动力变质岩

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由动力变质作用形成的岩石称为动力变质岩。动力变质作用是在岩石圈不同深度范围内,各类岩石在构造应力的作用下发生不同程度的破裂、粉碎或塑性变形,有时还伴有重结晶的变质作用。一般地说,当变形以脆性变形为主时导致矿物岩石颗粒发生破裂或粉碎,以韧性变形为主时岩石矿物颗粒之间或在晶粒之内产生塑性行为和流动。动力变质岩是在构造应力的作用下,引发较高的应变速率所产生的。在极端情况下岩石可以因瞬时高温发生熔融。发生动力变质的岩石,多半是已经固结的岩石,但是在洋底生成的部分固结的岩石,经构造变形也能产生动力变质岩。

(一)动力变质岩一般特点

动力变质岩具有下列一般特点,这些特点可作为识别断裂构造的标志:

(1)产在断裂带、韧性剪切带、褶皱的翼部或其他形式的构造变形带内,所以又称为断层岩(fault rock)。常因应变局部化成带状分布。其宽度不等,从数毫米至数米,呈线状分布,但有时动力变质岩也具有区域性的规模。在大陆壳范围内、造山带根部和变质核杂岩内部是动力变质岩常见的构造部位;在大陆边缘地区常见区域规模的构造混杂岩;大洋板块的边缘、转换断层和扩张洋脊,则是镁铁质和超镁铁质动力变质岩的发育区。

(2)由于与围岩的差异风化,动力变质岩在地貌上常形成洼沟或陡墙。

(3)具碎裂结构、糜棱结构,有或多或少的棱角状或眼球状碎斑或碎块。

(4)动力变质带内岩性变化大,岩石面貌受原岩、变形机制和变形强度控制。

(5)由于动力变质带是流体活动地带,所以常伴随有蚀变和矿化。

(二)动力变质岩类型

自20世纪70年代以来,随着变形实验的发展、金属物理学理论的引入以及透射电子显微镜在岩石学中的应用,人们对动力变质岩尤其是糜棱岩的研究日趋深入,从而也出现了不少新的分类方案。这些方案尽管各有不同,但均以结构构造特征作为分类标志。

表24 -1所示的分类方案,主要以Sibson(1977)分类方案为基础,根据是否固结、是否面理化以及基质性质、基质含量等特征进行分类,这里所说的基质,是指岩石中的粉碎物质。区分了碎裂岩系列和糜棱岩系列。同时,采纳了美国地质调查所(Higgins,1971 )的作法,将未固结的和固结的脆性动力变质岩采用同样的基质含量标准划分,即构造角砾相当于松散的构造角砾岩,断层泥相当于松散的碎裂岩,但把二者界限(基质含量)由70%改为50%,并保留了Sibson(1977)的超碎裂岩名称。还采纳了钟增球和郭宝罗(1991)的作法,将假玄武玻璃放于碎裂岩系列,把变余糜棱岩划归糜棱岩系列。分类标志中,有无面理反映变形机制(脆性变形无面理,塑性变形面理发育),而基质含量反映变形强度(基质含量越高,变形越强)。

1.碎裂岩系

以脆性变形为主,其显著特征是岩石无定向或略具定向,具碎裂结构或玻璃质碎屑结构,微破裂发育,无或少有重结晶作用。按碎基含量和性质划分为构造角砾岩、碎裂岩及假玄武玻璃,反映随着变形增强,粒度减小的趋势。

◎构造角砾岩:具碎裂结构,角砾状构造。主要由较大的(d>2mm)的碎块(角砾)组成,角砾碎块呈棱角状,大小混杂、排列紊乱。基质由细小的破碎物(碎基)和铁质、硅质、钙质胶结物组成。若角砾磨圆,则称为构造砾岩。构造砾岩多有一定的定向构造。

◎碎裂岩:具碎裂结构、块状构造。主要由碎基组成,碎斑含量小于50%(图24-1a)。当原岩清楚时,可称为碎裂× ×岩,如碎裂花岗岩。当原岩不清时,则以矿物命名为××碎裂岩,如钾长石-石英碎裂岩。

图24-1 碎裂岩(a)和糜棱岩(b)(据Bird,1989)

当碎基占绝大多数,含量>90%时,称为超碎裂岩(ultracataclasite)(表24-1)。

表24-1 动力变质岩分类

(据Sibson,1977,Higgins,1971;钟增球和郭宝罗,1991综合)

◎假玄武玻璃:是一种貌似玄武岩的黑色的特殊动力变质岩,具玻璃质碎屑结构,块状构造。在隐晶质-玻璃质基质中有或多或少残余的石英、长石、石榴子石等晶体碎屑(碎斑)。假玄武玻璃常呈细脉状、层状沿裂隙或面理产于碎裂岩或糜棱岩之中。湖北大悟芳畈糜棱岩带内即见到细脉状假玄武玻璃。通常认为,假玄武玻璃是高应变速率下,强烈变形造成的部分熔融而又迅速冷凝的产物。

2.糜棱岩系

以塑性变形为主,其显著特征是具明显的面理(往往有线理)构造、糜棱结构或变余糜棱结构。根据基质含量和重结晶强度分为糜棱岩、千糜岩、变余糜棱岩等类型。

◎糜棱岩(mylonite):具糜棱结构,定向构造。碎斑通常呈卵圆状、眼球状、透镜状,常发育波状消光、变形纹、变形带、扭折带等晶内和晶界塑性变形结构。基质主要由细小的粉碎或重结晶颗粒组成,具有明显的面理,且常呈条带状(成分层)绕过碎斑,显示塑性流动图像,因而常称为流状构造(fluxion structure)(图24-1b)。

糜棱岩的进一步命名原则与碎裂岩相同,可冠以原岩名称或主要矿物名称,如花岗糜棱岩或长英质糜棱岩等。由于颗粒细小,糜棱岩外观上常呈黑色、暗灰色燧石状,即使长英质糜棱岩亦如此。根据基质的含量,糜棱岩通常进一步分为初糜棱岩(protomylonite)(基质<50%)、糜棱岩(基质50% ~90%)和超糜棱岩(ultramylonite)(基质>90%)等三类(表24-1)。

从初糜棱岩到糜棱岩再到超糜棱岩,反映随着变形增强,粒度减小的趋势。糜棱岩通常具绿片岩相矿物组合(变形条件相当于绿片岩相)。

◎千糜岩(phyllonite):是糜棱岩、超糜棱岩具千枚状构造的变种。重结晶作用明显,基质中富含水的片状或纤维状矿物,如绢云母、绿泥石、透闪石等,使岩石呈现丝绢光泽,外貌似千枚岩。岩石中仅残留少量碎斑,其中可见各种晶内和晶界塑性变形结构(图24-2a)。这些特征,再加上产于韧性剪切带中的产状,可与普通的千枚岩相区分。

图24-2 千糜岩(a)(据Mason &Sang,2007)和变余糜棱岩(b)(据Bird,1989)

◎ 变余糜棱岩(blastomylonite):是一种完全重结晶的糜棱岩。不仅基质已重结晶、碎斑也完全重结晶,而具变晶结构,以致原有的糜棱结构已很难看出。变余糜棱结构表现在由碎斑重结晶而来的细粒集合体保留原碎斑的外形轮廓和压力影等特征(图24 -2b)。变余糜棱岩具有片状、片麻状构造以及条带状、眼球状构造,包括构造片岩和构造片麻岩两大类型。与普通的片岩、片麻岩一样,进一步命名根据主要矿物。如黑云母-斜长石眼球状片麻岩。构造片岩、构造片麻岩可具有绿片岩相直至麻粒岩相各种矿物组合。它们是变质地体中强变形(强面理化)带,与围岩间无绝然的界线。野外实际工作过程中根据若干变形强度标志(如面理发育程度、包体压扁程度等)将其识别、标绘出来(图24-3,图20-8)。

(三)地壳大型剪切带中动力变质岩的分布

一个深达下地壳的大型剪切带,从地表至地下不同深度P-T条件不同,变形机制不同,因而形成的动力变质岩类型也不同(图24-4)。通常在近地表很低级变质条件下,变形以宏观脆性破裂为主,形成碎裂岩和假玄武玻璃。往下是低级变质条件下宏观脆性破裂与准脆性变形的过渡带。由于脆性、韧性事件交替发生,假玄武玻璃与糜棱岩交替形成。在从低级到中级变质条件下,剪切带宽度趋于变宽,与围岩的界线趋于渐变。剪切带内一些矿物如石英、云母以晶质塑性流动机制变形,而另一些矿物如长石和角闪石则主要通过微破裂而变形,这种变形机制称为准脆性变形。在准脆性变形体制下形成典型的糜棱岩。在深部中、高级变形条件下,剪切带宽度大,剪切带与围岩渐变过渡。岩石变形机制为完全晶质塑性变形,形成构造片岩、构造片麻岩等变余糜棱岩。

以上是不同水平(深度)下,由于变形条件不同,变形机制不同,剪切带有不同的构造岩。而在同一水平,由于变形强度通常由剪切带两侧向中心递增,而出现由两侧往中心的构造角砾岩-碎裂岩-超碎裂岩,或初糜棱岩-糜棱岩-超糜棱岩等分带现象,如图24-5所示的河南西峡蛇尾韧性剪切带。

图24-3 格陵兰西南部太古宙片麻岩区Graede峡湾地区有限应变图(据Passchier et al.,1990)

图24-4 地壳大型走滑剪切带中,不同类型“断层岩” 随深度的分布(据Passchier et al.,1990)

(四)韧性剪切带剪切运动方向的确定

韧性剪切带由糜棱岩系岩石组成,带内往往不同程度地发育各种面理和先存标志物的偏移和移位,以及岩石和矿物的结构变化。这些构造学和岩石学特点可以反映剪切指向,而剪切指向的确定对确定韧性剪切带性质是至关重要的。这里必需指出的是,在韧性剪切带研究时要区分两类面理:剪切带内面理Ss和糜棱面理Sc。剪切带内面理Ss平行于应变椭球体的主截面而不平行于剪切面,在一个剪切带内应变椭球体的主截面方位是变化的,所以剪切带内面理Ss的排列也是连续变化的,多呈“S” 形;糜棱面理Sc是剪切面理,平行于剪切带的边界。它是一系列平行排列的滑移面,是由于简单剪切使矿物晶形或晶格发生旋转而产生的优选方位。White(1986)总结了韧性剪切带不同部位可能出现的剪切指向标志,并示意性地综合表示在一张图中,这些标志包括如下几个方面(图24-6):

图24-5 蛇尾韧性剪切带糜棱岩剖面(据游振东等,1991)

图24-6 韧性剪切带的剪切方向指向的标志(据White,1986;转引自游振东等,1991)

(1)先存或先期面理的旋转,愈接近剪切带,先存面理旋转角度愈大,愈接近平行剪切带。

(2)变形地质标志物的旋转。图中地质标志物为下方黑色岩石团块(例如可能是片麻岩中的角闪岩),接近剪切带处压扁拉长并逐渐旋转至剪切带方向。

(3)片内褶皱的不对称性。在先期面理旋转至剪切面过程中,可以出现局部片内褶皱,小褶皱是不对称的,它的轴面与剪切带的锐夹角指向剪切方向。

(4)微剪切和Sc带。在先期面理中可以看到面理的微剪切,剪切面平行于糜棱面理Sc,即可称为Sc带。依据Sc与先存面理的关系可以推导剪切指向。

(5)Ss面理与剪切带或与Sc面理的夹角。

(6)剪切碎斑的相对移动方向。

(7)由剪切裂隙造成碎斑的旋转。

(8)由张裂隙造成碎斑进一步裂开并旋转。

(9)旋转碎屑周围生长的不对称拖尾。

(10)非旋转碎屑周围生长的不对称拖尾。

(11)动态重结晶石英亚颗粒的斜列。

(12)拽出云母碎屑的不对称性( “云母鱼”)。

(13)石英c轴组构的不对称性。图中所示的石英c轴极点图,表现出不对称的大圆环带。

图24-7 评价走滑带中剪应力强度作为深度的函数的图解(据Leloup & Kienast,1993;转引自Kornprobst,2002)

(五)地幔深度的剪切带及岩石:超镁铁质糜棱岩类

图24-7 表示了进入地幔深度走滑剪切带中剪应力强度(横坐标)与深度(纵坐标)的关系。可以看出,剪应力在120MPa大约8km深度,温度为200℃(模型考虑到额外的机械热τV)处达到最大值。发生脆性-韧性转变。在这个深度以下,作为温度的反函数,剪应力强度值会快速减少。在塑性的陆壳中,它就变得可以忽略不计了。地壳大型剪切带中动力变质岩的分布符合这种情况。而再往下,在脆性岩石圈上地幔的上部,剪应力再次变大(2×108 Pa),但是在大约100km的低速带处会降为零。因而处于软流圈的上地幔剪切带中的超镁铁质岩石会发生韧性变形而产生超镁铁质糜棱岩。

超镁铁质动力变质岩主要发育在大洋板块的边缘、转换断层和扩张洋脊。在大陆地区,则见于蛇绿岩杂岩、“阿尔卑斯” 型超镁铁质杂岩体和火山岩的幔源包体中。

橄榄岩、斜辉橄榄岩等超镁铁质岩石中常见明显的应变特征,如橄榄石的变形纹、扭折带等,他们的变形应该是侵位前在源区上地幔中发生的。在超镁铁质糜棱岩中橄榄石粒度减小至细粒状集合体,其中含有铬铁矿颗粒所构成的细小条痕,它们一起构成糜棱岩的基质。碎斑为粗晶顽火辉石,具高度内应变,在 [101]晶带上的 {100} 出溶页理显著弯曲。偶然可观察到高应变域,如在扭折带内,顽火辉石转变为斜顽辉石,对 {100} 页理作斜消光,而且干涉色增高(Ng-Np约0.014)。这种转变效应已有实验证明:辉石岩中顽火辉石在围限压力n×108Pa、温度300~500℃、迅速应变的实验条件下,即可看到这种转变(王仁民等,1989)。

【实例:塔里木盆地北缘幔源岩石包体变形特征及岩石圈上地幔流变规律】

据李源潮等(2010),我国塔里木盆地西北缘的巴楚地区闪辉煌斑岩的幔源包体主要由橄榄岩组成,次为单辉橄榄岩。将幔源包体岩片经高温加工处理后,磨制成超薄双抛光薄片,经偏光显微镜观察,橄榄岩包体内橄榄石矿物中的晶内位错构造十分发育,且随幔源包体来源深度的差异,以及所处的温度和围压条件的不同,位锆构造类型和特征呈有规律的变化。观察显示,来源于岩石圈上地幔上部和顶部的橄榄岩包体橄榄石中的位错构造以直线状自由位错为主(图24-8a),并伴随多方向展布的自由位错缠结、位错网络;此外,晶粒边界位错构造尤为发育,构成位错塞积,但这其中的曲线状自由位错却较少见。来源岩石圈上地幔中部幔源包体中橄榄石的位错构造则渐变为曲线状自由位错为主(图24-8b),位错壁构造开始出现,仅伴随部分直线状自由位错,晶粒边界的位错塞积也仅仅是局部发育。来源于岩石圈上地幔下部的橄榄岩包体中橄榄石的位错构造较丰富,直线状自由位错已极其少见,主要以曲线状自由位错为主,其中位错壁十分发育(图24-8c),位错弯弓(图24-8d)、位错环、螺形位错构造十分典型,经弗氏台测定,其位错弯弓指示的晶内滑移系为(010)[100]。在此基础上对幔源包体变形时的流变速率以及岩石的等效粘滞度等变形参数和物理参数研究表明,在莫霍面附近以及上地幔韧性软层与脆性层附近差异应力值一般较高;应变速率值则是逐渐减慢的总体变化趋势,整体反映出岩石和矿物从脆-韧性的流变性质。

图24-8 新疆巴楚幔源包体橄榄石中的位错构造(据李源潮等,2010)

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