Question

变质作用因素

Answer 1

岩石变质的根本原因是地质环境的改变，应该说，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、洋中脊等）、构造过程（沉降、隆升等）、岩浆作用等。然而，从物理化学角度看，尽管控制变质作用的地质因素多种多样，但都可以抽象出温度（T）、压力（P）、流体成分（x）、时间（t）等物化因素，这也是将物理化学引入岩石学的出发点。

（一）温度（T）

1.温度是变质作用的决定性因素

温度是热（heat）的表现。长期以来，热是变质作用和变质反应最终驱动力这一观点一直被公认（Treloar ＆ O'Brien，1998），也就是说，人们早就认识到温度是变质作用的决定性因素。

温度升高有利于吸热反应（如脱水反应），温度降低反应向放热方向进行。温度升高可提高活化分子比例，克服活化能障碍，大大加快变质反应速率和晶体生长，是重结晶的决定性因素。温度升高还可改变岩石的变形行为，从脆性变形向塑性变形转化。温度升高还会通过脱水反应、脱碳酸反应形成变质热液作为催化剂、搬运剂和热媒介对变质作用施加影响。此外，温度升高还会导致部分熔融而发生混合岩化。

2.变质作用温度范围

变质作用最低温度是由成岩作用向变质作用的转化所记录（图20－9）。这个最低温度数值与许多因素（如压力P或深度D、流体相的有无、流体相的成分、岩石受温度支配的时间长短等）有关，通常为150～200℃，但可以到350℃或更高（Mason，1999）。

图20－9 变质作用的温压范围（据Miyashiro，1994）

变质作用高温限由变质作用与岩浆作用的转化限定。然而，如图20－9所示，二者之间有一个范围广大的P－T过渡区。这是由于熔融温度不仅与压力有关，而且强烈地取决于岩石成分和流体的存在与否及流体成分。在一般的区域变质作用过程中，花岗岩、泥质岩和玄武岩等地壳中广泛分布的岩石在水流体存在的情况下，熔融温度在600～750℃之间。但在下地壳和上地幔，熔融可能发生在水流体缺乏的条件下，此时熔融温度要比水流体存在时的熔融温度高得多（图20－9）。由变质岩矿物组合推断的区域变质温度的最大值约1100℃（Harley，1998）。在最上限，超基性岩的干固相线在1200～2000℃之间（Mason，1999）。

3.地热梯度（geothermal gradient）

由于地球内部热流的存在，地球内部温度随深度的增加而增加。温度对深度的改变率（增加率）称为地热梯度，以℃/km为单位。热的来源主要有地幔热对流、地壳放射性元素蜕变产生的放射热和岩浆热三个方面（Condie，1982）。变形产生的摩擦生热可能在局部范围内有重要意义，但对大规模变质作用而言，其作用尚未得到证实。地球上不同地点热流不同：由于俯冲带冷板块向下俯冲，所以热流值最低。根据俯冲带变质作用研究可推测地热梯度最低值为5℃/km。而在洋中脊，由于大量地幔物质上涌而具有异常高的热流值。意大利Liguria洋底变质岩矿物学研究表明，洋底变质地热梯度可高达900～1300℃/km。

4.热的传输方式

热是传输（transfer）的能。可明显看到热从高温区流向低温区，或就地球来说从内部流向地表。一般地说，热的传输方式包括传导（conduction）、辐射（radiation）和对流（convection）三种（Press ＆Siever，1986）。

◎热传导：热能在固体中以原子的振动形式存在。振动强度决定温度。当热扰动的原子和分子彼此推挤时热传导发生，机械振动从热区传递到冷区（图20－10）。每单位时间在两点间热传输的数量与每单位距离的温差和热导率（thermal conductivity）的性质成比例。热导率因物质而异，是物质导热能力的度量。岩石是很不良的导热体，它有很小的热导率，这就是为什么地下水管不会冰冻，为什么地下拱顶接近常温而不像地表有大的季节温度变化。一个厚100m的熔岩流冷却约需300年。一个400km厚的岩石板块埋藏一侧的热约需要50亿年才能从另一侧流出。此外，如果地球仅以传导方式冷却，则热从深达400km以上的深处传递至今还不能到达地表！ 因此，尽管目前对变质作用过程的热模拟（包括后面将要论述的P－T－t轨迹）多假定热传导为地壳或岩石圈的热传播方式，但这不是普遍适用的。

图20－10 表示热通过固体传导流动的概略图（据Press ＆ Siever，1986）

◎ 热辐射：当一个物质热到像火红的拨火金属棒开始流动时，热可以以辐射方式传输。大多数辐射热以近红外和可见光光谱区电磁波形式放射出来。这种辐射传输在一些材料中可能是比传导更有效率的过程，但是由于地球内部矿物是不透明的，辐射热损失与传导损失相比可能较次要。然而，来自太阳的辐射热对地表外力地质作用有重要意义。

◎热对流：20世纪最伟大的英国物理学家之一Lord Rayleigh发现，在如图20－11所示的条件下，处于热的下表面和冷的上表面之间的流体将发生对流。对流是通过物质运动传递热量的方式。对流由巨大的温差和高的热膨胀系数促成。由于膨胀物质较轻而趋于上升，置换冷的较重的物质，后者下沉。增加冷、热界面间的距离也将促进对流进行。对流被粘度和高热导率抑制。高热导率将使热被传导传输更有效，因而在某种意义上对流较少 “必要”。

被称为对流的现象（图20－11）相当普遍，在迅速加热的一壶水中就可看到。由于液体导热很差，如果对流不能迅速分散热量，一壶水要加热到沸点就需要很长时间。当烟囱冒烟，或当烟上升，或当热天积云形成时，对流即在发生。所有这些对流实例都由热流体（液体或气体）膨胀、上升的事实支配，由于热流体比周围较冷的和较重的物质轻。这样，热由移动的热物质迅速向上传输，而不是被传导缓慢传输。冷物质流动以代替上升流体，接着加热、上升以继续这个循环。图20－11所示的上升热流体和下降冷流体的规律性流动循环称为对流体（convection cell）。

毫无疑问，热传导是地球内部热传输的一个重要方式，但与对流特别是地幔软流层圈中发生的热对流相比它可能就 “黯然失色” 了。热对流既是发生在地幔中的一种传热方式（通过物质运动传递热量），又是一种地幔物质的运动过程（由物质内部密度差或温度差所驱使），是地球内部向地球表面输送能量、动量和物质的一种有效途径。它被认为是地球演化的最可能的驱动因素，构造现象（板块构造、造山运动和地震）、岩浆活动、变质作用是由内部对流热流引起的。迄今已提出了很多对流方案，其中最著名的是霍姆斯（Holmes，1928）和格里格斯（Griggs，1939）的地幔对流作为驱动力的大陆漂移模型和丸山茂德（Maruyama，1994）的超地幔柱模型。

图20－11 一个对流的常见实例是当水在咖啡壶中加热时见到

（二）压力（P）

1.基本概念

压力的SI制单位为Pa（常用压力单位换算关系为1GPa＝10⁹Pa，1bar＝10⁵Pa，1kbar＝10³bar＝0.1GPa）。热力学上的压力是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，形成高密度矿物组合。

地下变质环境中存在负荷压力或称岩石静压力（lithostatic pressure）、定向压力（directed pressure）和流体压力（fluid pressure）三种压力。负荷压力P₁来自上覆岩石柱，定向压力来自构造运动，流体压力来自粒间孔隙流体。为简化起见，用处于地下一定深度的单位岩石垂直切面（图20－12a）来说明它们对总压力P的贡献。

图20－12 作用于单位岩石的不同压力类型简图（据Yardley，1989）

地下一定深度岩石应力状态可用图20－12a表示，包括垂直方向的主应力（垂直直应力）σ_A和水平方向的侧向直应力σ_B。当无构造作用时，σ_A＝σ_B＝上覆单位岩石柱的重量，就是负荷压力P₁。因此，负荷压力是一种各向相等的静水压力，其大小等于上覆单位岩石柱的重量，即：P₁＝ρgD，式中ρ为岩石密度（g/cm³），g为重力加速度（取9.81m/s²），D为深度（m）。

当岩石受到来自构造运动的定向压力作用时，其应力状态仍可用一定剖面上的垂直直应力σ_A和水平直应力σ_B表示，但σ_A≠σ_B。总应力状态可看成包括两部分：一部分为平均应力σ_m（mean stress），σm＝（σA＋σB）/2，它是一种静水应力，引起物体的体积变化，即影响矿物相平衡；另一部分为偏应力（deviatoric stress），是一种非静水应力，与（σ_A－σ_B）应力差有关，两个主偏应力大小σ′_A ＝σ_A－σ_m＝（σ_A－σ_B）/2，σ′_B ＝σ_B－σ_m＝－（σ_A－σ_B）/2。偏应力导致岩石变形，但一般不影响相平衡。

平均应力与负荷压力之差称为构造超压（tectonic overpressure），是构造对总压的贡献。不过，构造超压大小受限于岩石强度，后者本身又因成分、温度、变形速率及其他因素而变化。由于变质作用发生在高温条件下，岩石强度通常不大，因而构造超压通常较小，正常变质条件下小于0.1GPa（Miyashiro，1994）。

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。如图20－12b所示，负荷压力P₁作用于矿物颗粒边界，使颗粒结合在一起。而流体压力P_f作用在颗粒表面，起与P₁相反的作用，趋向于使颗粒分开。由于温度升高，流体体积膨胀，或由于发生脱H₂O、脱CO₂反应，使流体量增大，都可使流体压力P_f增大。当增大到其数值等于P₁时（即与负荷压力达到平衡），P_f进一步增加，通常流体会从颗粒间隙扩散流走而保持这个平衡。而在系统高度封闭、不易扩散的情况下，会造成局部P_f＞P₁的情况，其差值称为流体超压（fluid overpressure），显然它将导致颗粒分离产生破裂。因此，流体超压也受限于岩石强度，在变质作用条件下最多不超过0.1GPa。

由上述讨论可知，总压P＝P₁＋构造超压＋流体超压。但由于构造超压和流体超压都比较小，使得在变质作用的大多数情况下，我们可以假定P≈P_l≈P_f。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。实际深度可能有时要小于3km（约0.1GPa），甚至更多一些。

2.变质作用压力范围

自地表往下，压力大致以0.029GPa/km速率随深度增加而增加。稳定大陆地壳平均厚35km，其底部压力约1GPa。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，现今出露在地表的变质岩大多数在压力0.1～1.0GPa、深度3～35km范围内结晶。在更浅的深度，温度通常太低而不能引起结晶作用。而在更大深度变质作用必定是广泛的，但形成的变质岩很难抬升出露地表。这也正是变质作用传统观念把变质作用限于35km地壳范围以内深度的原因。

然而，一些在俯冲带或大陆碰撞带及其附近变质的岩石，似乎是在100km或更深的地幔深度结晶的。指示如此超高压（ultrahigh－pressure）条件的矿物是柯石英（Coe）和金刚石（Dia），它们在约3.0GPa以上的压力下稳定（参见图20－9）。变质岩中的柯石英最早发现于西阿尔卑斯（Chopin，1984；Smith，1984），变质岩中金刚石最早发现于哈萨克斯坦（Sobolev ＆ Shatsky，1990）。以后在我国大别山区变质岩中也找到柯石英（Okay et al.，1989；Wang et al.，1989）和金刚石（徐树桐等，1994）。这给地质学带来了一次革命。Schreyer（1988）曾评价说，“超高压变质（柯石英的出现）是陆壳岩石向地幔俯冲的岩石学证据”。

（三）流体成分（x）

变质岩中含H₂O矿物（云母、角闪石等）、碳酸盐矿物及这些矿物包裹体，特别是流体包裹体的存在，是变质作用过程中存在流体相的直接证据。早先，由于高级变质的麻粒岩的无水矿物组合，人们认为下地壳是缺乏流体的。然而，近30年来变质岩和上地幔岩的流体包裹体研究证明，即使在麻粒岩和地幔岩中流体也是广泛存在的（徐学纯，1991，1998；郑建平和路凤香，1994）。一般说来，在上地壳中、低级变质岩中，流体成分主要为挥发分H₂O、CO₂以及CH₄，含少量N₂、H₂S等，H₂O/CO₂比值变化大。下地壳麻粒岩相变质岩和上地幔岩流体以CO₂为主，含少量H₂O、H₂S、CH₄等。因此，对整个岩石圈而言，H₂O和CO₂是流体的最主要成分，可近似看成流体相由H₂O和CO₂组成。

变质作用P－T条件通常大于临界点（CP），因此流体相呈超临界状态（super－criticalstate）。在这种状态下，区分不出液体和气体。由图20－13所示，不同成分流体在温度大于300～400℃可以彼此完全混溶。因此，在通常变质作用P－T条件下，流体相为均一的一相。不同成分（H₂O、CO₂）彼此起稀释作用。以摩尔分数表示其浓度，则x_H＋x_CO＝1。这个表达式可近似表达岩石圈中流体组成。

图20－13 0.05GPa（1）和0.1GPa（2）下随着温度降低流体不混溶图解（据Marakushev，1991）

变质作用中涉及大量有流体相参加的反应，如脱水反应、脱碳酸反应。流体成分对这些反应有强烈影响。根据化学平衡的浓度定律，增加系统中某物质浓度，反应向减少其浓度的方向进行。因此，对脱水反应和脱碳酸反应，流体的x_H增加（即x_CO减少），反应将向减少x_H，增加x_CO的方向进行，即阻碍脱水反应而促进脱碳酸反应进行。提高脱水反应温度、降低脱碳酸反应温度。相反，增加x_CO（减少x_H将促进脱水反应而阻碍脱碳酸反应进行）将降低脱水反应温度、提高脱碳酸反应温度。

除挥发分外，流体中还溶解有K、Na、Ca、Si等造岩组分和Fe、Cu、Ag等成矿组分，在开放系统条件下，岩石在流体作用下发生元素带入带出与环境发生物质交换，造成岩石的化学成分变化，并可形成矿床。因此，流体对交代作用和成矿作用起促进作用。

流体作为变质作用的重要因素的另一个方面是，流体作为催化剂可大大提高变质反应（包括交代反应）的速率。在没有流体参与的干系统中，反应难以发生或难以反应完全。

从图20－9可看出，流体大大降低岩石熔点，从而促进混合岩化作用。

变质作用过程中流体主要有下列来源：(1)原岩中的流体，主要是沉积岩中的孔隙流体，在埋藏变质中起重要作用；(2)海水，在洋底变质和俯冲带变质中起重要作用；(3)变质流体，源于变质过程中脱流体反应，广泛出现在各类变质环境；(4)岩浆流体，在接触变质和交代变质中起重要作用；(5)深源流体，主要来自地幔放气作用，是高级变质的流体相主要来源。

（四）时间（t）

变质作用时间因素通常主要从两个角度理解：一是变质作用发生的地质时代，即不同时代变质作用的特点不同，这是由地球发展的方向性和不可逆性决定的，例如，太古宙地热梯度比现今的地热梯度高得多，缺乏高P/T比（即高压）变质；二是一次变质作用自始至终所经历的时间，即P－T－t轨迹中的t，不同时间变质作用的特点不同，关于这一点下面进一步阐述。

还有两个重要概念与时间有关：一是反应速率，二是应变速率。

反应速率（reaction rate）是反应进度随时间的改变率。只有当变质作用外部条件的改变速率小于变质反应速率时，变质反应才能进行，显然这对变质结晶有重要意义。

应变速率（strain rate）是应变对时间的改变率。这当然对变形有重要意义，研究表明，对变质反应也有重要影响。例如：石英→柯石英反应，在常规条件下，压力2.5 GPa即可以实现，但在冲击变质高应变速率条件下要到25～40GPa才能实现（French，2003），比正常条件下形成斯石英的压力还要大。

Answer 2