变质岩复习资料电子教案

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1、试题1 .热接触变质岩石 是岩石的一种构造。 主要在受轻微热接触变质作用的泥质岩石中 ，由炭质、铁质或空晶石、堇 青石、云母等矿物的雏晶，集中成不同形状和大小的斑点，不均匀分布于基本未重结晶的致密状泥质基质中。热接触变质岩由热接触变质作用(也称热变质作用)形成。它是在岩浆体散发的热量和挥发份作用下，使围岩发生重结晶和变质结晶形成的。2 .接触变质晕的发育程度取决于以下因素：(1)岩体的规律大小规模大、热量多，则晕圈宽度大。(2)岩体的侵入深度喷出地表，岩浆冷却迅速，散热快，使底板围岩烧烤变质(称烘烤或高热变质作用) 晕圈宽度窄。中深条件下，热能散失慢，晕圈发育宽度大。(3)岩体成分酸性岩因富含

2、挥发份，易促进化学反应，因而晕圈发育。(4)围岩的成分、结构和产状泥质岩和碳酸岩类易变化；石英长石质的岩石难以变化。原岩结构细小疏松 比结构致密的容易发生变质。此外围岩的片理和层理与接触面垂直，在这方向上晕圈发育宽度也大。(5)岩体和围岩的接触关系接触面平缓则晕圈发育。3 .命名热接触变质岩的命名一般采用次要矿物+主要矿物+岩石基本名称的方法。岩石的基本名称根据矿物成分，结构构造的不同，有：1 .具变余结构、构造的，在原岩名称前冠以变质”二字和主要新生矿物的名称。如二云母变质石英砂岩2 .具变晶结构或变成构造的(1)具定向构造的：根据构造特征分别定名为板岩、千枚岩、片岩、片麻岩等。(2)不具定

3、向构造的：角岩(hornfels ),具角岩结构或显微变晶结构，矿物成分作散布状或其它非定向排列的热变质岩都可称为 角岩。大理岩(marble )。主要由碳酸盐矿物组成。石英岩(quartzite )。石英含量85%。如含长石15-25% ,则称长石石英岩。以上的进一步命名根据矿物含量。10%的，直接参加命名。含量较多的矿物名称放在后面，含量较少的放在前面。例如夕线石红柱石云母片岩。特征变质矿物含量虽 25%，颗粒较粗，含片状、柱状矿物较少。具有断续的面理即片麻状构造。片麻岩具有易裂开性，但裂理间距较大。6、变粒岩是一种主要由长石、石英所组成的岩石，又称长英粒岩。具有不显著的面理和弱的片麻状构

4、造，其中几乎完全不含暗色矿物者称为浅粒岩。7、麻粒岩是细粒到中粒变质岩，主要由长石组成，含或不含石英，其中铁镁矿物主要是无水的斜方及单斜辉石和石榴子石，结构为粒状变晶结构，构造从块状至片麻状。8、 榴辉岩指由绿辉石和铁铝-钙铝 -镁铝榴子石系列矿物所组成的岩石。 粒状变晶结构， 块状构造。9、糜棱岩细粒致密甚至呈燧石状外貌，具糜棱结构的岩石，条带状或细页理状构造，石英和长石是其主要组成，并具有拉长拔丝现象，有时可含黑云母等。10、千糜岩成因与糜棱岩相似，但变形程度比糜棱岩更高，变质结晶、重结晶作用显著，其中云母和绿泥石沿片理分布，使岩石呈现千枚状外观。11、石英岩是石英砂岩或燧石重结晶的产物，

5、主要由石英所组成。其中纯度极高，不纯的石英岩常常含有白云母、绿泥石和少量不透明矿物如镜铁矿、磁铁矿等。多数石英岩是块状构造的，但如变质过程中有应力参与时，则具片状构造，可称片状石英岩。12、大理岩为细位、中粒甚至粗粒的碳酸盐岩石，通常具粒状变晶结构，主要由方解石、白云石等所组成，原岩可以是石灰岩或白云岩。13、角闪岩通常是深色，主要由普通角闪石和斜长石组成的岩石。一般情况下两类矿物含量大致相等，多具块状构造，习惯称为斜长角闪岩。如果斜长石含量很少或不存在，岩石主要由普通角闪石构成时称角闪石岩，如果片理发育，线理显著，则可称角闪片岩。如果斜长石含量超过角闪石，并含石英，且具片麻状构造者，则称角闪

6、斜长片麻岩；无石英者，可称浅色斜长角闪岩。1 泥质岩石的递增变质带在十九世纪末到二十世纪初巴洛和蒂来等人对英国北部苏格兰高地的片岩系进行了研究。他们以泥质片岩中随变质作用加强时，每一种新变质矿物的第一次出现为标志来划分变质带，共划分出六个带（图 V一 23） p139 。绿泥石带：典型组合为绿泥石十绢云母十石英十钠长石。当原岩富含铁，且铁镁比值较高时，黑云母可在较低温度下开始出现。 由于原岩成分的多方面影响及压力条件的不同， 使有些地区不存在绿泥石带。黑云母带：特征是红棕色黑云母开始出现。在递增变质作用过程中，黑云母的形成是分阶段的，最贫铝的岩石中，黑云母可在较低温度下出现，它和白云母（或绢云

7、母）不共生。随后，在一般泥质岩石中，才开始出现黑云母，其反应式如下：钾微斜长石十绿泥石一- 黑云母十白云母十石英H2O它们可和低铝的白云母共生。当温度再升高时，较富铝岩石中也开始出现黑云母，其变质反应如下：多硅白云母十绿泥石（典型成分的）白云母十黑云母十石英十H2O铁铝榴石带一一特征是铁铝榴石开始出现，它和黑云母、白云母、石英及更长石等共生。石榴子石的开始出现是进入这个带的标志，一般泥质片岩以铁铝榴石为主，含一定量锰铝榴石和镁铝榴石分子。一般认为它是由绿泥石的脱水反应所成。2 绿泥石十 4 石英一 3 铁铝榴石8H2O十字石带：特征是十字石开始出现，它和铁铝榴石、黑云母、白云母及石英等共生。十

8、字石的出现是进入十字石带的标志，十字石的化学成分特点和硬绿泥石很相似，一般认为它是由后者分解而成，实验表明由硬绿泥石和石英， 白云母或Al 2SiO5 ， 等组分重组合形成十字石的变质反应是多样的， 其 P-T 条件也稍有不同，如：4 硬绿泥石 5 红柱石一 2 十字石十石英3H2O（ 0.4-0.8Gpa,545 0C）23 硬绿泥石 8 石英一 5 铁铝榴石十4 十字石21H2O（ 10Gpa,600 ）蓝晶石带：特征是蓝晶石开始出现，它和石榴子石、黑云母、白云母及石英共生。当压力）0.7 0.8GPa 时，可出现蓝晶石，其形成温度比前一反应高得多，此时表现为继十字石带之后，出现独立的蓝晶

9、石带，形成蓝晶石的另一变质反应是：6 十字石 25 石英一铁铝榴石 46 蓝晶石红柱石12H2O（675 C 700 , 0.2 1.0GPa）矽线石带一一特征是矽线石开始出现，它和铁铝榴石、黑云母、斜长石、钾长石及石英等共生。这个带一般范围较窄，形成夕线石的反应是：白云母十石英一夕线石十钾长石十H2O根据实验资料，在中压条件下（ 0.3 一 0.5GPa 左右） ，这一反应温度约为 650-730 左右，这是中级和高级变质的主要临界变质反应，这种反应形成的夕线石应和正长石，铁铝榴石等共生，但不和白云母平衡共生。2 基性变质岩中的递增变质带基性变质岩的原岩既可以是火山碎屑岩，也可以是熔岩或侵入

10、岩，它们的化学成分变化较大，在中压变质地区不同的 P 一 T 条件下经受变质作用可形成下列几个变质带：（ 1）钠长石一绿泥石带这个带的典型矿物组合是：钠长石十绿帘石十绿泥石，此外还可含有一些石英和方解石或少量绢云母和磁铁矿。这些矿物可以是辉石和基性斜长石等基性岩浆岩中的矿物在低温条件下经水化作用所成，也可由其它变质反应形成。（ 2）钠长石一阳起石带典型矿物组合是钠长石十阳起石十绿帘石十绿泥石十石英十方解石十黑云母。阳起石开始出现是进入这个带的标志，在变质基性岩浆岩中，它常常是辉石转变形成，有时还可见其围绕辉石晶体生长或成辉石的假象；另一些情况下则成较大的变斑晶或束状集合。（ 3）钠长石一普通角

11、闪石带蓝绿色普通角闪石的开始出现是进入这个带的标志，其典型组合是钠长石十普通角闪石十绿帘石，有时还含黑云母或铁铝榴石等矿物。由阳起石转变成普通角闪石主要是铝对硅和铁镁的置换，这种成分变化是否属于连续系列还没有完全查明，但自然界常常存在阳起石和普通角闪石同时出现的过渡带，且后者有时成反应边围绕阳起石的晶体，有些则成独立晶体和阳起石平行生长，但接触线平直，无渐变过渡关系，这些现象说明两者之间并非连续变化，而是存在反应关系，其可能反应式如下：阳起石十斜黝帘石十绿泥石十石英一普通角闪石（ 4）斜长石一普通角闪石带斜长石的开始出现是进入这个带的标志， 典型矿物组合是： 斜长石十普通角闪石十铁铝榴石或透辉

12、石，有时也含黑云母。斜长石An 17 20, 一般认为是钠长石和帘石组合所成，（ 5）二辉石带进入这个带的标志是基性变质岩中斜方辉石开始出现，其典型矿“物组合为：斜方辉石十单斜辉石十中基性斜长石，通常认为形成辉石的反应如下：普通角闪石十石英一斜方辉石十单斜辉石十斜长石H20普通角闪石十铁铝榴石+5 石英一 7 斜方辉石 3 斜长石十H201 混合岩化带在混合岩发育地区，不同混合岩类型常成为有规律的组合在空间上呈带状分布，并代表一定的混合岩化程度，其地质意义在某些方面和递增变质带类似。因此，混合岩带的划分也应和变质带的划分一样，要以一定的变质原岩类型受不同强度混合岩化作用后的变化产物的特点作为划

13、分依据；或者是在详细研究区内不同变质原岩受不同程度混合岩化后产物特点的基础上，确定等混合强度的混合岩组合基础上进行。如泥质原岩的混合岩带一般可分为：1）弱混合岩化带（注入混合岩带） ：这一带总的特点是以注入作用为主，交代作用不明显。在变质基体岩石中，含有一定数量的脉体，脉体成分主要是伟晶质或细晶质，二者界线清楚，基体基本没有变化。常为眼球状、分支脉状或顺层条带状构造。有时还可进一步分为内带和外带，外带以石英脉注入为主，内带刻以伟晶质、细晶质或花岗质脉为主。2）中等混合岩化带（混合片麻岩带）：这一带总的特点是混合程度较深，新生的脉体数量显著增加，且脉体和基体间界线逐渐消失，基体的交代现象和交代重

14、结晶现象显著，基体有时不易辨认，以注入交代和渗透交代作用为主，由于新生脉体增加和交代作用显著，所形成混合岩类型较复杂，最典型的形态类型为条痕状、片麻状或阴影状混合岩等。新生组份常为花岗质。3）强混合岩化带（混合花岗岩带）：代表混合岩化最强烈的地段，这一带的岩石类型主要以混合花岗岩为主，和上面几个带相比，这一带的岩性比较均匀，主要为新生的长英质组份，仅有少量的基体（经常是黑云母）呈条痕状或阴影状残留。多少具片麻状构造。交代长石斑晶和交代伟晶岩发育。可以保留有不易混合的各种变质岩层如大理岩，石英岩，这些残留变质岩层有时延伸很远，并与外围的变质岩层的区域构造相一致。混合花岗岩常与混合片麻岩成渐变过渡

15、。混合岩带的划分，如前所述，其地质意义和递增变质带类似，需要以一定的变质原岩受混合岩化后的变化产物的特点，作为划分依据。不同变质原岩受混合岩化后的变化不同，因此，作为划分混合岩化带的标志，对不同变质原岩来说，有些明显，有些不明显。2 接 触变质带接触变质作用也可形成一系列的接触变质带（图口 -5, 217）,各带之间都有较显著的分界线和特定的 标志矿物。我国安徽铜官山地区石碳- 二叠系石灰岩中接触变质带的特征分述如下：1） 内接触带为石英闪长岩之邻近接触带部分吸收了围岩的成分混熔而成，形成灰黑色含有透辉石，石榴子石及绿帘石等硅酸盐类矿物的岩石，宽度一般为三米，岩石中的斜长石有反环带结构（外边为

16、拉好石内为更长 石） ，说明在变质过程中吸取了围岩的钙质成分。2）外接触带一又可分为四个带（ 1）石榴子石矽卡岩带：以钙铁榴石和钙铝榴石为主，后者邻近内接触带，石榴子石多有环带结构，其生成温度低于800，此带宽 10 一 40 米。（ 2）透辉石矽卡岩带：以透辉石为主，细粒的淡绿色岩石，宽数米至十几米。（ 3）透辉石大理岩带：含极细的透辉石，肉眼不易识别，宽数十米。（ 4）大理岩带：灰白色中粒大理岩，具轻度黄铁矿化现象。宽100 一 300 米。3 接触变质圈由于温度是引起热接触变质作用的主要因素， 而岩浆侵入后， 与之直接相邻的围岩所达到的温度最高，随着离侵入体愈远温度渐低。所以常按顺序出现

17、不同变质程度的岩石，在平面上形成以侵入体为中心的环带状分布，称为变质圈。近侵体者，变质最深，向外变质程度逐渐减弱，直至完全没有变质的岩石（图口-2 ， p212 ） 。变质圈在地质上具有等温线的意义，反映该处岩石当时所达到的温度及其它物化条件。变质圈实际代表变质强度的变化，其意义和区域变质带类似。划分时的依据，也基本同区域变质带，主要是根据：1）某些岩石类型中，特定变质矿物的首次出现。2）某些岩石类型中，特定变质矿物组合的开始出现。3）岩石的结构构造的变化。一般情况下，也应以对热接触变质反应灵敏的原岩作为划分的依据。接触变质作用，在地壳发展不同阶段，不同地区均有发育。特别是一些中新生代侵体，侵

18、稳定的陆台地区的沉积盖层时，变质现象更为普遍和常见，且常发育有良好的变质圈。等变质反应级就是建立在特定变质反应基础上的等变质级，即应以变质矿物的空间变化及其所代 表的变质反应来划分变质带。代表同一、变质反应开始出现的地点的联线，称为等变质反应级。并根据典型的临界变质反应作为标志，划分出四个等变质级，各变质级之间的相互关系如图V1-3所示：p1511 极低级只在基性变质岩中才能显示出来，特征是变质基性岩中出现浊沸石，斜钙沸石，硬柱石，葡萄石，绿纤石等矿物，其温度范围为： 200 一 400士。2低级相当苏格兰高地的绿泥石、 黑云母和石榴子石这三个带。 温度下限为 350 一 400， 上限为 5

19、00一 550。相应的矿物变化是绿纤石，硬柱石等消失，代之以黝帘石，绿泥石和阳起石等矿物。3中级相对于苏格兰高地的十字石和蓝晶石带，温度范围在 550 一 650 之间，以十字石十白云母十石英组合出现，而绿泥石消失为特征。低压时出现堇青石。变质基性岩中以普通角闪石十斜长石（An17）出现为特征，4 高级相当于苏格兰高地的夕线石带，温度一般在 600 一 650以上。压力较高时，则表现为花岗质岩石的重熔，其最低重熔曲线可作为界线。这些变质级之间的相互关系如图V1 3所示。变质反应级概念及以其为基础的变质级划分，是变质地区变质作用强度带（梯度带）研究的一个重大进展，由于所选择的变质反应都有较可靠的

20、实验依据，这就为把变质作用强度带的研究和变质作用 P-T 条 件的确定，从定性阶段引向定量阶段开辟了途径，从理论和实践的结合上大大前进了一步。： “一个 变质相 是指一定的温度、压力区间内的一整套变质矿物共生组合， 它们在时间上空间上反复出现并紧密地伴随在一起，一个变质相内部其矿物组合和岩石总体化学成分之间存在着固定的、因而也是可以预测的对应关系” 。总之，变质相的概念的理解应包括以下方面：1 一个变质相是一个大体上的等物理系，其标志是一系列特征的“矿物共生组合” 。 Turner 强调按照“可以观察到的标志来限定一个变质相” ， 但并不赞同 Lambert （ 1965） 建议的用基性变质岩

21、组合来限定所有的变质相。不过事实上从Eskola 开始，对主要变质相传统的做法都是：用基性变质岩的组合来标定变质相，而用变质泥质岩来划分亚相当然，每个相或亚相都包括了很宽的总体成分范围。2 “时间上空间上反复出现”是指同一变质相的岩石在不同时代、不同地区经常重复出现并伴随在一起。这种情况是客观存在的，这意味着众多的独立变量之间可能客观地存在某种内在联系，意味着多数自然矿物共生组合的一种接近于平衡的稳定性。当然这并不代表物理化学严格意义上的“平衡” 。 Turner 对Eskola 变质相定义的重大修改就是放弃了“达到化学平衡“这个字眼，认为这只是一种推恕。尽管近年来电子探针的应用愈来愈多地发现

22、了普遍存在的不平衡现象。3 变质相的数目不宜划分得太多太细， Turner 甚至主张取消“亚相” 。我们基本上赞同 Turner 这个思路，一个变质相应当考虑较大的时、空通用性，以便于世界范围的对比，但有些“亚相”已经得到公认，取得了通用性的资格，应予保留。由于相系列的提出，当前的倾向是出现了愈分愈细的苗头，需要防止。4“矿物组合与岩石总体化学成分之间有固定的可以预测的对应关系”，这是 Eskola 从 1920 年开始就强调的变质相的精髓。因此，各个相或者亚相都应当有自己的组分共生图解，通过这些图解可以体现矿物组合作为总化学成分之函数的变化规律性。所以掌握变质相必须和组分一共生图解联系起来。

23、5 变质相之间的界线是靠变质反应来标定的。一方面由于一个变质相包罗各种岩石类型，这些岩类不可能靠同一个变质反应来划分；另一方面是由于许多变质反应是滑动反应，于是等变线不是一条线而变成了一个带，自然界也经常发现处于两个相之间的过渡性矿物组合存在。因此在Pt 图解上，两个变质相之间总是有一个过渡带。三、各变质相的最基本特征1 区域变质相（ 1）沸石相特征的矿物组合是浊沸石十绿泥石干石英。高温部分可以有斜钙沸石或葡萄石。温度约 200 一 300， 压力 0.2 一 0.3GPa。（ 2）葡萄石一绿纤石相Coombs （ 1960）在变质杂砂岩中作为本相特征的组合是：石英十钠长石干多硅白云母十绿泥石

24、十绿纤石十楣石。温度稍高同，葡萄石消失，可以分出另一个新变质相来，即绿纤石一阳起石相。根据实验资料，绿纤石稳定温度为 360 一 400，压力0.25 一 0.35GPa。（ 3）蓝闪石一硬柱石片岩相这是一个范围很宽的低温高压变质相，特征的矿物组合是：硬柱石十钠长石干绿泥石（低压部分）和蓝闪石十硬柱石十硬玉质辉石十石英（高压部分） ，有时还有文石、完全不含黑云母。这个相的温压范围大致是：温度 200 450C,压力0.6 0.8GPa,有时甚至达到 16Pa或更高。（ 4）绿片岩相特征的矿物组合是钠长石十绿帘石十白云母十绿泥石十石英（泥质岩石）和钠长石十绿帘石半绿泥石川洞起石（基性岩石） ，高

25、温部分出现黑云母，高压部分出现黑硬绿泥石、硬绿泥石和铁铝榴石。叶峪石和硬绿泥石等不与钾长石共生。如以绿纤石的消失和普通角闪石的出现来标定上、下限的诺，绿片岩相的范围大致是温度400 一 500 ，压力0.3 一 0.8GPa。（ 5）绿帘角闪岩相特征的组合是钠长石（晕长石）十绿帘石十普通角闪石（十铁铝榴石） 。低压条件下，钙质斜长石的形 成温度低于普通角闪石饲，便不能生成绿帘角闪岩相的共生，而代之以斜长石阳起石相。（ 6）角闪岩相基性变质岩中普通角闪石和斜长石（An17）的共生作为本相的标志，可以有透辉石，没有斜方辉石。变质泥质岩中除了石英，白云母和黑云母外，低压相系含红柱石、堇青石和夕线石，

26、中压相系含十字石、蓝晶石和铁铝榴石。高温部分夕线石、铁铝榴石开始与正长石稳定共生。们闪岩相的温压范围大致是500一 700，压力0.3 一 0.8Gpa 。（ 7）麻粒岩相以出现斜方辉石为标志， 岩石主要由无水矿物所组成， 少量黑云母和普通角闪石一般是富T 立的变种。温度范围约为700-900 ，压力 0.3 一 1.2GPa。（ 8）榴辉岩相特征的矿物组合是绿辉石干石榴子石，不含长石。一般呈不大的块体在其它岩石中作为包体。温度范围很宽，300 900C,压力极大1GPa2. 接触变质相（ 1）钠长绿帘角岩相特征的矿物组合是钠长石十绿帘石十透闪石或阳起石，没有钙质斜长石和铝质角闪石。铁质堇青石

27、和黑云母出现于低温部分， 红柱石出现温度稍高。 有叶蜡石。 特征的岩石是斑点板岩， 所以也叫斑点板岩相。如果没有早期的区域变质，这个相甚至难于辨认。温度范围约 300 一 400，压力 0.1 一 0.4GPa。（ 2）普通角闪石角岩相特征的矿物组合是：斜长石（An20）+普通角闪石，可以有透辉石，而没有斜方辉石。变质泥质岩与长英质岩石中红柱石、堇青石不与钾长石共生。温度约 400 一 650，压力0.1 一 0.3GPa 。（ 3）辉石角岩相以夕线石、正长石、紫苏辉石或硅灰石的出现为标志。白云母十石英不稳定，红柱石、堇青石、夕线石开始与正长石稳定共生。温度范围约为650 m0C,压力不超过

28、0.2GPa,甚至不足0.1GPa,温度压力受到花岗质岩石熔融线的限制。（ 4）透长石相出现黄长石、钙镁橄榄石、斜硅钙石和透氏石等高温淬火矿物为特征。温度极高，约 800 一 1100，压力极（氏， 0.02 一 0.08GP。四、变质相系（一）变质相系的概念变质相系概念是日本地质学家都城秋穗于 1961 年提出的， 他在研究日本及环太平洋的一些中新生代变质带和变质相后认为：每一个变质相只相当于一定的温度、压力范围，但在一个变质地区（地带）内，由于温度和压力的变化范围较大，不能用一个变质相来代表，即使在单一变质相的地区（地带）内， （不能用一个）压力的变化，也往往形成一系列的变质亚相或变质带。

29、所以，他认为： “一个变质地区（地带） 的温度、压力的变化往往可以用一个变质相的系列（或相的组合）来表示，这种系列称变质相系。从外界 条件看，每一变质地区都有其特征的相系，不同的变质地区（地带） ，变质相系也可不同”:红柱石一夕线石型（领家一阿 ;高压中间型（蓝闪石一硬柱石型，（二）变质相系的类型1961 年都城秋穗将区域变质相划分为五个相系列（或叫压力类型）武隈型）；低压中间型（巴肯型）；蓝晶石一夕线石型（巴罗型） 不含硬玉+石英）；硬玉一蓝闪石型（三波川型）。1 低压型 （红柱石一夕线石型） ： 特征是变质泥质岩中出现红柱石和堇青石， 其他热梯度为 60 一 25 /kmo接触变质作用和洋

30、底变质作用也具有很高的地热梯度，因而应属于低压类型。（ 、中压型（蓝晶石一夕线石型） ：以泥质原岩中出现蓝晶石，十字石及铁铝榴石等为特征。其地热梯度为25 16C/ks巴罗1983年提出六个指示矿物带的苏格兰高地，即属于中压类型。（ 高压型（蓝闪石一硬玉型）：以硬玉十石英组合代替钠长石，出现蓝闪石，硬柱石，需石等高压矿物为特征，其地热梯度为16 7C/kni其特征和有意义的产状是见于聚敛型板块边缘、俯冲带或碰撞山系。4低压过渡型：以十字石和红柱石，堇青石等共生为特征。5高压过渡型：以蓝闪石和蓝晶石共生，但不含硬玉为特征。 （变质基性岩和变质硬砂岩） 。这种物理条件的控制是由温度一压力梯度或地热

31、增温率所决定的，各个变质地区（地带）的地热增温率不同，相系也不相同。所以，变质相系概念，集中到一点，就是认为：每个变质地区（地带）的 P 一 T条件都是有着各自的特点，是受一定地壳演化阶段一定地区的地质环境所制约的，有其特性，它们和地壳的演化有关。因此，不能用一个统一的模式（例如 barrow 带）或某些变质相的格架来硬套。变质相系明确地表示了变质作用的物理条件和这一地区的地质条件的从属关系，从而打破了长期以来把变质相的研究作为单纯的物化作用来研究的观点，也打破了经典的深度带概念。无疑，变质相系概念的提出，将变质作用的研究引向和地质环境的结合，开辟了新的途径，提供了新的工作方向。1966 年世

32、界变质带编图小组还建议按温度划分四个“相组” （图 6 6 ） ： p86葡萄石一绿纤石相组：包括沸石相和葡萄石一绿纤石相。绿片岩相组：包括绿片岩相和蓝闪石- 硬柱石片岩相。角闪岩相组：包括绿帘石角闪岩和角闪岩相。二辉石麻粒岩相组：包括麻粒岩相和榴辉岩相。由图可见，相组的划分仅考虑温度，其界线与压力轴平行；而相系的划分则不仅考虑压力，界线取决 于地热梯度。因此，所谓低压、中压和高压这样一些相系列名称，严格说来，是不够确切的。（三）双变质带及成因双变质带是与变质相系相联系的另一个问题。在日本和环太平洋的许多地方，常存在发育良好的成对 的变质带。一 “对”由两个特点不同而走向平行的变质带组成，变质

33、作用发生时期大致相同。在日本和环 太平洋的许多中一新生代变质地区，常表现为：一个是高压型的，常位于（高压）大洋的一侧；一个是低 压型的，常位于高压型内侧靠大陆一边。有时这两个带都包有某些属于中压型的地区。两个带各具有不同 的建造，岩浆作用和变质作用（包括混合岩化作用和变形作用）的特点。根据板块构造的模式，岩石圈板块之间的相对运动，可以用背离，敛合与剪切这三个分量来描述，这 三者的极端状态，分别以洋内升流顶脊，弧一沟体系和转换断层作为地质上的特征显示。岩石圈板块之间 的敛合带，就是地壳上的活动带，或称造山带。区域变质作用即在这些带中发生，并形成带状分布的变质 杂岩，称为变质带。 A.Miyash

34、iro 等人认为：双变质带的成因和海洋板块俯冲到大陆板块之下这种运动有 密切的成因联系。1 .高压变质带的成因由于海洋板块的挠曲和积极俯冲时的牵引作用，在海洋和大陆板块的接合部位，将形成一个渤陷的海 沟地带。在这个沉降地带，海洋板块随板的俯冲，被带到较深的部位，使其承受较大的负荷压力；另一方 面，由于海洋板块俯冲速度较大，而岩石对热的传导又较慢，这样，在较深部就出现了高压低温的异常P一 T条件，从而使下沉的岩层（洋壳及洋壳表层的海相沉积层）发生高压低温的变质，属高压相系（蓝闪 石一硬柱石相）。在这种情况下，其地热梯度很低， 一般不超过10 15C/kmo根据实验资料， W.G.Ernst （1

35、973）认为蓝片岩的变质温度为 150 500C,压力大多数大于 0.3GPa,上限可达或超过 0.8 1.0GPa。高压变质相带，常包括一系列不同温度等级的变质岩，从极低级的含浊沸石的岩石（沸石相）直到变 质温度较高的钠长角闪岩，甚至还含R.G.Coleman的C型榴辉岩。这种递增变质序列任许多高压变质带中部能部分发育，但很少完整出现。一般规律是：从海洋向大陆方向，变质强度逐渐增强。以蓝闪石一硬柱 石相为主体的高压变质带的成因，常被解释为形成于消亡带的低温高压环境。2 .低压变质带的成因低压变质带是在地壳的较浅部位，但又具相对较高温度的环境中形成的，其高温部分可达6m 7000c以上，压力最

36、大不超过 0.5GPa,平均地热梯度250C7 cm,按板块学说观点，A.Miyashiro （1972、1973）认为：低压变质带的成因是当海洋板块以一定的倾斜角 度向大陆板块俯冲时，两者界面之间为一剪碎带，而在其一侧上方的岩石圈会逐渐形成一系列由剪切运动 所诱导出来的近直立的裂隙。由于板块俯冲的剪切带可深达700km,从而引起剪切带附近地峻物质的部分重熔，形成玄武质和安山质岩浆，并沿剪切面向上流动进入海沟区底部。同时，由于地球自形成以来的排 氧作用在地质时代中仍一直在进行着，HO及其它挥发分在地慢中仍不断向上移动。因此，在稍后，随着前述上方岩石叫中垂直裂隙的大量发育，这些以H20为主的较高

37、温度的挥发组分，可以沿这些裂隙上升达大陆地壳基底，使些部分因受热发生重熔和重溶，形成花岗质岩浆。这些热的挥发分形成的花岗质岩浆， 趋向于向地壳的浅部运动，从而使较浅部地壳中的岩层，达到一种低压和较高温的环境，形成一套低压变 质岩，并伴随有大量的花岗质岩石。同时，当地壳和地慢不同部分重熔和重溶成因的各种中酸性岩浆达地 表时，则形成大量安山岩一流纹岩类火山岩系。所以，A, Miyashiro认为：在低压变质的宽广地区内，低压相系变质岩-广泛的深成花岗岩一安山岩一流纹岩火山岩系是三位一体，紧密相互联系的。在这种情况 下，过分严格地区分区域变质和接触变质作用是不太合乎实际情况的（ A.Miyashiro ,1976）。从板块观点 来看，它们是一个起因的不同结果，是相互联系的。双变质带的分布（以日本为例）及成因模式如图w 1