof Tancheng2Lujiang fault belt023 026 、样 品 028 029 030 027 在 变 形2变 质 过 程 中 ,石英的含量呈递增的趋势 , 长石含量随之递减 , 同时伴随 着白云母含量增加 。绿帘石和绿泥石含量也有不同程度的增 加 ,黑云母含量有减少的趋势 。 在岩石薄片中表现为糜棱岩中 长石颗粒明显细粒化 , 黑云母 几乎见不到大的完整的颗粒 ,帘石类矿物大量出现 , 有时局 部密集分布 。黝帘石常呈完好 的自形晶和出现环带 。随着变 质变形作用的加深 , 在糜棱岩 中可 见 黑 云 母 退 化 变 质 的 证据 ;长石含量

9、的减少是由于剪 切作用的加强以及变质流体的地点桴 槎 山寨山样号023 Gn025 Pr026My028 Gn029 Pr030 My027Ul石英202535310-1+1123015251052411+34581312558111+25253535+1+1140152510334+114510121525611+2501010202121112钾长石斜长石 白云母黑云母 绿泥石绿帘石 锆 石 磷灰石方解石 金属不透明矿物注 :表中 Gn 代表片麻岩 ; Pr 代表初糜棱岩 ; My 代表糜棱岩 ; Ul 代表超糜棱岩 ;“ + ”表示含量低于 1 %的矿物 “; - ”表示在簿片中未见到的

10、矿物 。加入使其水化所至 。所以从矿物组合上分析 ,这种剪切作用是一种退变质作用 。212 糜棱岩中长石矿物成分特征和温压条件从岩石薄片观察可知 ,本区的构造岩和围岩的矿物组合为石英 + 斜长石 + 碱性长石 + 黑 云母 + 白云母 + 绿泥 (帘) 石 。据此 ,按 Hyndman 常见矿物的稳定界线可以大致确定本区岩石变形变质的温度为 350 500 ,压力为 4Mpa ,这与徐嘉炜等所研究的结果一致8 。213 糜棱岩的显微构造特征这里定义的糜棱岩是按照岩石中基质与残斑的比例并结合石英的动态重结晶的发育程度 来命名的 :当基质/ 残斑小于 40 %时 ,定义为初糜棱岩 ;基质/ 残斑在

11、 40 %80 %之间定义为糜棱岩 ;基质/ 残斑大于 80 %时定义为超糜棱岩 。在桴槎山 寨山一带这三类糜棱岩均有产出 , 且大致与孙岩等所述的 D 型糜棱岩9 ,即中高温 、中深层次的韧性变形的糜棱岩相当 。其主 要构造特征如下 : 平行条带状构造通常由糜棱岩中细小的基质如石英 、绢云母 、绿帘石 、绿泥 石等组成大致平行的条带 ,如同片岩中片理一样 ,但这种条带内部矿物分异不太明显 ,条带与 残斑分界明显 ; 平行条痕状构造常发育于超糜棱岩中 ,由一条条彼此互相平行的细碎基质(有时是岩粉至非晶质的物质) 组成的“条痕”,条痕中常包裹一些较大的残斑 ,通常是由长石矿 物组成 ,也有石英

12、,这种条痕状构造表明岩石受到强烈的应力作用 ,本区的这种条痕构造 ,在残 斑中也有表现 ,如强烈的波状消光和细粒化现象 ; 眼球状构造和核幔构造糜棱岩中未被破碎 的矿物残斑 (通常是长石 ,也有少量的石英) 被细碎的基质包围 ,在应力作用下外形很象眼球分 布在糜棱基质中 ; 显微 S2C 面理构造在长英质糜棱岩中为强烈非共轴剪切应变的特征显微构造 ,S 面理为拉长的石英残斑条带和重结晶的石英条带以及眼球状长石等定向排列 , C 面理 为层状矿物如云母的定向排列 。此外 ,还见到长石双晶的扭折 ,石英的变形带等较强烈的塑性 变形特征 。通过上述研究结合实际地质现象的观察 ,笔者认为下列变质反应对

13、本地区的糜棱岩化作用是合理的5 ,10 :3 KA ISi3 O8 (钾长石) + 2 H + = KAl3 Si3 O10 (O H) (白云母) + 2 K + + 6 SiO2Na4 CaAl6 Si14 O40 (奥长石) + 1 . 5 KAl SiO8 (钾长石) + 0 . 5 K + + 0 . 5 H2 O + 315 H + =0 . 5Ca2 Al3 Si3 O12 (O H) (黝帘石) + 2 KAl3 Si3 O10 (O H) (白云母) + 11 SiO2 + 4Na +(1)(2)反应式 (1) 代表钾长石在糜棱岩化过程中由于流体的加入而水化 ,从而导致 K

14、+ 、Si 流失 ;反应式 (2) 代表斜长石和钾长石在剪切作用和流体作用下的分解反应 ,从而导致岩石白云母 、黝帘石的增加 。这两种反应都是与前面所研究的情况相符的 。3 糜棱岩化过程中岩石组分变化量的模拟计算311理论基础自从 Gresens 提出交代作用下成分2体积关系方程后 ,该方程在解决变质交代反应中的岩 石成分 - 流体 - 体积变化的相关关系方面得到了广泛的应用5 ,12 ,13 。该方程表述如下 :X n = a × Fv ×XB ( pB / pA) - X A ( 1)nn式中 X n 为母岩 A 在变质反应生成 B 的过程中组分 n 的变化量 ; a

15、表示母岩 A 的质量 ( 如果设定 a = 100g ,则 X 的单位为 wt %) ; Fv 代表变化的体积因子即 ( V B/ V A ) ; X A 、XB 表示岩石n nA 与 B 中组分 n 的丰度 (单位为 wt %) ; PA 、PB 分别为岩石 A 与 B 的比重 (单位为 g/ cm3 ) 。312变质反应体积因子的确定及组分量得失的计算为了进行定量模拟 , 笔者详细分析了上述两条韧性剪切带中 7 个岩石样品的常量及微量 元素 ( 见表 2) 。其中寨山剖面中 027 样品因与其余 3 个样品为断层错开 , 故不参加计算 。从式 ( 1) 可以看出 , 计算的关键问题是体积因

16、子 Fv 的确定 。根据表 2 中的实验分析数 据 , 对图 1 剖面中韧性剪切带围岩和糜棱岩化的岩石反应生成关系按式 ( 1) 进行母 、子体配对 ,将表 2 中的相关分析数据代入公式 ( 1) , 可以计算得出不同元素 ( 组分) 的 Fv2X n 的线性关系 式 。表 3 仅列出寨山韧性剪切带中围岩样品 ( 028) 与初糜棱岩 ( 029) 和糜棱岩 ( 030) 之间的两对变质反应的 Fv2X n 关系式 , 以供进一步讨论时参考 。在 Fv - X n 二维平面图上 , 以 Fv 为横坐标 , X n 为纵坐标做 Fv2X n 图解 ,依据表的计算结果 ,作出图 2 和图 3 。图

17、 2 显示当 X n = 0 时多数组分 ( 如 SiO2 、TiO2 、M nO 、MgO 、TFe2 O3 、K2 O 、Na2 O 等) 的 Fv 的取值都在 019110 之间 , 少数组分的 Fv 值为 014019 , 这表明在变质反应 028 029 的变化过程中 , 无大的体积亏损和组分迁移 。假定以 Ti 作为惰性元素 , 即取 Fv = 01996 为本反应的体积因子 ,可以推测出变质反应中 SiO2 有轻微的亏损而大多数元素 (组分) 都有不同程度的增加 ,这与表 2 的分析结果一致 。图 3 与图 2 明显不同的是当 X n = 0时 , Fv 分为两群 , 即 Fv

18、= 0 . 99 和 Fv = 0 . 40 的两个电群 : 前一个集中了 SiO2 、A I2 O3 、Na2 O 、K2 O 和 Rb 等组分 (元素) ;后一个则集中了 TiO2 、TFe2 O3 、M nO 、Zr 、Ba 等组分 ( 元素) ,如果将稀土元素 L a 、N d 和 Ce 也表示在图解上 ,可以发现这些元素亦落在 Fv = 014 的点附近 。对于 这两个相差极大的 Fv 值 , 应该怎样确定一个符合实际的 Fv 值呢 ? 如果取 Fv = 0 . 99 , 即取以 Si 、Na 、K、Al 、Rb 为代表的点 ,表明在整个变质反应中上述易溶解和迁移的组分在体系中保持

19、恒定 ,然而象 Ti 、M n 、Zr 、Ba 、L a 、Ce 、N d 等难溶元素却大量迁移 ,这与实际地质情况和实验结 果是相违背的 。已有的实验业已证实上述元素是一些难溶的 ,例如 Ti 在天然热水体系中的含 量是极低的 ,Co rrens14 认为通常只有几个至几十 pp b 数量级 ; Menzies 等和 Hanso n 实验证实轻稀土元素在热水交换体系中通常也是不活动的15 ,16 ,这些事实证实很难造成上述元素的迁移和富集 。因此本例变质反应的 Fv 定为 0140 是合理的 , 也就是说在该变质反应中约有 60 %左右的岩石体积亏损 。Ramsay 在研究岩石受剪切变形时认

20、为 ,岩石的体积亏损是不可避免的17 ,18。前述的 SiO2 及碱金属在变质反应中大量流失 ,认为是被流体带出体系 ,而不溶或极难溶元素的富集主要是由于岩石体积亏损所至 。这是合理的解释 。用相同的计算分析方法可以求得剪切带其它几个变质反应的体积因子 (见表 4) ,表 4 中还列出了由式 ( 1) 计算求得的各 变质反应对的多种组分的得失量 。表 2 韧性剪切带岩石样品化学分析结果Ta ble 2 Chemical compositions of def ormed rocks and wall rocks in the ductile shear zones采样点桴 槎 山寨山样号023

21、 Gn025 Pr026My028 Gn029 Pr030 My027U lSiO2TiO2Al2O3Fe2O3FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5CO2H2O 烧失量 总计 全铁G691950128151870170114101040132119841224153010801220126010199188212721690711750129141061100111301040128117031684160010701500136010299151212621771711330130141761112112701030143215931253125010901290128

22、01009915752153217787510801071410701400135010201000193412241770102011801140100100135017921638701330107161230 . 46013201020100115141525132010301210128010099130018221640711470120141560 . 87018801030130115631924194010901290128010399141118521678711930123141480 . 721113010401211147319641770107012401320101

23、99158119821640主量 元 素Zr Sr Ba Rb L a Ce Nd1914193471647614413313544158190298196310580171142167461811773982235726717911614839104751786581191415123173812999349156114021154391361111618638721901246010298145291691763401761141501789518328190微量 元 素 Y 20176 15102 11116 14194 3187 6153 10182 注 :表中主量元素在地矿部地球物理

24、地球化学勘探研究所中心实验室分析测试 ;微量元素在地矿部岩矿技术测试所分析测试 ;表中 Gn , Pr ,My ,Ul 含义同表 1 ; G 为岩石的比重 ( g/ cm3 ) , 采用蜡封法在分析型 天平上精确测定的 。根据表 4 的数值 ,可写出各剪切带变质反应对之间的变质反应方程式 。以寨山剪切带为例 ,由片麻岩 (样品 028) 经剪切变形作用转变为糜棱岩 (样品 030) 的变质反应式为 :100g (028 样品) - 46 . 78gSiO2 - 8 . 31gAl2 O3 - 2 . 81g K2 O - 2 . 67gNa2 O - 0 . 31CaO =38 . 20g (

25、030 样品) + 0 . 12gMgO + 0 . 03g TiO2 + 0 . 03 P2 O5通过表 4 可直接得出剪切带糜棱岩化过程中岩石各组分中的得失量 。在不同的糜棱岩化 阶段 ,岩石组分的得失量相差颇大 。如在初糜棱岩化阶段 , SiO2 的得失量为 015g/ 100g ( 桴槎 山韧性剪切带) 和 4199g/ 100g (寨山韧性剪切带) ;而在糜棱岩化阶段 ,SiO2 的得失量为 7141g/100g (桴槎山韧性剪切带) 和 46178g/ 100g ( 寨山韧性剪切带) ,这与 KOhara ( 1988) 研究美国 北卡来罗纳州阿巴拉契山某韧性剪切带糜棱岩化过程中的

26、 SiO2 的得失量值相似5 。表 3 寨山韧性剪切带部分变质反应对的 Fv2X n 关系式计算结果Ta ble 3 Fv2Xn relations of some meta morphic reaction pa irs of def ormed rocks in Zha ishan ductile shear zones组分 ( 元素)变质反应对 028 029变质反应对 028 030SiO2TiO2A12O3TFe2O3MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5C02H2O Zr BaFv = 0 . 14 XFv = 14 . 244 X Fv = 0 . 062 X Fv

27、= 1 . 219 X Fv = 49 . 962 XFv = 9992 . 424 X Fv = 0 . 662 XFv = 0 . 221 X Fv = 0 . 188 X Fv = 33 . 308 X Fv = 4 . 758 X Fv = 3 . 569 XFv = 100 . 934 X Fv = 6 . 401 X+ 1 . 067+ 0 . 999+ 0 . 866+ 0 . 963+ 0 . 999+ 0 . 866+ 0 . 615+ 0 . 933+ 0 . 896+ 0 . 666+ 0 . 856+ 0 . 500+ 0 . 757+ 0 . 421Fv = 0 .

28、14 X Fv = 4 . 925 X Fv = 0 . 068 X Fv + 0 . 532 X Fv = 32 . 835 X Fv = 3 . 284 X Fv = 0 . 631 X Fv = 0 . 215 X Fv = 0 . 199 X Fv = 10 . 945 X Fv = 3 . 518 X Fv = 3 . 518 X Fv = 52 . 960 X Fv = 4 . 498 X+ 1 . 035+ 0 . 345+ 0 . 952+ 0 . 421+ 0 . 657+ 0 . 866+ 0 . 587+ 1 . 060+ 0 . 951+ 0 . 219+ 0 . 63

29、3+ 0 . 493+ 0 . 397+ 0 . 296 Rb Fv = 71 . 347 X + 0 . 849 Fv = 79 . 441 X + 0 . 945 图 2 Fv2X n 图解 (样品 028 样品 029)Fig. 2 Fv2X n diagram for samples 0282029图 3 Fv2X n 图解 (样品 028 样品 030)Fig. 3 Fv2X n diagram for samples 0282030313流体与岩石重量之比模拟计算流体在上述剪切带中所起的重要作用已经显示 。在此将以变质反应过程中 SiO2 的亏损 量来讨论流体与岩石的数量关系 。按

30、照前面各剪切带的变质温度在 400 - 550 之间 ,压力 为 3 kbar4 kbar ,利用 Fro urier 和 Pot ter19 所作的实验数据 ,在上述条件下 SiO2 在热水体系中的溶解度为 3g/ kg ,根据 SiO2 的亏损量 ,可以计算出变质反应过程中的流体与岩石总量之 比 。假定岩石在流体中的饱和度为 S ,可由质量守恒定律用下述方法进行模拟计算 :W r ×Xsi = W f ×( 1 - S )( 2)式中 W r 、W f 分别代表岩石和流体的总重量 ; Xsi 表示变质反应中 SiO2 的亏损量 ( w r %) ;为热水体系中 SiO2

31、 的溶解度 ,取 3g/ kg 即 013 % ; S 代表岩石在流体中的饱和度 。表 4 各变质反应对的 Fv 值及组分得失量的计算结果 (单位 g/ 100g)Ta ble 4Calculated Fv value and component variations of diff erentmeta morphic reaction pa irs ( g/ 100g)变质反应对Xn 组分023 025( 01939)023 026( 01848)025 026( 01915)028 029( 01939)028 030( 01390)029 030( 01362)SiO2TiO2Al2O3

32、TFe2O3MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5CO22015001002212820109010020107201342016720112201100127271412010222193201052010101060129201872117301000 . 0324135010120111011320101011301752010621156010220123241990100211101030100010001580129015301010129246178010128131201062010101122013122167221810102201072441090100210

33、18820114201010111201942310823151010020111 H2O 0109 20102 20109 0114 20103 20118 注 :数字前的负号代表组分损失 ;其余为组分增加 ,括号内的数字为作图得出的变质反应的 Fv 值上式可变换为 :W f / W r = Xsi / ( 1 - S ) ( 3)在此式中设定 S 的取值为 50 %90 %6 ,可求得在不同饱和度下的流体与岩石之比 ,对于不同的变质反应对 ,其计算结果列入表 5 中 。表 5 不同饱和度下各变质反应对的流体2岩石之比4讨论与结论郯庐断裂带南段韧性脆性Ta ble 5 Calculated

34、f luid / rock ratios of meta mophic reaction pa irs in diff erent condit ions of saturat ion 饱 和 度 ( S %)剪切带中构造岩在岩相学上表现为石英大量的动态重结晶作 用 。长石的细粒化碎裂以及水化作用而转变为新相矿物 , 如 白云母 、黝帘石 ; 在结构 、构造 上表现为定向性加强 ,如片状 、 条带状 、条痕状 、片麻状构造 、变质反应对 50 55 60 65 70 75 80 85 90 023 025023 026025 026028 029028 03094929127312105532

35、142347116236159390137141182446158248212520189958255624231247331978030165974251040452471456371559 029 030 294 327 367 420 490 588 735 980 1470 还形成一些眼球状构造等 。部分矿物受强应力作用而强烈变形 。与上述岩相学相对应的地球化学行为却是隐含的 。模拟计算结果显示 ,岩石在剪切变形过程中原岩体积有不同程度的亏 损 。亏损最大的可达 60 %左右 。这种体积亏损是与剪切作用和流体作用相适应的 。如样品028 030 的变形变质作用过程中体积亏损最大 ,其各

36、组分的得失情况如表 6 所列 。各剪切带SiO2 的亏损是本区普遍的规律 。在不同的剪切带中 ,这种亏损有很大的差别 。如桴槎山韧性剪切带的 SiO2 最大亏损为 4135g/ 100g (样品 025 026) ; 而在寨山韧性剪切带中 SiO2 最大亏 损可达 46178g/ 100g (028 030) 。其他组分的得失明显表现在 SiO2 、Al2 O3 、Na2 O 、K2 O 四种组 分的亏损和 Fe2 O3 、TiO2 、P2 O5 等组分的少量增加 。这表明流体渗入量在不同的剪切流体作用 中是不相同的 。从模拟计算的流体2岩石之比可以看出 ,最大的比值可达 103 的数量级 ,

37、而较小的比值为 10 左右 。许多学者都强调了剪切作用中伴随有大量流体的重要性 , Et heridge 等(1984) 指出 ,流体渗滤对流一般发生在地壳中深层次20 ,这与本文研究的结果相似 ( 参见表4) 。虽然 Ferry 总结出 :渗滤的流体与岩石总量之比一般不超过 521 , Woo d 、Valley 等亦认为 大规模流体 对 流 似 乎 不 大 可 能22 ,23 ; 但 是 不 少 学 者 如 Beach 、Fyfe 和 Sinha 等24 ,3 ,25 以 及K1Ohara 等5 ,6 则 强 调 在 剪 切 作 用 过 程 中 伴 随 大 体 积 流 体 渗 滤 作 用

38、的 重 要 性 。Sinha 等(1986) 按 SiO2 的亏损模拟计算出美国南阿巴拉契山脉 Brevard 剪切带超糜棱岩的流体与岩石 之比为 250 ; K1Ohara 等 (1989) 计算出 Fres 推覆构造在北加洲热泉窗地区的韧性剪切带的流 体与岩石之比为 103 量级 。笔者认为 ,流体的渗滤在郯庐断裂带南段韧性剪切带的形成发育 过程中伴演重要的作用 。从计算结果可知 ,不同的剪切带其流体与岩石之比相差悬殊 ,为 101000 数量级之间 。这种差别与各剪切带的地质条件 、构造背景和地球化学作用是相关的 。正是由于这种流体/ 岩石比值的差别 ,最终导致剪切带各构造岩岩石在化学组

39、成 、矿物组合 、以及岩石的结构构造上的差异 。流体和剪切变形作用的关系问题一直为人们所关注 ,究竟是由 于流体渗滤引起岩石成分上的微小变化进而使得岩石内部调整导致了区域性的应力 ; 还是由于区域性的应力作用使得岩石变形产生破裂流体进而“乘虚而入”,进一步导致了组分上的巨大变化 ? 对这个问题要从两个方面分析 。笔者认为由于区域性的剪切作用在前 ,剪切变形使岩石变得脆弱 (如岩石的碎裂 ,石英 、长石等矿物的细粒化作用的加强) ,流体则更容易渗滤 。由于流体的加入 ,长石等矿物在细粒化的基础上水解变为白云母等新相矿物 。Brace 等26 曾指出 ,长石的细粒化可以加强流体的扩容 ,使得长石更

40、容易变化为云母等 (水化) 。这样看来区 域性的应力作用是流体大量渗滤的先决条件 。反过来分析 ,流体的加入使得岩石变得松散 ,以 及矿物的水化 ,破坏了岩石的稳定 ,这又加速了岩石在应力场中的变形变质过程 。因此区域性 的应力与地区性的流体相互作用 ,导致了剪切带中岩石变形变质作用的最终完成 ,而剪切带正 是流体渗滤的良好通道 。参考文献1L amieso n R A et al . A metamorp hic mylo nite zo ne wit hin t he op hiolite aureale , St . Ant ho ny co mplex , New2foundland

41、, Amer . J . Sci . , 1981 , 281 :264 281 .Engelder T. The role of pore water circulatio n during t he deformatio n of foreland fold and t hrust belt s. J . Geo2p hy. Res. , 1984 , 89 :4319 4325 .Fyfe W S , Kerrich R. Fluid and t hrusting. Chem. Geol . , 1985 , 47 :353 362 .Wood B J , Wat her J V . R

42、ate of hydrot hermal reactio ns. Science , 1983 ,222(4622) :413 415 .K Ohara . Fluid flow and volume loss during mylo nizatio n : an origin for p hyllo nite in an overt hrust set ting , Nort h Callifornia . Tecto nop hysics , 1988 , 156 (1) :21 36 .K Ohara . Volume - loss model for t race - element

43、enrichment s in mylo nites. Geology , 199 , 19 ( 9 ) : 893 896 .安徽省地质矿产局区域地质调查队 1 安徽省区域地质志 1 北京 :地质出版社 ,1987 ,56 601 徐嘉炜等 1 郯庐断裂南段深层次塑性变形特征及区域应变场研究 1 地震地质 ,1984 ,6 (4) :1 15 . 孙岩等 1 两类糜棱岩的特征 、成因及其地质意义 1 地震地质 ,1986 ,8 (4) :63 691Bryant B . Formatio n of p hyllinites in t he Grandfat her mountain area

44、 , nort hwestern Nort h Carolina . U . S. Ge2ol . Surv. Prof . Pap . , 550 - D :144 150 .Gresens R L . Co mpositio n - volume relatio nship s of metasoamatism. Chem. Geology , 1967 , 2 (1) :47 65 . Rumble D , Ferry J M , Hoering T C and Boucot A J . Fluid flow at Beaver Broo k fossil locality , New

45、Hamp2shire. Amer . J . Sci . , 1982 , 282 :886 919 .23456789101112Gran J A. The isoco n diagram - a simple sulotio n to Gresenss equatio n for metaso matic alteratio n. Eco n. Ge2ol . , 1986 , 81 (8) :1976 1982 .Correns C N . Titanium : behavoir in metamorp hic reactio ns. In : Wedeppo hl K H (edito

46、r) , Handboo k of Geo2chemist ry. Sp ringer , Berlin. 1978 , 2 ( IV) :67 .Menzies M S , Seyf ried W J and Blanchard D. Experimental evidence of rare - eart h element immobility in greensto nes. Nat ure , 1979 , 282 (5737) :398 399 .Hanso n G N . Rare - eart h element s in pet rogenetic st udies of i

47、gneous systems. Ann. Rev. Eart h Planet . Sci . ,1980 , 8 (4) :371 406 .Ramsay J G , Wood D S. The geo met ric effect s of volume change during deformatio n p rocesses. Tecto no2p hysics , 1973 , 16 :263 277 .Ramsay J G. Shear zo ne geo met ry : A review . Journal of St ruct . Geol . , 2(1) :83 89 .

48、Fournier R O , Pot ter R W. An equatio n correlating t he solibilit y of quartz in water f ro m 25 to 900 at p ressures up to 10 ,000 bars. Geochimica et Cosmochimica Acta , 1982 , 46(10) : 1969 1973 .Et heridge M A , Wall V J & Co x S F. High fliud p ressures during regio nal metamorp hism and

49、deformatio n :implicatio ns for mass t ransport and deformatio n mechanism. J . Geop hys. Res. , 1984 , 89 :4344 4358 .Ferry J M . Infilt ratio n of aqueous fluid and high fluid rock ratios during green schist facies metamorp hism : Areply. J . Pet rol . , 1986 , 27 :695 712 .Wood B J , Wat her J V . Fluid flow during metamorp hism and it s implicatio ns for fluid - rock ratios. In : Walt her J V and Wood B J ( editors) , Fluid - rock Interactio ns during metamorp hism. Advances in PhysicalGeochemist ry. Sp ringer Berlin. 1985 , 5 :89 108 .Valley J W. Stable istop