变质作用的机制、基本概念和地质分类.ppt

变质作用的机制 基本概念和地质分类 Preliminary Ideas of Metamorphism 一 变质作用机制 方 式 二 变质作用因素 三 变质作用P T t轨迹 过程 四 变质作用的地质分类 一 变质作用机制 Metamorphic Mechanism 变质作用是岩石在基本保持固体状态下发生的 矿物 化学成分及结构构造 转变过程 其机制主要包括 1 变质结晶 Meta crystallization 2 变形 Deformation 3 变质分异 Meta differentiation 此外 在高级变质中还可出现部分熔融 主要属于岩 浆作用范畴 在很低级变质 埋藏变质 中可能出现压实作用 主 要属于沉积作用范畴 1 变质结晶 Metamorphic crystallization 岩石在变质条件下的结晶作用称为变质结晶作用 变质结晶主要有重结晶和交代两种机制 1 1 重结晶作用 recrystallization v岩石在基本保持固体状态下的矿物重新组合和通过化 学反应形成新矿物的过程 重结晶前后 岩石总化学 成分不变 除H2O CO2等挥发分外 封闭系统 是广义概念 与成岩作用中重结晶概念不同 变质重结晶也包括成核nucleation和生长growth 两个步骤 固态下成核多为在有成核剂存在下的非均匀成核 成核剂可以是一个先成的固体颗粒界面或某一变形 构造等 注意 与岩浆中成核的区别 固态下晶体生长受表面能驱使 通过粒度增大和 均匀化 颗粒界面平直化 多边形化 而不断降低表 面能 以达到表面能最低的结构稳定状态 图17 1 变燧石岩粒径对距辉长岩 接触带距离图解 单矿物Si Ca质岩 的重结晶 只有矿物的重组 合 无变质反应 无矿物成分变 化 仅结构变化 当达到最低颗粒界面 能的情况下 相邻晶 面之间的面间角约为 120 三联点结构 c 反应完全 粒度进 一步增大 形成新的 高温条件下稳定的矿 物组合Cc Wo和平衡 结构 a 低温下Cc Q平衡结构 石英方解石 硅灰石 b 温度超越 Cc Q Wo CO2 反应温度时 粒度增大的同 时Q与Cc反应 形成Wo反 应边 在Wo集合体内有少 量Q残留 不平衡结构 多矿物岩的重结晶 既可是原矿物成分不变 颗粒重新组合 也可 发生变质反应 导致矿物成分和结构变化 硅灰石 a b c 1 2 交代作用 metasomatism或 replacement 固体岩石在化学活动性流体作用下通过组分带 入带出而使岩石总化学成分 除挥发分外 和矿物 成分发生变化的过程 岩石在交代过程中保持体积 不变 开放系统 注意 与成岩作用中交代的概 念不同 流体在交代过程中起迁移介质和催化剂双重 作用 组分的迁移有两种方式 l渗透infiltration 裂隙溶液中 组分迁移驱动力为压力差 v扩散diffusion 粒间孔隙溶液中 组分迁移驱动力为浓度差 可以在系统中带入带出的组分称为活动组分mobile components 流体相是完全活动组分 通常的变质作用也会造成岩石的 H2O CO2和Fe的价态变化 岩石系统仍看作为封闭系统 从 化学角度称为 等化学变质作用 isochemical metamorphism 伴随交代作用 K Na Ca2 Mg2 Si4 等金属阳离 子也成为活动组分可带入带出时 岩石系统是开放系统 这种 使岩石总化学成分除H2O CO2等挥发分外 其它组分也发生 变化的变质作用称为 异化学变质作用 allochemical metamorphism v变质作用的化学分类chemical classification 重结晶交代 封闭系统开放系统 无组分带入带出组分带入带出 矿物成分可不变矿物成分改变 岩石总化学成分不变 岩石总化学成分改变 体积改变体积不变 变质结晶作用机制 对对 比比 2 变形 deformation 不同环 境条件 不同变 形行为 a 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 brittle behavior 永久变形机制为脆性 变形 表现为岩石沿裂缝破裂 产生碎裂和断裂 b 地下高温高压特别是当应变速率低时 岩石显示 塑性行为 plastic behavior 岩石永久变形主要由 于塑性流动产生 导致矿物畸变和褶皱而没有破裂 偏应力施加于岩石 当应变增加至超越弹性极限 岩石就会产生永久变形 在过渡区 岩石变形行为既有脆性特征 又有塑性特征 永 久变形由于碎裂流动 cataclastic flow 而产生 变形岩石 宏观上显塑性变形特征 微观上显脆性变形特征 单个晶体的扭折 kinking 直线滑移 translation gliding 双晶滑移 twinning gli 颗粒边界的滑移 扩散流动 diffusive flow 晶内塑性变形 intracrystalline plastic deformation 晶界塑性变形 intercrystalline plastic defor 地下较高温压条件下塑性流动导致的永久变形 塑性变形 机制 不改变晶格方位 改变晶格方位 产生机械双晶 粒内变形不均匀而在 滑移中发生旋转 导 致滑移面弯曲扭折 化学的 通过粒间流体相的扩 散流动称为压溶 pressure solution 化学迁移从晶体的较大应 力边界区向其他部位迁移 并在那里产生晶体生长 机械的 晶内塑性滑移 静态重结晶 static recrystalizaion 无偏应力参与的重结晶作用 动态重结晶 dynamic recrystallization 在偏应力参与下 伴随变 形而发生的重结晶 片状和线状矿物定向 与变形伴随的重结晶作用 新颗粒首先从高应变区开始发育 通过亚颗粒的旋转及其边 界迁移 消耗老颗粒而生长 重结晶颗粒比亚颗粒稍大但仍 较细 颗粒形态为压扁拉长状 原始边界被破坏 显示不稳 定态 进一步重结晶使颗粒粒度增大 呈矩形状而达稳定态 重结晶 恢复 使变形晶体降低应变能而 回到未变形状态的过程 特征 在变形晶体中产生 大量细小 粒径一般小于 0 02 0 03mm 的亚颗粒 剩余应变能的消耗过 程 特征 发育和生长无 应变新颗粒 动态重结晶的两个阶段 图17 7 在偏应力影响下的变质作用过程中单矿物岩石 结构变化理想序列简图 Raymond 1995 原始颗粒 这里是石英砂 第一阶段 发育变形带 第二阶段 颗粒边缘多边形化 第三阶段 粒度加大 伴随颗粒边界变直 3 变质分异 metamorphic differentiation 变质分异 使原先均匀的岩石发育 成分层 的变质过程 成分层compositional layering 条带状或透镜状矿 物集合体 变质分异产生成分层的机理主要有 1 成分层代表扩散反应带 2 成分层的发育是构造重结晶的结果 裂隙或劈理 片理面上 优先成核 压溶 侧分泌 3 表面能差异 新的矿物结晶中心易于在同种矿物 表面形成并稳定存在 因此时表面能较低 4 成分层是强烈压扁 塑性变形 的结果 见后图 图17 9 高级片麻岩区四种典型的露头尺度进变形 所有这些递进变形都形成相同的平行层状的片麻岩 岩脉网络的 均匀变形 岩石碎块的 均匀变形 粒度不均匀的均 质火成岩 如斑 状花岗岩 的均 匀变形 均质火成岩 如辉长岩 的不均匀 变形 二 变质作用因素 Factors of metamorphism 控制变质作用的根本因素是地质因素 如 大地构造位置 岛弧 海沟 洋中脊 碰撞带等 构造过程 沉降 隆升 等 岩浆作用等 从物理化学角度看 物理化学因素 1 温度 T 压力 P 2 流体成分 x 3 时间 t 1 温度 T 和压力 P 变质岩形成于地下一定深处 其矿物组 合与一定的P T条件相适应 当P T条件改 变时 就会变得不稳定 就会发生化学反 应 变质反应 形成新P T条件下稳定的新的 矿物组合 1 1 温度 T 温度的改变是引起变质作用的主要因素 lT升高有利于吸热反应 T降低反应向放热方向进行 lT升高可使原岩中某些矿物重结晶 l可大大加快变质反应速率和晶体生长 lT升高可改变岩石的变形行为 从脆性变形向塑性变 形转化 lT升高会通过脱水反应 脱碳酸反应形成变质热液而 作为催化剂 搬运剂和热媒介对变质作用施加影响 l此外 T升高到一定程度还会导致部分熔融而发生混 合岩化 热源 深部热流的上升 地幔热对流 地壳放射性生热 岩浆 摩擦 反应 重力分异等 图17 9 变质作用温压范围 1 8 实验确定的白云母花岗岩 1 4 和拉斑玄武岩 5 8 的熔融间隔 实线表示无水添加条 件 虚线表示过量水条件 引自Miyashiro 1994 这样 对白云母花岗岩 过量水条件下的固 相线和液相线分别为1 2 无水添加条件下的固相线和液相线分别为3 4 对拉斑玄武岩 过量水条件下的固相线和液相线分别为5 6 无水添加条件下的固相线和液相线分别为7 8 DG 成岩作用条件 MG 岩浆作用条件 MT 变质作用条件 UN 自然界未知的条件 变质 作用条件 MT 与岩浆作用条件 MG 间有一个范围广大的P T过渡区 在熔融曲线1 8之间 温度多为200 800 低温限向成岩过渡 高温限向岩浆作用转化 俯冲带最低 地热梯度 1 2 压力 P 压力的标准国际单位为Pa 帕斯卡 GPa 109Pa 地质上也常用bar 巴 和 Kbar 103bar 1bar 105Pa 1Kbar 0 1GPa 热力学上的压力P是指各向相等的静 水压力 hydrostatic pressure 它影响矿 物相平衡 压力增加 有利于体积缩小的 反应 形成高密度矿物组合 图17 10 作用于单位岩石的不同压力类型 简图 A 垂直直应力 B 侧向直应力 Pl 负荷压力 Pf 流体压力 地下变质环境 存在3种压力 负荷压力Pl 来自上覆岩石 柱 等于上覆 单位岩石柱的 重量 定向压力来自 构造运动 流体压力来自 粒间孔隙流体 地下一定深度岩石应力状态包括 垂直方向的主应力 垂直直应力 A 和水平方向的侧向直应力 B 当无构造作用时 A B Pl P l gD 式中 为岩石密度 g m3 g 9 81cm s2 D为深度 km Pl 9 81 D 10 3 GPa 岩石受到来自构造运动的定向压力作用时 A B 总应力 状态包括两部分 一部分为偏应力deviatoric stress 是一种 非静水应力 与 A B应力差有关 它导致岩石变形 但一般 不影响相平衡 另一部分为平均应力mean stress 是一种静水 应力 其大小 平均应力与负荷压力之差 也有说应力的垂直分力所产生 的超负荷压力 称为构造超压tectonic overpressure 是构造 对总压的贡献 受岩石强度所限 正常变质条件下小于0 1GPa 在变质作用P T条件下 岩石经常含 流体相 充填于孔隙空间和沿颗粒边界 分布 流体内压称为流体压力Pf 它通 常等于Pl 即与Pl平衡 但升温后 有 些变质反应释放出大量流体 在系统高 度封闭 不易扩散的情况下 会造成局 部Pf大于Pl的情况 其差值称作流体超 压 它将导致颗粒分离产生破裂 变质 作用下流体超压不超过0 1GPa 地壳 浅部发育裂隙时流体不密闭 Pf小于Pl 负荷压力 作用于矿物颗粒边界 使颗粒结合在一起 流体压力作用在颗 粒表面 趋向于使 颗粒分开 由上述讨论可知 总压力P Pl 构造 超压 流体超压 但由于构造超压和流体超 压都比较小 使得在变质作用大多数情况 下 我们可以假定P Pl Pf 当然在这个假 定基础上根据矿物组合估计的压力会指示 深度的最大值 实际深度可能有时比估算 深度要小3km 约相当0 1GPa 甚至更多 一些 因构造和流体超压的存在 自地表往下 P以0 029GPa km速率随深度增加而增加 平均稳定大陆地壳厚35km 其底部压力约1 0GPa 现代和新 生代造山带观察到的大陆地壳最大厚度约70km 其底部压力 约2 0GPa 根据地质压力计测定 现今出露在地表变质岩。