变质和变形作用的机制 变质矿物和变形作用是什么？
岩石在变质和变形作用过程中，矿物成分和组构都发生变化。实现这些变化的机制复杂多样，主要包括变质结晶作用、交代作用、变质分异作用和变形作用等。它们的进行都遵循物理和化学的基本原理和有关规律。这些作用的效应和产物特征既决定于当时各种变质作用因素的强度，又和原岩成分及性状有关。
一、变质结晶作用
这是指在变质作用过程中，岩石基本保持固态情况下的矿物结晶作用。不少文献中也泛称之为变质重结晶作用，以区别于岩浆或溶液的结晶作用。但实际上变质结晶作用包含两种不同的成因机制，本书建议分别称它们为重结晶作用和重组合结晶作用。
1.重结晶作用(Recrystallization)
这是指在变质作用过程中，导致岩石组构变化的一种重要机制，它是通过岩石中同种矿物的溶解、组分迁移和再次结晶生长这一过程来实现的，但其间没有发生新的化学反应。其效应是在原岩基本保持固态条件下，使某些矿物的个体形态、大小和空间分布位置发生变化，但不涉及新矿物相的出现。总的变化规律是随温度升高，同种矿物的粒度由细变粗且均匀化，颗粒界面由不规则趋向平直化(多边形化)，在矿物成分简单的岩石中这种变化更为明显。图17－1说明隐晶质燧石岩随着趋近其与辉长岩接触带，因温度升高的重结晶进程，最后成粒度达1mm左右的石英岩，相邻石英晶面之间夹角约为120°，形成一种典型的平衡结构。隐晶质石灰岩转变成多边形粗粒方解石组成的大理岩也是重结晶作用的典型实例。这种作用的出现主要与矿物颗粒的表面自由能有关，同种矿物，颗粒愈细者其表面能相对愈高，所以在相同温压条件下，较细颗粒稳定性差，溶解度相对较大，易于溶解，相应组分经流体迁移到原来较粗颗粒表面，继续结晶生长，使其变得更粗。随这一过程的继续进行，原来很细粒或粒度不均的岩石就会变成粒度相对较粗、较均匀的岩石。与此同时，原来外形极不规则，带棱角的碎屑颗粒，由于凸出部位的界面自由能和相应的溶解度高于凹陷部位，所以组分将从凸出部位溶解，迁移到凹陷部位沉淀结晶，其结果颗粒变成具有较规则乃至多边形的外形。总之，这些颗粒自发变化都是为了不断降低表面自由能，以达后者最低的结构稳定状态。如果岩石为理想的单矿物岩，则最后将成为多边形颗粒的集合体，颗粒彼此界面夹角在120°左右。
图17－1 燧石岩在辉长岩侵入体接触带重结晶作用图解(Raymond，1995)
原岩中矿物重结晶的速度和强度(变晶粒度)主要受控于温度，所以文献中常以变晶粒度来推断变质温度的相对高低。但事实并非经常如此，有时露头范围内呈互层状的不同岩石，甚至同类变质岩的粒度可明显不同。这是由于变晶粒度还决定于其他因素，首先是原岩化学和矿物成分及粒度等特征。如碳酸盐和石英含量高，矿物成分简单，粒度细的岩石相对易于经重结晶而粒度变粗。其次以H2O和CO2为主的流体的饱和程度和运移方式对重结晶效应也有极大影响，因为流体是原来矿物溶解和组分迁移的必不可少媒介。此外还应指出，以上讨论的只是静态重结晶作用，至于偏应力参与时的动态重结晶作用则更为复杂，后文将再加讨论。
2.重组合结晶作用(Recombination Crystallization)
这是指在变质作用温压范围内，原岩基本保持固态条件下，某些已有矿物分解，其有关组分通过特定化学反应重组合，并结晶成为新的矿物相的过程。不少文献中泛称为“变质重结晶”或“重组合”作用，Raymond(1995)建议称之为“新成结晶作用”(Neocrystallization)。这是变质作用过程中矿物变化的最主要机制，并常与重结晶作用同时进行。这种形成新矿物的化学反应称为变质反应，它们有多种类型，有些出现于固相之间，如Opx+Pl→Cpx+Gt+Q;但多数变质反应常有H2O和CO2等流体参与，如Ms+Q→Sil+Kf+H2O和Cc+Q→Wo+CO2等。这些反应过程和新矿物的出现都受热力学化学平衡原则的控制，它们决定着特定温压范围内，哪些矿物能稳定存在，哪些矿物则不稳定，并将转变为哪些新矿物相。
变质岩中某一特定矿物组合能否形成还与相应变质反应的速度有关。只有当此反应能以一定速度进行并完成时，才能真正形成某种应出现的矿物组合。否则即使温度与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，或矿物变化极有限，这种情况属于过稳定平衡状态，有不少地区高温变质矿物组合曾长期处于近地表的低温、低压环境中，但仍基本保持未变，即为很好的例证。决定变质反应速度的最重要因素是温度，彼此间关系可用Arrhenius经验方程来表示:
K=Ae－Ea/RT
式中:K为反应速率;A为频率因子，是指反应中分子碰撞的有效率;e为自然对数底数;Ea为活化能，是指反应物分子的平均能量与活化分子的最低能量之差;R为气体常数;T为绝对温度。由此式可知温度与反应速率呈指数关系，温度愈高，反应速率愈快。表17－1说明活化能和温度及反应速率之间的关系，硅酸盐晶体分解形成另一种硅酸盐的活化能Ea=628kJ/mol，由此表可知，当温度由200℃升高到300℃时，反应速率约增大1012倍，即300℃时1s时间能完成的反应，在200℃时需105a。降温时，反应速率也按指数关系减慢。其次，以H2O为主的流体对增加变质反应速度也十分重要，因为重组合过程涉及组分从原有矿物中分离、溶解、迁移和重组合等过程，流体在其中起重要的载体和催化剂作用。此外偏应力也是影响变质反应速度的因素之一，尤其在低温条件下，它起着克服过稳定状态，促进变质反应进行的重要作用。
表17－1 频率因子A恒定时，反应速率K与温度和活化能Ea之间的关系
另一方面重组合结晶作用还包括新矿物的结晶过程，后者分为成核和生长这两个阶段。当岩石达某一变质反应的平衡温度后，原有矿物开始分解，有关组分在流体中经扩散作用而迁移，并在某些合适部位再聚集，形成大量极微细的新矿物胚胎。但由于其很高的表面能，所以大多很快重新分解而消失，只有少数大于临界半径(rc)的晶核能保留下来。当温度继续升高，大幅度偏离平衡温度时，晶核的生长速率变慢，但能形成一些稳定的较大晶核。接着进入第二阶段，此时只要有所需组分的不断供应，随温度升高，这些晶体就会继续加速生长，使其粒度不断加粗。以上只是在岩浆或溶液等均匀介质中结晶作用的一般规律，而以固态矿物为主的变质岩则属于非均匀介质，其成核作用常在其他矿物颗粒界面或某些构造变形面上发生，各种矿物相的成核几率各不相同，其成核速率的影响因素也更为复杂。
二、交代作用
交代作用(Metasomatism)是一种机理复杂的成岩和成矿作用，它们是含某些活动组分的流体在岩石中通过，彼此间进行组分交换的过程。交代作用的最基本特征是交代过程中必有一定数量的组分通过流体从外部带入岩石中，并在其中富集，同时另一些组分则从岩石中被带出，其结果不仅使岩石矿物成分，而且使岩石总化学成分也发生变化，但其总体积基本不变;其次，在此过程中，岩石中原有矿物的分解和消失与新矿物的形成和生长基本同时，是一种物质逐渐置换的过程。而不是简单的注入填充作用。
由上述可知，交代作用是岩石中某些组分从矿物中分解下来，溶解在流体溶液中，经运移之后，在另一处岩石中重新形成新矿物组合的过程。Коржинский(1957)将这类组分称为活动组分。对它们来说，当时岩石－流体系统是开放的，其在最终所成交代岩中的绝对含量不决定于在原岩中的含量。另一类是在此过程中不能自由地从岩石中带入和带出的组分则称为惰性组分，它们的绝对含量基本不变。但在多组分的岩石中，一定外部条件下，各种组分活动性的大小是相对的，在完全活动组分和完全惰性组分之间有各种中间状态的组分。根据多方面因素的综合考虑，他认为造岩组分按其相对活动性由大到小可排列如下:
岩石学
这个经验序列可分四组，Ⅰ为最活动组分，一般变质作用过程都完全活动，Ⅱ在多数交代作用过程为活动组分，Ⅲ次之，Ⅳ则在极特殊情况下才能活动。但由于这一问题涉及的地质和物化因素过于复杂，该序列实际上只具有一定参考意义。如近年研究表明，有不少变质作用实例中甚至H2O和CO2都不是活动组分，又如流体溶液是酸性还是碱性对组分的相对活动性也有很大影响。
交代作用过程组分的运移有两种方式，即渗透和扩散作用。①渗透作用是以水为主的流体溶液在岩石显微裂隙和矿物粒间整体自由流动，形成弥漫岩石的渗透流，各种造岩组分在其中成真溶液或胶体溶液同时被搬运。它们的运动是压力差所驱使，由压力高处向低处流动，与组分浓度无关，所以有时可使组分从低浓度向高浓度处流动。②扩散作用的迁移方式是岩石像半渗透膜，各种组分能以单个阳离子、原子或分子状态从其中通过，但溶液本身不能在其中整体流动，这时引起组分迁移的驱动力是它们在不同部位的浓度差，即只能由浓度大的部位向浓度小的部位迁移。一般来说渗透作用易于引发较大规模的交代作用，扩散作用的意义相对次要。但在地壳深部岩石中，由于缺乏溶液能自由流通的裂隙，渗透作用难以发生，扩散作用的意义将有所增大。此外，两者还常同时存在，以不同方式互相配合。
当携带某些造岩组分的流体溶液在岩石中运移时，随着物理－化学环境和介质条件的改变，必然和岩石中原有矿物起某些化学反应，将其中某些组分部分或全部溶解并带离原地，同时另一些组分则从运动着的溶液中带入并沉淀，结果使原有矿物的化学成分改变，或形成新矿物。例如，含Na+的溶液在一定条件下与岩石中钾长石发生作用可使其转变为钠长石，其交代反应关系为:
岩石学
从另一角度来看，在交代反应过程中，组分的溶解和沉淀主要受它们各自在溶液中的溶解度所控制，不饱和的组分将从矿物中被溶解，过饱和的组分则会同时从溶液中沉淀出来，转入新矿物中。由此可知，溶液中各种组分的浓度变化及饱和程度是控制交代作用过程中矿物变化的主导因素。
交代岩中新矿物的形成一般也经过成核和晶体生长这两阶段，这和前述变质结晶作用基本相同，所不同的只是交代作用过程有组分带入和带出，使岩石的总化学成分也有所变化，属于异化学性质，而一般变质结晶则为等化学性质。一般经交代结晶作用之后，原岩的组构也有较大变化。但另一些情况下，新矿物是通过交换反应所成，此时可保持原有矿物的外形，甚至成其假象出现，如绢云母呈红柱石假象等。
总的来看，多数情况下变质作用基本是等化学过程，交代作用并不占重要地位，但在地壳较深部高温度质条件下，活动性较大的Na2O、K2O等组分有时可进入流体中，参与交代作用。另外，在气成－热液蚀变作用和形成矽卡岩的接触交代作用过程中，交代作用无疑是其最重要的成因机理。
三、变质分异作用
变质分异作用是在变质作用物理－化学条件下，成分均匀的原岩中某些矿物不均匀聚集的过程，它以造岩组分在空间上有一定距离的迁移和分异聚集而不同于一般变质结晶作用，但又以没有组分从岩石中带出或从外部带入而不同于交代作用。变质分异作用结果形成条带状或透镜状的同种矿物集合体，它们既可以是暗色矿物的集合体，也可是长英质矿物的聚集，通称成分层。它们无疑有多种成因，可以是经构造变形作用的加强和改造后的变余原岩沉积层或火成层理，也可以是深熔脉体的顺层发育或侵入，还可与顺层交代作用有关。与变质分异有关的成分层的成因机制也有多种可能。
◎与扩散作用有关的变质分异:在化学成分极不相同的岩石界面附近，由于彼此间某些组分的浓度和化学位明显不同，这种梯度能自发引起元素之间相互扩散，结果出现由新矿物组成的成分层。它们相当于扩散反应带，Orville(1969)以此来解释大理岩和泥质变质岩之间角闪岩层的形成机制。他还认为成分均匀岩石中，如果各部位温度不同，则彼此粒间溶液中各种活动组分的化学位将出现梯度，这会引起不同离子向不同方向扩散，造成不同矿物的分异集中。如原来均匀地由白云母、石英、钾长石组成的岩石，由于这种离子迁移而变得不均匀，冷的部分由白云母+石英组成，热的部分由钾长石组成(路凤香等，2002)。
◎表面能差异引起的变质分异:在变质结晶过程中，新矿物的生长首先涉及晶核的形成，而晶核的形成和稳定存在并生长又和表面能关系极大。实验证明晶核在同种矿物晶体表面附着时表面能低，最易稳定发展。由于这种优选结果，同种矿物或晶体化学特征相似的矿物常趋向于集中。在一般变质岩中，钙、镁、铁硅酸盐和长英质矿物这方面差异最大，所以最易于分别成条带状或团块状聚集。
◎与塑性流动有关的分异作用:岩石处于较高温、高压和强大剪应力条件下，各种矿物将通过多种方式塑性应变，不同力学性质的矿物具有不同的运动方式及特点。由于岩石中应变强度空间上的不均匀性，这种差异性运动将导致塑性大的矿物(长石、石英、碳酸盐等)经溶解和扩散流动到强应变带聚集，而塑性小的矿物(如角闪石、辉石等暗色矿物)则趋向于保留在弱应变域，其结果使原来矿物成分均匀的岩石变得不均匀。
此外，早期的研究者还将地壳浅部由于岩石和其裂隙中流体之间压力不均匀所引起的侧分泌作用也作为变质分异的一种类型，这种作用在绿片岩中形成十分常见的石英和碳酸盐及钠长石脉等。总的来看，变质分异作用的意义和重要性还不十分清楚，其成因机制也有待于进一步深入研究。
四、变形作用
当岩石受偏应力作用时，即产生应变。应变很小时，岩石显弹性，撤除偏应力后，会立即恢复原来未变形时的状态。当应变超越特定岩石的弹性极限时，则会出现永久变形。不同环境和条件下将有不同的变形行为。在地壳浅部较低温压条件下，岩石一般表现为脆性变形，即碎裂作用，其特点和岩石物性、外力性质和强度、持续时间及应变速率等众多因素有关。与张性断裂有关的应变主要表现为岩石的裂隙化和角砾化;在压性和压扭性断裂带内，随应力增大，则将发生岩石的压碎、粒化乃至完全粉碎成隐晶质。在这些过程中有时伴随着碎屑的旋转和彼此间滑动等过程。这些作用可总称为碎裂流动(CataclasticFlow)(Winter，2001)。而在较深部较高温压条件下，应变速率又低时，岩石的永久变形则主要由塑性流动(Plastic Flow)所产生。它们导致矿物畸变和褶皱，但保持其整体连接性而无破裂。实际上脆性与塑性变形之间并无绝对界限，相反两者是过渡关系，在过渡区，岩石变形行为兼有两者的特征，它们宏观上整体保持连续性，显示塑性变形特征，而微观上则被许多裂隙分割，显脆性变形特征。
由塑性流动导致的永久变形主要包括两种机制，即晶内塑性变形和晶界塑性变形，它们是导致矿物颗粒外形改变和晶格构造出现优选方位的基本原因。在晶体内部这种变形是由它的各组成部分通过某些面作相对滑动而实现的，这些面通常是晶格构造的脆弱面或方向。滑动有三种形式:①直线滑移(Translation Sliding)，其特点是晶格滑移间距是其结晶学基本单位(晶胞)的整数倍(图17－2)。其结果虽矿物颗粒外形改变，但不改变晶格方位，故其各部分光性保持继续性;②双晶滑移(Twinning Sliding)，特点是滑移面间距是该矿物结晶学基本单位的分数，滑动结果使晶格变形(图17－2c)，且常和原来晶格方位成双晶的对称关系，导致形成机械双晶，所以它对矿物中优选光性方位的出现起重要作用;③单个晶体的扭折(Kinking)，这是由于晶内变形不均匀，在滑移中发生旋转，导致滑移面的弯曲和扭折(图17－3)。这些滑移还和晶体位错的形成和移动相联合。位错(Dislocation)是晶体内部原子排列不完整造成的线缺陷，也代表已滑动部分和未滑动部分的分界线。
图17－2 直线滑移和双晶滑移的宏观变化(Vemon，1976)
晶界塑性变形包括颗粒边界的滑移和扩散流动。在偏应力作用下，矿物颗粒之间将沿边界滑移，随应力加强还会发生相对旋转，结果不仅使颗粒外形变化，还会引起相邻矿物中晶格方位的改变，从而又出现新的滑动面，促进新的晶内滑移。
另一方面，同一矿物颗粒的不同部位由于在应力场中的方位不同，具有不同的压应力，在压应力大的方向上矿物趋于分解，其组分经扩散迁移到压应力低的部位，在此处沉淀和晶体生长，此即为扩散流动。当此过程通过粒间流体相而加速进行时则称为压溶作用(Pressure Solution)(图17－4)。
图17－3 塑性扭折的几何特征(Vemon，1976)
图17－4 晶内塑性滑移与压溶现象(Best，1982)虚线表示颗粒原始轮廓
变形晶体有大量位错，储存着变形时施加的应变能，高的自由能使其不稳定，必须通过重结晶以消除应变能，恢复到稳定的无应变状态。这种伴随变形而发生的重结晶称为动态重结晶，而前文所述的无偏应力参与的重结晶则为静态重结晶。动态重结晶可分恢复和重结晶这两个阶段。恢复是初始阶段，是使变形晶体降低应变能，回到未变形状态的过程。其结果是变形晶体中产生大量细小(粒径一般＜0.02～0.03mm)的亚颗粒。恢复之后的重结晶是剩余应变能的消耗过程，以无应变新颗粒的形成和生长为特征。新颗粒首先从变形颗粒界面、扭折带界面等高应变区开始发育，通过亚颗粒的旋转及其边界迁移，消耗老颗粒而生长。重结晶形成的颗粒虽比亚颗粒稍大，但仍较细，粒径一般为0.02～0.07mm，颗粒形态为压扁拉长状，原始边界呈弯曲、锯齿或缝合线状，显示其属于不稳定状态。然后经进一步重结晶使粒度增大，边界趋于平直，表明其达稳定状态。总的来看，动态重结晶的明显结果是矿物粒度变细和形成其形态和晶格的优选方位。
变质矿物和变形作用是什么？~
岩石经受变质作用和构造变形作用，其矿物、结构构造发生改变，在新的变质、变形条件下形成新的稳定的变质矿物和优选定向的组构。经研究发现，变质岩石中矿物的生长（变晶作用）与岩石中优选方位（变形作用）之间，经常有（先、后或同时）相对序次的关系，这些关系记录了该变质地体的变质作用、构造变形作用的演化历史，也是变质岩鉴定和研究的重要内容之一。
在变质岩石中，根据变质结晶作用和重结晶作用形成的矿物与构造变形作用形成定向组构之间的相对序次关系，主要有下列几种：
（1）构造前变晶（pretectonic blast）———构造变形阶段前已形成的变质矿物。
（2）同构造变晶（syntectonic blast）———与构造变形作用同时形成的变质矿物。
（3）构造间变晶（intertectonic blast）———变质矿物形成于某一构造变形阶段（Sn）后，但又早于其后的变形作用（Sn＋1），即该变质矿物生长在两期构造变形之间。
（4）构造后变晶（posttectonic blast）———构造变形阶段后形成的变质矿物。
在变质岩石中要确定变质矿物的生长和构造变形之间的序次关系，主要是通过变质岩石的矿物和结构构造等岩相学的研究。
本区地层遭受3期构造变形和中压区域动力热流变质作用，变质岩相为绿片岩相—低角闪岩相。北缘斜坡区岩石变质达绿片岩相，自北而南可以分为黑云母带与石榴子石带。中央凹陷区是变质作用最强的地区，出现了绿帘角闪岩相的蓝晶石带与十字石带，向南、北外缘依次递变为高绿片岩相的石榴子石带和低绿片岩相的黑云母带。南缘浅台区褶皱较开阔，变质作用为绿片岩相。自南向北出现黑云母带、石榴子石带，与中央相区构成变质递进带（胡国巍等，1992，1994；李三忠，1996；邵建波等，1993；肖成信，1993；修群业，1993；王天武等，1995，1996；Liu J.L.，et al.，1997；Turner F.J.and Weiss L.E.，1963）（图3-2）。
图3-2 辽东古元古代变质带分布示意图
（据陈荣度等，1994）
1—太古宇；2—古元古界；3—黑云母带；4—铁铝榴石带；5—十字石矽线石带；6—蓝晶石带；7—低绿片岩相；8—高绿片岩相；9—低角闪岩相；10—古郯庐断裂带
根据辽河群变质岩中的黑云母-石榴子石、斜长石-角闪石、白云石-方解石共生矿物对，通过矿物分配地质温度计、温压格子分析及矿物共生组合分析，确定辽河群各变质相带温压条件（表3-2）：低绿片岩相（黑云母带）400～500℃，0.2～0.3 GPa；高绿片岩相（铁铝榴石带）500～600℃，0.3～0.4 GPa；低角闪岩相（十字石带、蓝晶石带）600～700℃，0.4～0.6 GPa（吴春林等，1995；赵国春，1995；Andreasson P.G.and Dallwey-er R.D.，1988；Tomperson A.B.and England P.C.，1984；Vernon R.H.，1987）。
根据辽河群变质和变形作用演化史和地质温度计及上下相邻层位的高铝矿物多形变体的综合分析（刘福来等，1995；游振东等，1991；张国伟等，1996；钟宏等，1993；赵国春，1995；周高志等，1996；Andreasson P.G.and Dallweyer R.D.，1988；Muni I.A.，1990；Brown M.，1993；Sharp Z.D.et al.，1993），确定本区辽河群的PTt-D轨迹（图3-3）。其PTt轨迹为逆时针形式（卢良兆等，1996）。
图中，M1和D1同时，矿物组合属绿片岩相，表明M1之前很长一个阶段陆壳拉张减薄和裂陷槽中表壳岩不断沉积和埋深过程，深度达8km左右，压力增高至0.2～0.3 GPa左右，温度升高到400～500℃之间。
M2的温压条件在500～600℃，0.35～0.45 GPa之间。M1—M2为第二阶段，此时构造环境反转，出现压缩构造体制，其间出现两幕重要的区域构造变形作用，包括新沉积的表壳岩系在内的陆壳重新增厚，PTt 迹线坡度相应变陡，这表明压力明显增大（ΔP ＞ΔT），但随深度增加，温度亦增高50～100℃左右。到晚期构造作用基本停止，此时岩石已处于15km左右深处，压力约0.4 GPa，温度为600℃左右，在静态构造环境下，形成一套低压角闪岩相组合。
表3-2 辽河群各变质相带形成的温压条件
图3-3 辽东古元古代变质作用PTt—D 轨迹
（据卢良兆等，1996）
带箭头粗线为PTt—D轨迹；方框M1—M5分别代表第一幕至第五幕变质重结晶作用；D1—D3代表三幕变形作用
从M2到M3—M4为第三阶段，以近等压增温为特征。温度由550～600℃增高到700℃，但压力基本不变，说明地热梯度异常升高，结果在较浅部形成低压相系变质作用。本区辽河群下部有大量同变质的花岗质片麻岩存在，也说明它们属于地壳重熔型，这也可作为变质作用主要阶段有花岗质岩浆作用参与的佐证。
M5温压条件在550～600℃，0.4～0.5 GPa之间，从M4到M5为第四阶段，为变质峰期后的近等压冷却过程。
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皇念答：一个地区的变质作用特征从根本上来说决定于其大地构造环境和地球动力学。根据变质作用温压条件时空变化规律与变形样式及历史来确定相应的构造 - 热事件的特征,并用以分析构造环境和地球动力学是现代变质岩石学的重要任务之一。变质作用温度 - 压力演化规律及其 PTt 轨迹是进行这方面研究的最佳途径,因为它们反映一个地区...
13628783176：变质作用过程中元素的迁移
皇念答：所以,高压、超高压变质作用的同位素行为也是今后值得进一步深入讨论的问题。 官方服务 官方网站 已赞过 已踩过< 你对这个回答的评价是? 评论 收起 其他类似问题 2020-01-30 变质作用矿床的基本类型 2020-01-30 变质分异作用 2020-02-01 元素迁移、沉淀机制 2020-01-30 变质和变形作用的机制 2020-01-...