变质作用的研究中的几个问题

1、第十一章第十一章 变质作用研究的变质作用研究的有关问题有关问题 一、矿物共生分析及其理论依据（一）平衡共生组合的确定 大多数变质岩（如区域变质岩、接触热变质岩等）形成过程中，其岩石化学成分（除H2O和CO2外）没有显著的变化，可看作是“等化学”的。加之变质作用持续时间极其漫长，因而变质反应能够基本上趋近于物化平衡状态，往往形成非常接近化学平衡的矿物组成。 在实际工作中常见不同时代、不同地区、不同原岩（岩石总体化学成分类似）的变质岩中，有相同的矿物组合重复出现的趋势，被认为是趋近或达到了化学平衡，这样的矿物组合才能称为共生。大多数变质岩中的矿物共生组合在理论上能够符合化学热力学基本原理。天然岩石

2、系统在一定外界条件下达到或趋近化学平衡时的矿物组成，称为矿物共生组合。显然，矿物共生组合是岩石系统的化学组成和变质作用物理化学条件的反映。从研究变质岩的矿物共生组合特征及其变化规律出发，应用热力学基本原理，可以分析矿物共生组合与岩石化学成分及变质作用物化条件的关系。这是变质岩石学研究的基本方法之一，称为矿物共生分析。矿物共生分析的第一步是确定矿物共生组合。由于平衡的获得有时是局部的、暂时的，随着时间的推移和外界物化条件的改变，许多变质岩中会出现不同世代的矿物共生组合叠加在一起的现象。判定平衡状态的复杂性和慎重确定矿物共生组合及其世代关系的重要性。要求研究者具有观察结构关系的丰富经验、分析矿物反

3、应和共生关系的基础理论知识和一定程度的概括能力和想象力。1.在某种岩石的矿物组合中区分三种共生组合（1）标型共生组合 是在该期主要的变质作用过程中稳定平衡的矿物共生组合，具有标定变质作用PT条件的意义。（2）残余共生组合 是在该期变质作用之前形成的矿物共生组合，对该期变质作用的PT条件来说已成为一种不稳定的残余体。（3）后成共生组合 是该期变质作用之后形成的，由于后来的PT环境改变较快或其他原因（作用时间较短、局部变化等），使得这种后成共生组合在整个岩石中并没有占据主要地位。q人们感兴趣的主要是标型共生组合。但是，如果要研究变质反应和变质历史，残余共生组合与后成共生组合研究和标型共生组合研究一

4、样，都是非常重要的。 2.平衡共生组合的标志（1）平衡共生组合中的各种矿物都有机会相互直接接触。此处的“接触”，应以稳定的接触面形态（即所谓多边形接触）为好。但极而言之，只要是直接接触，甚至包括穿插、交生都可以作为针对某一特定的PT条件下的局部的、暂时的平衡来看待。例如，某个反应已达到平衡，仍然可以在矿物之间遗留下某些反应过程的痕迹。（2）平衡共生组合中同一种矿物的不同颗粒，其边部应当具有极为近似的成分。如十字石、石榴石、绿帘石等变质矿物常发育成分环带，并不能认为必然属于不平衡。只要其边部具有极为近似的成分，仍不失为严格意义上的平衡。因为环带的内部成分，如同被包裹着的另一矿物一样，不能被算在彼

5、此直接接触的共生组合之中。（3）平衡共生组合中各矿物之间不存在交代关系。（4）在所研究的具有相同平衡共生组合的同一变质地质体的不同部位，按矿物对之间的组分分配关系或氧同位素的分配关系所获得的温度、压力基本上是一致的。（5）平衡共生组合中矿物共生组合关系必须符合相律。平衡共生组合中矿物种类一般不超过56种，矿物成分太复杂是不平衡的标志。（二）封闭体系的吉布斯相律和戈尔德施密特矿物相律1.吉布斯相律 1875年吉布斯（Gibbs）创立的相律公式阐明了封闭体系下独立组分数、变量数与平衡共生的相数三者之间的关系。其表达式为：f=C+2P f：自由度数。即相平衡系统中能在一定范围内独立改变而不引起相的种

6、类和数目发生改变的独立变量数（P、T等外部条件）。 C：独立组分数。即描述体系各相组成所需的独立物质的最小数目。 P：平衡共生相的数目。在岩石学中，一种矿物算一个相，固溶体矿物也算一个相。但如果发生了固溶体分离（如条纹长石），则主、客晶分别各算一相。当自由度f=0时，体系具有最大的相数目C+2。f、C、P是相平衡体系的重要性质和特征，常根据它们划分体系类型。如一元系（C=1）、二元系（C=2）、三元系（C=3）；零变系（f=0）、单变系（f=1）、双变系（f=2）；一元三相系（C=1,Pmax=3）、三元五相系（C=3，Pmax=5）。 例如：CaCO3+SiO2 CaSiO3+CO2是一个三

7、元系是一个三元系构成的单变反应构成的单变反应。C=3（CaO，SiO2，CO2）, P=4, f=C+2P=3+24=1。对该反应体系，温度和压力两个变量只有一个（或T，或P）能独立改变。 Al2SiO5是一个一元三相系，C=1（Al2SiO5，实际上可以理解为Al2O3，因为SiO2是过剩组分）。f=0时，P=3; f=1时，P=2； f=2时，P=1 。 2.戈尔德施密特矿物相律 1911年戈尔德施密特在他的哲学博士论文中认为自然界矿物的共生都应当是温度和压力在一定范围内独立地、任意地改变而不受到破坏的共生，或者说变质岩中平衡矿物共生组合可以在一定的温度压力范围内稳定存在。所以，f2，PC

8、。这就是戈尔德斯密特矿物相律的表达式。即在温度和压力都可以任意变化的范围内平衡稳定共生的矿物相的最大数目等于岩石中的独立组分数。q可见矿物相律乃是吉布斯相律的一种特殊形式，即f2的双变域的共生。当时认为自然界的天然共生体系都属于这样的共生。现在看来，矿物相律并没有单独分出来的必要，因为人们在自然界也发现了单变线上（f=1）的共生，甚至还发现了不变点（f=0）上的共生。当然，自然界最常见的还是f=2的共生。（三）组分共生图解共生图解能形象地反映特定的温度、压力条件下的平衡共生组合与原岩独立组分之间的关系。如果一个岩石体系由三组分组成，根据戈尔德斯密特矿物相律，在观察到的共生组合中，矿物相数应该是

9、3、2或者1，这就意味着当这种岩石的矿物成分用一个三顶点代表三个组分的三角图解表示时，把该三角图分成一系列小的三角形即能表示岩石的矿物共生关系，这种图解叫组分共生图解。常用的组分共生图解如ACF图解、AKF图解、AFM图解等。在进行矿物共生分析时，必须先通过化学分析或从岩石的矿物组成入手，确定岩石的化学成分，并进行组分分析，即把多组分岩石体系简化为三组分或四组分体系，这样才能做出组分共生图解，表示岩石化学成分与矿物共生组合的关系。具体做法可参阅有关文献。 二、变质带巴洛（G.Barrow，1893）苏格兰高地达尔累丁（Dalradian）岩系q在一个变质地体中存在着递增（向温度增高方向）的变质

10、矿物分带现象，称为变质带。以泥质变质岩中随温度增高新的指示矿物的首次出现为标志划分出“递增变质带”（也称指示矿物带）。经过Tilley（1925）、Harker（1932）和Wiseman（1934）的不断修改和完善，归结为 “等变线”填图工作方法。 在地质图上表示新矿物首次出现的界线称为等变线（Isograd）。一般情况下，等变线是古等变面与现今地表的交线。同一期变质作用形成的递增变质带往往不受地层新老的控制，具有穿时、穿层特征，变质程度由低向高呈渐变连续过渡关系。q巴洛（G.Barrow）在达尔累丁（Dalradian）划分的变质带如下：绿泥石带 典型矿物共生组合为：绿泥石白（绢）云母石英

11、钠长石，即ChlMs（Ser）QAb。黑云母带 特征是黑云母开始出现，矿物组合为：黑云母绿泥石白云母石英钠长石，即BiChlMsQAb。 铁铝榴石带 特征是铁铝榴石开始出现，并和黑云母、白云母、石英及更长石共生，即AlmBiMsQOlg。此处更长石实际上是晕长石。十字石带 特征是十字石开始出现，并和铁铝榴石、黑云母、白云母及石英等共生，即StAlmBiMsQ。蓝晶石带 特征是蓝晶石开始出现，并和铁铝榴石、黑云母、白云母及石英等共生，即KyAlmBiMsQ。夕线石带 特征是夕线石开始出现，并和铁铝榴石、黑云母、钾长石、斜长石及石英等共生，即SillAlmBiKfPlQ。三、双变质带在汇聚板块边缘

12、（岛弧式板块俯冲带附近，典型地区如日本列岛），平行（或近平行）分布有形成时代相同或相近、变质特征截然不同、延伸可达几百公里的成对变质带，称为双变质带。双变质带的分布特点：在靠近大洋一侧分布高压变质相系，发生高压低温变质作用。其中的基性变质岩中出现蓝片岩、榴辉岩等高压变质岩石。在靠近大陆一侧则分布低压变质相系，发生低压高温变质作用。变质粘土岩发生红柱石夕线石型变质作用。说明靠大洋一侧地热梯度较低，达到一定温度所需的压力较高，所以称高压（低温）变质带；相反靠大陆一侧则为低压（高温）变质带。大洋岩石圈板块向大陆岩石圈板块之下俯冲的过程中，由于冷的洋壳迅速向下俯冲，同时把富水的海沟沉积物带到深处，压力

13、增加很快，因岩石导热率很低而温度上升缓幔，造成一个地热梯度很低的地带，引起俯冲带上等温线向下拗折，形成高压低温度质带。岛弧本身情况则不同，板块的持续俯冲把大量水分（来自海沟沉积物）带入到俯冲带之上的楔形地幔区，导致楔形地幔发生强烈部分熔融和岩浆上涌，使岛弧地区具高热流值，引起地热梯度增高，伴随大量岩浆活动，形成低压高温变质带。四、变质作用PTt轨迹的概念进展 造山带变质岩研究和变质作用热模拟表明，变质作用是一种动态过程，岩石在变质作用过程中，其温度、压力是随时间而变化的。历史 变质岩石学的大部分研究往往把目标放在确定变质作用峰期的温压条件上，人们建立了各种地质温度计和地质压力计计算峰期变质条件

14、。变质相本身就是以岩石变质历史中的峰期变质条件为基础；变质相系列则反映从某一变质地质体采集的各种岩石的一系列峰期变质条件。 变质相系是以一定的地热梯度为代表的地热体制通过前进变质作用而形成的，而且对应于一定的大地构造环境。但实际上许多变质岩原来是地表或近地表的岩石，后来下沉到地下深处经受了变质作用，它必然经历了前进变质过程。由于后来地壳抬升，这些岩石又必然经历从地下深处再剥露到地表的变化。因此，变质相系中由各变质相（或亚相）的温度和压力所标定的P-T曲线并不代表任一岩石真正经历的P、T条件的全过程，也不相当于该区真正的地热梯度。England和Richardson（1977）在研究侵蚀作用对不

15、同变质环境岩石的矿物相的影响时，明确提出了变质作用P-T轨迹的概念。A.B.Thompson（1981）在讨论地壳的温度场和动力学过程的关系时提出了PTt轨迹的含义及可能获取的方法。P.C.England和 A.B.Thompson（1984）在研究大陆增厚事件中经受区域变质作用的岩石的P、T演化规律时，正式提出了PTt轨迹的概念。q变质作用的PTt轨迹指的是岩石从其变质起点到被剥露于地表所经历的温度-压力变化历史。也可以说是岩石在变质作用过程中其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。qPTt轨迹研究通过热传导理论和现代热力学原理，把变质过程中的热体制和构造

16、作用联系起来，反映变质作用的动力学过程。变质作用PTt轨迹的主要功用在于对变质作用进行地球动力学解释。五、变质岩原岩恢复恢复所研究的变质岩变质前的原始岩石面貌，或者说，就是尽可能准确地判定所研究的变质岩的原岩种类。是地质测量与研究中必不可少的一个重要环节。无论是划分变质地层、分析原始建造与构造环境、重建古地理、研究区域地质演化乃至探索区域矿产的形成和分布规律等等，都离不开变质岩的原岩恢复。恢复原岩的标志主要有四个方面：（1）地质产状和岩石组合标志；（2）岩相学标志（变余组构、变质矿物成分等）；（3）岩石化学和地球化学标志；（4）副矿物（种类、含量，标型特征等）。六、变质地质学的一些进展变质岩岩石学已经有160余年的研究历史，经历了由静态到动态两个思维发展过程。20世纪60年代以前变质作用研究以静态思维方式为主，以深度带的概念为代表。60年代初变质相系概念的提出使变质地质学开始转向动力学方面，但由于其未阐明变质过程中地热体制的变化，因此仍属于静态思维方式。20世纪70年代以来，变质地质学开始以动力学方法为特征，取得了多方面的进展。世界范围内小比例尺变质编图工作，以相组和相系为基础研究变质作用类型及其时空演化规律。由于实验、测试技术和热力学理论的发展，使人们不仅可以准确的计算变质作用的P、T条件，而且可在实验室中模拟多数天然变质