蚀变作用类型

查岗诺尔矿区蚀变围岩种类繁多，蚀变矿物不仅有多种世代而且又相互组合;不同蚀变岩相互组合形成不同的蚀变带，且蚀变带相互重叠。因此，查岗诺尔铁矿矿化和蚀变较为复杂，以多期、多阶段和后期蚀变叠加为特征。

1透辉石-石榴子石化

该蚀变属于岩浆阶段早期蚀变，在矿体各个部分都有分布。岩心标本中，可见石榴子石透辉石包体呈黑绿色、蜜**和黄褐色。镜下可见石榴子石和透辉石以微细粒的集合体形式(包体)被磁铁矿胶结，微细粒石榴子石核心以均质为主。该期蚀变后伴随矿浆隐爆作用，因此石榴子石较为破碎，而且后期阳起石沿裂隙交代碎粒石榴子石和透辉石(图版24)。石榴子石和透辉石基本为共生关系，二者共同破碎、共同重结晶。但是由于石榴子石的结晶能力高于透辉石，所以表现出比较高的结晶程度。在贯入角砾岩型矿石中，透辉石自碎极其强烈，全部呈粉尘状，表现了隐爆角砾岩的组成特征。

表5-3 查岗诺尔铁矿蚀变带岩石主量元素含量（WB/%）

2阳起石-绿泥石化

分为矿浆期和热液期。矿浆期阳起石-绿泥石化紧随矿浆第一次隐爆作用，在矿体各个部分均有分布。该期阳起石主要交代碎粒石榴子石和透辉石，呈不均匀的束状和毛毡状分布，而局部有绿泥石交代前三者(图版25-2)。

热液期阳起石化主要交代石榴子石，并且阳起石和石榴子石之间有很明显的接触界线。镜下可见阳起石呈碎粒或团块状分布，局部被热液期磁铁矿胶结(图版25-1，25-5～25-8)。

3石榴子石化

分为矿浆期石榴子石化和热液期石榴子石化两类。

矿浆期石榴子石以蜜**为特征，主要形成于矿浆期末的热液阶段。该期石榴子石主要见于包体的反应边，呈深浅不同的蜜**(图版26-1～26-3)，从主矿体上部到中下部，石榴子石反应边厚度和蜜**的浓度都有增加的趋势。在矿体夹石裂隙或角砾中也可见蜜**石榴子石呈晶簇产出(图版27-1～27-4)。少量蜜**石榴子石以包体、角砾或粗粒集合体形式被磁铁矿胶结。如果石榴子石化叠加于早期形成的矿物之上(叠加于早期碎粒石榴子石之上则表现为石榴子石重结晶)，则形成前述蜜**包体反应边，在镜下可见石榴子石核心包裹早期碎粒石榴子石、透辉石和毛毡状阳起石(图版26-5，26-7)。该期石榴子石也可沿矿体夹石裂隙结晶或者交代围岩角砾而形成前述晶簇，镜下可见石榴子石核部为均质，边部有异常光性和环带(图版26-6，26-7)。该阶段石榴子石成分如表5-4所示。

和矿浆期不同，热液期石榴子石以红褐色或红棕色为特征，广泛见于主矿体和上部贯入角砾岩脉矿石之中，围绕隐爆角砾(围岩和矿浆期矿石)呈环带状，对称条带状生长，总是与热液期磁铁矿伴生，并以角砾或粗粒集合体或条带状产出。镜下可见石榴子石具有明显的圈层结构、环带以及异常光性特征(图版27-6)，其内部含有大量的碎粒透辉石，表明热液期隐爆作用形成自碎透辉石。金属矿物充填于石榴子石晶隙之间，或者二者呈条带状、脉状和网状产出。该期石榴子石化叠加在矿浆期石榴子石上后，边部形成红棕色或红褐色反应边。热液期石榴子石形成后，又被后期绿帘石和碳酸盐交代(图版27-7，27-8)。该期石榴子石成分如表5-5所示。

4磁铁矿化

磁铁矿化作为主要的金属矿化，具有多期和多阶段生成的特点(矿浆期和热液期)。矿化作用始于早期蚀变———透辉石、石榴子石化之后，一直持续到热液期矿化阶段。磁铁矿可呈基质、角砾以及包体出现于矿石中(图版28)，其颜色包括棕色、淡**以及灰白色等。其中包体磁铁矿呈棕色，角砾磁铁矿和基质磁铁矿呈淡**及灰白色。磁铁矿根据粒度可分为细粒和粗粒，前者粒度多在01mm以下，构成磁铁矿的主体，为矿浆成矿期形成;后者粒径在1～2mm以上，呈自形晶粒并穿切早期细粒磁铁矿集合体，常呈晶簇围绕早期矿石或围岩的隐爆角砾生长，并伴有红褐色石榴子石晶簇，为热液期生成(图版28-1)。矿浆成矿期微细粒磁铁矿结晶后，受后期热液作用可形成特征的晶洞构造。晶洞直径在1cm左右，热液阶段粗粒磁铁矿垂直洞壁生长，纤维状阳起石、白色碳酸盐、黄铁矿、黄铜矿充填晶洞空隙(图版28-1，28-7，28-8)，显微镜下此类晶洞常见，是矿浆成矿期微细粒磁铁矿矿石中常见构造，这表明矿浆成矿期演化晚期的确有热液作用相伴。

表5-4 子浆期热液阶段石榴矿石电子探针数据表

注:每个小品中数字由样到大表示由部核边部到。

表5-5 电液期石榴子石热子探针数据表

注:由核的到边部环带结构，偶数点号为亮条带，数点号为暗条带奇。

5其他金属矿化

除磁铁矿以外，局部存在其他金属矿化，其中又以硫化物为主。黄铁矿是最主要的硫化物，约占金属矿物总量的5%，可以分为两类:①矿浆期黄铁矿，是矿浆交代透明矿物或矿浆同化富含硫化物的火山碎屑岩形成的，多呈棕**微细粒针状、叶片状、板条状(长2～5mm，宽多为05mm左右)或他形粒状不均一聚集分布于磁铁矿中，也可与针状透闪石等透明矿物一起呈雾迷状、阴影状或条纹条带状不均匀分布在微细粒磁铁矿基质中或分布在与磁铁矿反应的残留包体附近(图版29-1～29-4)。②热液期黄铁矿，粒度较粗，呈黄白色集合体或细脉状(脉宽1～2mm)，与热液晚期绿帘石、碳酸盐伴生或穿切矿浆期磁铁矿矿石(图版29-5～29-8)。无论是矿浆期还是热液期，黄铁矿均交代熔蚀磁铁矿，表明其结晶均晚于磁铁矿，即形成于矿浆期热液阶段和热液期晚期阶段。

黄铜矿含量约占金属矿物总量的1%，在热液期可局部聚集并与阳起石、绿帘石和碳酸盐伴生，呈**他形粒状、乳滴状或条带状交代熔蚀磁铁矿和黄铁矿(图版30-1，30-2)。镜下偶见方铅矿和闪锌矿，二者可与黄铁矿、黄铜矿伴生。其中方铅矿沿裂隙充填交代黄铜矿或黄铁矿(图版30-2，30-3)，而闪锌矿则沿裂隙交代磁铁矿、黄铁矿和黄铜矿，在闪锌矿中可见方铅矿包体(图版30-4，30-5)。

此外，镜下偶见赤铁矿和钛铁矿。其中赤铁矿沿磁铁矿裂隙呈细脉状分布并交代磁铁矿，为成矿期后产物(图版30-6，30-7)。钛铁矿则以叶片形式出溶于磁铁矿中，这种固溶体叶片也佐证了磁铁矿的矿浆成因(图版30-8)。

6热液期石榴子石、阳起石、绿帘石、石英和碳酸盐化

热液成矿晚期有显著的热液蚀变，蚀变矿物由早到晚的生成顺序有红褐色石榴子石、阳起石、绿帘石、石英和碳酸盐(图版31-1～31-4)。热液期蚀变叠加在该期矿化作用之上形成对称条带状、帽章状以及网脉状矿石(图版31-5～31-8)。

蓝田玉： 产于陕西省蓝田县。蓝田玉外观为**、浅绿色，不透明，硬度为摩氏4度。属蛇纹石化的透辉石类。蓝田玉开采历史悠久，见于汉书，张衡及班固等文赋记载。现仍有玉石矿生产。因产量不多，汉代以后，各地均采用和阗玉为玉材。所以蓝田玉开采和应用渐渐失传。以至明代宋应星在《天工开物》中称，蓝田为葱岭（昆仑山）的别名，蓝田为储运玉石之地等推论。地质部门曾对现尚开采的蓝田玉进行了考察。据宝石协会副会长弈秉璈的研究，陕西咸阳茂陵附近出土的大型“兽面纹玉辅首”即采用蓝田玉制作，可知汉唐人盛赞的蓝田美玉的产地即在当时京城附近。 南阳玉： 南阳玉的矿区地处河南省南阳县的独山，又称“独山玉”简称“独玉”。南阳玉为斜长石类玉石，质地细腻，纯净，具有油脂或玻璃光泽，抛光性能好，透明或微透明。硬度为55至65度。南阳玉为多色玉石。常见为两种或三种以上色调组成多色玉，颜色鲜艳，分别称为：水白玉、白玉、乌白玉、绿玉、绿白玉、天蓝玉、翠玉、青玉、紫玉、亮棕玉、黄玉、黄蓉玉、墨玉及杂色玉等。南阳玉开采历史悠久，陕西神木石峁出土的新石器时代龙山文化玉斧，1952年发现的殷墟玉器，1976年妇好墓出土的玉器都发现了以南阳玉为玉材的例证。现陈列于北海团城的元代渎山大玉瓮，也是用南阳玉琢制的。据文献记载，南阳玉的开采在汉代已有相当规模。至今独山上还有一千多个古代采玉的矿坑，可见南阳玉开采的历史之久，规模之盛。南阳玉的储量相当丰富，至今仍可形成规模生产。 酒泉玉： 产于甘肃祁连山脉，因而又有祁连玉之称。属蛇纹石族玉石。半透明，以绿色为多，带有均匀的黑色斑点。硬度为45度至5度。酒泉玉的开采史可上溯到新石器时代，武威娘娘台遗址出土的齐家文化的精美玉璧，即以酒泉玉制成。 岫岩玉： 因主要产地在辽宁岫岩而得名，又称岫玉。属蛇纹石，形成于镁质碳酸岩的变质大理石中，我国这种地质环境的矿床很多，因而类似岫玉的产地很广泛。岫玉外观呈青绿色，黄绿色。半透明、抛光后呈蜡状光泽，硬度为35度至5度。新石器时代红山文化所用玉材，产于岫岩境内细玉沟，俗称老玉，为透闪石软玉。商代妇好墓出土玉器多数玉材与岫岩瓦沟矿产岫玉近似。瓦沟矿铀玉开采历史悠久，储量丰富。为我国当前主要产玉矿区，产量占全国60%左右。 和阗玉 分布于新疆莎车——塔什库尔干、和田——于阗、且末县绵延1500公里的昆仑山脉北坡，共有九个产地。和阗玉的矿物组成以透闪石——阳起石为主，并含微量透辉石，蛇纹石、石墨、磁铁等矿物质。形成白色、青绿色、黑色、**等不同色泽。多数为单色玉，少数有杂色。玉质为半透明，抛光后呈脂状光泽，硬度55度至65度。和阗玉夹生在海拔3500米至5000米高的山岩中。经长期风化剥解为大小不等的碎块，崩落在山坡上，再经雨水冲刷流入河中。待秋季河水干涸，在河床中采集的玉块称为籽玉、在岩层中开采的称山料。现已发现的用和阗玉制作的时代最早的玉器，出自殷墟妇好墓。春秋战国以后，和阗玉逐渐成为主要玉材，均为采集籽料，至清代始开采山料。清代乾隆时期琢制的大禹治水玉山，青玉材重一万零七百余斤，即采自密勒塔山中。 和阗玉的经济价值评定依据是颜色与质地纯净度。其主要品种有： 1）白玉：含闪透石95%以上，颜色洁白，质地纯净、细腻、光泽滋润。为和田玉中优质品种。在汉代、宋代、清代几个制玉繁荣期，都极为重视选材，优质白玉往往被精雕细刻为“重器”。 2）羊脂白玉：白玉中的上品，质地纯洁细腻含透闪石达99%，色白呈凝脂般含蓄光泽。同等重量玉材，其经济价值几倍于白玉。汉代、宋代和清乾隆时代极推崇羊脂白玉。 3）青白玉：质地与白玉无显著区别，仅玉色白中泛淡淡的青绿色，为和阗玉中三级玉材，经济价值略次于白玉。 4）青玉：色淡青、青绿、灰白均称青玉，颜色匀净，质地细腻，含透闪石89%、阳起石6%。呈油脂状光泽。储量丰富，是历代制玉采集或开采的主要品种。 5）黄玉：基质为白玉，因长期受地表水中氧化铁渗滤在缝隙中形成**调。根据色度变化定名为：密蜡黄、粟色黄、秋葵黄、黄花黄、鸡蛋黄等。色度浓重的密蜡黄、秋葵黄极罕见，其价值可抵羊脂白玉。在清代，由于黄玉为“皇”谐音，有极稀少，一度经济价值超过羊脂白玉。 6）糖玉：氧化铁渗入透闪石形成深浅不同的红色皮壳，深红色呈“糖玉”、“虎皮玉”、白色略带粉红的称“粉玉”。糖玉常和白玉或素玉构成双色玉料，可制作“俏色玉器”。以糖玉皮壳籽料掏腔制成的鼻烟壶，称“金裹银”宜能增值。 7）墨玉：透闪石中夹石墨、磁铁成分即成黑色。墨玉多为灰白或灰黑色玉中夹黑色斑纹，依形命名为“乌云片、淡墨光、金貂须、美人鬓”等。黑色斑浓重密集的称纯漆黑，价值高于其他墨玉品种。墨玉呈蜡状光泽，因颜色不均不宜雕琢纹饰，多用于制成镶嵌金银丝的器皿。 8）碧玉：产于准葛尔玉矿，又称天山碧玉。呈灰绿、深绿、墨绿色，以颜色纯正的墨绿色为上品。夹有黑斑、黑点或玉筋的质差一档。碧玉含透闪石85%以上，质地细腻，半透明，呈油脂光泽，为中档玉石 常见玉石品种一览 玉 从色彩上分有：白玉、碧玉、青玉、墨玉、黄玉、黄岫玉、绿玉、京白玉等。 从地域上分有：新疆玉、河南玉、岫岩玉（又名新山玉）、澳洲玉、独山玉、南方玉、加拿大玉等，而其中新疆和阗玉是我国的名特产。 玛瑙—— 从色彩上分有：白、灰、红、兰、绿、黄、羊肝、胆青、鸡血、黑玛瑙等。 从花纹上分有：灯草、藻草、缠丝、玳瑁玛瑙等。在我国的东北、内蒙、云南、广西均有出产。且有含水玛瑙，称为水胆玛瑙。 石——绿松石、青金石、芙蓉石、木变石（又名虎皮石）、桃花石（又称京粉翠）孔雀石、兰纹石、羊肝石、虎睛石、东陵石等，其中绿松石是我国湖北郧阳一带的名产。 晶——水晶、紫水晶、黄水晶、墨晶、茶晶（又名烟水晶）、软水晶、鬃晶、发晶。我国南北各地均有出产。 翡翠——具有紫、红、灰、黄、白等色，但以绿色为贵，它是我国近邻缅甸的名特产。 珊瑚——分红、白两色，是一种海底腔肠动物化石，我国台湾省出产的质量很好。 珠——珍珠（海水珍珠、淡水珍珠）、养珠（海水养珠、淡水养珠）。 宝——钻石、红宝石、兰宝石、祖母绿、海蓝宝石、猫眼宝石、变色宝石、黄晶宝石、欧珀、碧玺、尖晶宝石、石榴石宝石、锆石宝石、橄榄绿宝石、翡翠绿宝石、石英猫眼、长石宝石等。 如今，玩赏玉的款式、造型、纹饰、创意及做工等都有很大改进，更加强调玉的吉祥性、玩赏性和艺术性，其主要品种有玉器人物、花卉、雀鸟、走兽、器皿、玉山籽雕等各种中小摆件，各玉盆景，玛瑙观石，水晶原石，玉石样本，玉石籽料等，从原石到雕件应有尽有，形态优美、色泽丰富、做工精致、别具情趣。使人们在观赏、把玩中得到精神和文化的享受，特别是闲时触摸玉饰往往产生一种舒适、高雅的情趣，使人感到无比的喜悦、兴奋和满足。还有在室内装饰时，玩赏玉件与字画、古玩及其它工艺品组合配置，能够相映生辉、营造出居室的典雅文化氛围。

熔融作用是指固体岩石经加热后转变为岩浆的作用。由于从地幔到地壳的质量传输通常涉及岩浆 (尽管热的固相物质也可以羽状形式向上迁移),因此要更为详细地考察熔融过程。熔融作用可能从来就不是完全的,部分熔体和残余物通常能够展现相当大的化学差异。

从结晶晶体向液相状态的转变从原子或分子尺度上可能非常难以理解。对熔融过程化学上的描述是,岩石的熔融就是原子到最弱化学键被切断那一点之间化学键震动拉伸增大的结果。另一种从结构角度对熔融的描述为:熔融就是从长程结晶有序到熔体的短程有序特征的平行转变,对矿物在低温和高温下的X射线衍射研究表明,随着熔融温度的到达,晶体结构没有发生显著的扭曲,但是单位晶胞的体积增大。对于熔融过程物理学的认识还有许多工作要做 (McSween et al,2003)。

1熔融的热力学效应

如同地幔中发生的其他相转变一样,熔融作用造成体系热力学性质的不连续转变。

热力学熵的突然增大,反映了相对于晶体,液相中原子处在较高的无序状态,这可能是熔融作用最明显的热力学变化。然而,从地球化学观点来看,更重要的是伴随熔融作用热焓的增加,即在一个特定温度下将固态岩石转变为相同温度下的液体所需的热能,即熔融焓或称为熔融潜热 (latent heat of fusion)。这一能量远远大于将岩石温度升高到其熔点所需的热能。

熔融热焓能够通过在温度略微高于熔点或略微低于熔点时将晶体或玻璃沉入量热计来测量。升高量热计浴池的温度,或者改变晶体和液体的比例,可以确定物质的每一个状态下释放的能量。假定与这些相有关的相图和单个相的ΔHm 值能够确定,那么就有可能计算有几种结晶相组成的更为复杂体系的熔融焓。

获得地幔橄榄岩的真实熔融热焓值不太容易,这是因为对高压和辉石、橄榄石以及石榴子石和尖晶石固溶体组成对熔融的效应还不清楚。一般引用的40GPa下石榴子石橄榄岩的熔融焓值为135cal·g-1。对于发生于地幔中的熔融来说,这一数量的热能必须由超过将地幔岩石上升到熔融温度所需的热量来提供。

2熔融行为的类型

部分熔融作用是指固体岩石熔融产生的熔体量小于整个岩石体积的熔融作用,又称为深熔作用 (anatexis)。如果地幔橄榄岩的温度增加到岩石的熔点,且加入一些额外的热能用于岩石的熔融热焓,那么就会形成岩浆。如同透辉石—钙长石体系的共结熔融情况那样,熔融开始于不变点,因此几个相同时发生熔融。熔融过程可以由几种过程来描述。平衡熔融,也被称为批次熔融 (equilibrium melting or batch melting),是相对简单的熔融过程,在这一过程中,熔出的液相保留在熔融位置并与残余固相呈化学平衡,直到力学条件允许熔出的熔体作为岩浆的一个单独批次 (a single“batch”)离开。分离熔融 (fractional melting)涉及从形成熔体的体系中熔体的连续萃取过程,通过这种作用阻止形成的熔体与残留固相的反应。分离熔融可以看做是大量的无限小量平衡熔融事件的集合。增量批次熔融处在上述两种端元之间,熔体自体系中的萃取以离散的间隔进行。

为了证明平衡熔融和分离熔融的区别,可以考查图4-23 中镁橄榄石-二氧化硅二组分体系的熔融过程,在平衡和分离熔融条件下描述该体系的熔融过程。

图4-23 镁橄榄石 (Mg 2 SiO 4 )—二氧化硅 (SiO 2 )体系相图

(据McSween et al,2003)

插图表示了该体系的共熔点 (eutectic)和转熔点 (peritectic)的性质;上面的插图(熔化途径)用于熔融途径,下面的插图用于结晶途径。图中二氧化硅一侧含有一个硅酸盐液体不混溶区 (二液相区),插图中的x和y 相应表示顽火辉石和方石英的混合物

该体系含有一个在镁橄榄石 (Fo)和顽火辉石 (En)组成之间的转熔点和一个在顽火辉石和方石英 (Cr)组成之间的共结点。如果能够提供足够的热使体系的温度可以升高到 1540℃并抵消熔融焓变,那么在顽火辉石 (En)和方石英 (Cr)之间的任何组成都可以在共结 (熔)点开始熔融,即两种固相同时进入熔融状态。对于在平衡条件下的低度部分熔融来说,这种熔体将具有共结组成。随着熔融的进行,一个相将先于另一相在残余熔体中耗尽。例如,最初具有图4-23 中所示处在转熔点和共结点之间x点组成的岩石在上面的插图中表示,随着En+Cr混合物的熔融,Cr将首先从残余物中耗尽,随着平衡条件下熔融的持续进行,液相组成将离开共结点,沿着液相线向上移动,而熔融的所有熔体都将是顽火辉石。当液相到达初始组成位置时,岩石全部发生熔融。该途径就是平衡 (批次)熔融,也是平衡结晶的逆向过程。

分离熔融形成的是一系列组成不同的熔体而不是一种组成的熔体。再次考察处在顽火辉石和方石英之间具有x组成的相同混合物。初始形成的具有共结组成的液体,当其形成后就与体系分离,所以残留下来固相的组成将移动至 En。当 Cr从残余固相中被耗尽后,欲产生任何进一步的熔融,温度必须升高至转融温度。当温度达到 1557℃时, En产生不一致熔融形成镁橄榄石+液相,液相立即被移出。当所有的 En都转化为 Fo之后,熔融不再发生直到液相达到纯 Fo熔点。分离熔融如果进行完全的话,会形成具有不同组成的三个批次的熔体,而平衡熔融则只能形成一种但是在任何时间都是均一的熔体。

地幔橄榄岩熔融的一些细节可以参见图4-24。在富集橄榄岩中稳定含铝矿物的相变发生在位于固相线下的温度时,当温度升高到恰好高于固相线之上时,橄榄岩开始熔融。随着温度的进一步升高,单斜辉石、尖晶石和石榴子石都完全熔融,使得残留固相被耗尽,就像图中相应标示为“斜方辉石熔化”、“尖晶石熔化”和“石榴子石熔化”的曲线表明的那样。这都发生在固相线约 50℃温度间隔中,形成了橄榄石+斜方辉石与液相共存宽广的 P-T 域。橄榄石+斜方辉石固相残留物就是所谓的亏损橄榄岩。

图4-24 地幔橄榄岩示意相图,证明部分熔融的效应

(据McSween et al,2003)

粗实线相应标示为固相线和液相线。随压力增加,含铝矿物呈现从斜长石 (Pl)到尖晶石 (Sp)然后到石榴子石 (Gar)的相变。随温度增加,从残余固相中被耗尽的矿物依次为单斜辉石 (Cpx)、尖晶石或石榴子石,留下橄榄石 (Ol)+斜方辉石 (Opx)或橄榄石。断线是熔体中溶解橄榄石的百分数,它们表明,随着压力增大,岩浆变得更富橄榄石。图中还表示出了典型大洋和大陆地区的地温梯度线。Ol—橄榄石;Opx—斜方辉石;Cpx—单斜辉石;Gar—石榴子石;Sp—尖晶石;Pl—斜长石

由橄榄岩部分熔融形成的玄武岩岩浆的组成随压力发生改变。高压下,熔体变得亏损SiO2。液相中二氧化硅含量降低增加了其中橄榄石的比例,一旦冷却将最终从熔体中晶出。图4-24 中断线是具有不同橄榄石百分数的等值线。岩浆形成时压力 (或深度)的改变将造成玄武岩组成从中等压力下的拉斑玄武岩 (大洋中脊的普通熔岩)变为较高压力下富橄榄石的碱性玄武岩和碧玄岩。

3熔融的原因

所谓的地温梯度即温度随压力或深度增加的速率。研究表明,地幔中低速带具有的塑性性质与部分熔融带相一致。然而,从图4-24 中地温梯度线和橄榄石固相线的相对位置考察,没有证据能够证明在该带曾发生熔融作用,或地幔的其他任何地方能够发生熔融作用。那么怎样才能阐明岩浆的产生呢 对此问题没有简单的答案,但是至少有三个非常有趣的可能性:局部温度的增加,减压以及挥发分的加入。让我们看看这每一种情况是怎样引起熔融发生的。

由图4-25,简单地升高岩石的温度(图4-25 中ΔT路径)是使熔融发生最为明显的机理,也可以称为热板模式 (hot plate model)。但是在考虑该模式时,一定要考虑到硅酸盐矿物的熔融焓和热容之间存在较大的差异,即矿物的热容改变值一般要比相应矿物熔融的热焓变化值低得多。欲使岩石熔融必须供给矿物熔融潜热所需的热量要比将温度提高到其熔点所需的比热高约 300 倍(Winter,2001),即升高岩石的温度要比使这种岩石部分熔融形成相当数量的熔体容易得多。因此仅靠温度升高产生部分熔融相当困难 (McSween et al,2003)。

地球化学

即便如此,在地幔局部通过加热形成岩浆还是有可能的。消减岩石圈板片的摩擦生热或因太阳和月亮重力吸引造成潮汐能的耗散,都已被提出作为地幔局部加热的可能原因。地壳内花岗岩和花岗闪长岩的熔融可能归因于玄武岩浆的加热或K-U-Th 产热元素的聚集。相应于被地幔来源岩浆底侵的下地壳局部加热引起岩石部分熔融可能更为合理可行。

造成地幔岩石熔融最重要的机理几乎肯定是压力的释放,这可以由热的塑性地幔岩石的对流上升而引起。降低围限压力的效应一般是降低岩石的固相线温度,例如在透辉石-钙长石体系中 (图4-26)。

当压力从 1GPa降低到 1atm,作为部分熔融开始的共结温度降低幅度大于 100℃。由于在特定的压力变化条件下,透辉石熔点增加的幅度远大于钙长石熔点的增加幅度,因此共结点位置也发生了漂移。随着压力的增加,在消耗斜长石域的同时,透辉石稳定域扩大。从图4-24 也能看出,降压对于地幔橄榄岩固相线的影响。由于这种熔融曲线在P-T空间呈现正的斜率,因此固相岩石的减压会引起熔融作用发生,正如图4-25 中标示的路径ΔP那样。

图4-26 透辉石 (CaMgSi 2 O 6 )-钙长石 (CaAl 2 Si 2 O 8 )体系相图

(据McSween et al,2003)

该图证明围限压力增加对熔融关系的效应。压力从 1GPa降低到 1atm会造成共结点熔融温度降低幅度大于 100℃An—钙长石;Di—透辉石;L—液相

由于挥发分 (主要是 H2 O 和CO2 )的加入或失去造成岩石体系组成的改变,在引起熔融方面也具有潜在的重要意义,如图4-25 中湿固相线那样,水加入到已经处于湿固相线之上的干橄榄岩中时将引起自发熔融。如同在一个水化岩石圈消减板片中因脱水反应引起大量的水进入地幔那样。CO2 加入到地幔橄榄岩中的效应没有 H2 O 那样剧烈,但也是重要的。图4-27 标示CO2 的线绘出了当存在 CO2 时橄榄岩的固相线。当流体相含有 H2 O 和CO2 时,对橄榄岩的熔融曲线的效应变得复杂。图4-27 中表示了 =06的混合流体组成的固相线。在 1～2GPa 的中等压力下,由于最易于溶于熔体中,因此以水为主;但在高压下,随着溶解度的增加,CO2 的效应变得更为显著。

图4-27 表示橄榄岩-CO 2-H 2 O 体系固相线的相图

(据McSween et al,2003)

与存在纯CO2 相比,含有纯水时的熔融发生在更低的温度下。标示 =06的断线相应于组成具有混合流体时橄榄岩的熔融。在小于～2GPa的压力下,水是最重要的挥发组分,而在高压下,由于在熔体中溶解度的增加,CO2 变得越来越重要

上述两种组分都会显著影响形成熔体的组成,在熔融发生之前。水选择性地从地幔岩中溶出二氧化硅,熔体一旦形成,它会有效地吸收这种流体,使熔体变得更富二氧化硅(有时会形成安山岩而非玄武岩)。然而 CO2 则偏向于形成贫二氧化硅的碱性岩浆 (霞石岩和金伯利岩)。

现有的关于地幔来源岩浆如何在各种构造环境中形成的认识:①相对较干橄榄岩的部分熔融可以说明大洋中脊处大量拉斑玄武岩浆的涌出;熔融是因在扩张中心地幔上升造成的减压所触发的;②在会聚板块边缘大洋岩石圈消减的水化板片在约 100km 深处转变进入地幔,水被释放进入上覆的橄榄岩地幔楔。水的加入可以引起熔融形成硅质岩浆如安山岩浆;③在地幔更深处和热点处的局部加热 (可能通过内核的结晶产生的热)能够产生碱性岩浆。大陆地壳下的岩浆底侵也能通过局部温度的增加导致上覆地壳发生熔融作用。

变质岩是由变质作用形成的。变质作用可分为动力变质作用、接触变质作用、区域变质作用和混合岩化作用等几种类型，实习区变质作用方式主要为后三种。

一、接触变质作用

接触变质作用是伴随着岩浆侵入作用而发生的一种变质作用。围岩因受岩浆散发的热量及挥发分影响发生重结晶或交代形成一种新的岩石。根据岩浆作用于围岩有无交代作用分为热接触变质作用和接触交代变质作用。

1热接触变质作用

在刘家房、花场峪一带的响山花岗岩与下寒武统毛庄组和中寒武统徐庄组、张夏组的页岩、泥灰岩和灰岩接触带上，见有不同程度的热变质作用(没有物质成分的带出，带入)，有明显重结晶现象，泥质岩石受热变黑、变硬，密度变大，变余层理清楚可见，绝大多数已经达到了角岩化。如在刘家房见到的泥质岩变成堇青石角岩，局部地段灰质泥炭变成钙硅酸岩角岩，部分石灰岩重结晶变成大理岩。

2接触交代变质作用

接触交代变质作用主要见于杜庄至小王庄一带的响山花岗岩岩体与实习区中下寒武统碳酸盐岩接触带上，以透辉石榴子石矽卡岩为代表。此外，还有硅化灰岩、透闪石大理岩、阳起石大理岩、硅灰石大理岩，并有磁铁矿化和铜、铅、锌矿化，有的接触带以萤石矿化为特点。透辉石榴子石矽卡岩主要矿物有钙铁榴石、透辉石—钙铁榴石(亦有些石榴子石、透辉石被绿帘石、透闪石—阳起石、绿泥石、方解石、石英交代)以及磁铁矿、黄铜矿等金属矿物。

二、区域变质作用

区域变质作用是在大面积范围内发生，并由温度、压力以及化学活动性流体等多种因素引起的变质作用，常与强烈的构造运动有密切联系，并伴随有大规模形变、岩浆活动和混合岩化等作用。

实习区见到的区域变质岩仅以大小不等的包体(捕虏体、暗色岩浆包体)产于新太古代花岗岩和中生代花岗岩中。主要岩石类型如下:

(1)斜长角闪岩。呈绿黑色，中-细粒粒状变晶结构，片麻状构造，主要矿物有普通角闪石(含量大于40%)、绢云母化斜长石(含量小于60%)以及少量辉石、绿泥石化黑云母等。

(2)角闪石岩。呈黑绿色，粒状变晶结构，块状构造，主要矿物有普通角闪石(含量大于80%)、辉石(含量10%)以及少量黑云母、斜长石、磷灰石等。

(3)角闪斜长片麻岩。呈绿黑色，中-粗粒变晶结构，片麻状构造，主要矿物有斜长石(钠—更长石，含量45%～60%)、绿帘石-黝帘石化角闪石(含变余辉石，含量15%)，还有少量分布在角闪石周围的黑云母和石英。

三、区域性混合岩化作用

混合岩化作用即超深变质作用，它是由变质作用向岩浆作用转变的过渡性地质作用。当区域变质作用进一步发展，特别是在温度很高时，岩石受热而发生部分熔融并形成酸性成分的熔体，同时由地下深部也能分泌出富含钾、钠、硅的热液。这些熔体和热液沿着已形成的区域变质岩的裂隙或节理渗透、扩散、贯入。甚至和变质岩发生化学反应，形成新的岩石，这就是混合岩化作用。通过混合岩化形成的岩石称为混合岩。

混合岩一般包含两部分物质，一部分是变质岩，称为基体，一般是变质程度较高的各种片岩、片麻岩，颜色较深;另一部分是从外来的熔体或热液中沉淀的物质，称为脉体，其成分是石英、长石，颜色较浅。混合岩中脉体与基体的相对数量关系及其存在状态不同，反应了混合岩化的不同程度，相应的有不同程度的混合岩。如果脉体呈斑点状分散在基体中，则形成斑点状混合岩;如果脉体呈条带状贯入到基体中，则形成条带状混合岩;如果脉体呈肠状盘曲在基体中，则形成肠状混合岩。当长英质熔体或富含钾、钠、硅的热液彻底交代原来岩石时，原来岩石的宏观特征完全消失，并形成花岗岩。这种花岗岩称为混合花岗岩，它是混合岩化作用程度极高时的产物。

本区的混合岩，即绥中花岗岩，涉及“绥中花岗岩”的成因问题，到目前为止还是一个有争议的课题。本实习指导书把它归入新太古代侵入的岩体中。

玻璃是非晶无机非金属材料，一般是用多种无机矿物(如石英砂、硼砂、硼酸、重晶石、碳酸钡、石灰石、长石、纯碱等)为主要原料，另外加入少量辅助原料制成的。它的主要成分为二氧化硅和其他氧化物。普通玻璃的化学组成是Na2SiO3、CaSiO3、SiO2或Na2O·CaO·6SiO2等，主要成分是硅酸盐复盐，是一种无规则结构的非晶态固体。广泛应用于建筑物，用来隔风透光，属于混合物。另有混入了某些金属的氧化物或者盐类而显现出颜色的有色玻璃，和通过物理或者化学的方法制得的钢化玻璃等。有时把一些透明的塑料（如聚甲基丙烯酸甲酯）也称作有机玻璃。玻璃的主要化学成分是二氧化硅及氧化铝、氧化钙、氧化镁、氧化钠、氧化钾，其作用如下： 二氧化硅为形成玻璃的主要组分，并使玻璃具有一系列优良性能，如透明度、机械强度、化学稳定性和热稳定性等。缺点是其熔点高、熔液粘度大，造成熔化困难、热耗大，故生产玻璃时还需加入其他成分以改善这方面的状态。玻璃原料中加入少量氧化铝，能够降低玻璃的析晶倾向，提高化学稳定性和机械强度，改善热稳定性，但当其含量过多时（Al2O3＞5%），就会增高玻璃液的黏度，使熔化和澄清发生困难，反而增加析晶倾向，并易使玻璃原板上出现波筋等缺陷。 加入适量氧化钙，能降低玻璃液的高温黏度，促进玻璃液的熔化和澄清。温度降低时，能增加玻璃液黏度，有利于提高引上速度。缺点是含量增高时，会增加玻璃的析晶倾向，减少玻璃的热稳定性，提高退火温度。 氧化镁其作用与氧化钙类似，但没有氧化钙增加玻璃析晶倾向的缺点，因此可用适量氧化镁代替氧化钙。但过量则会出现透辉石结晶，提高退火温度，降低玻璃对水的稳定性。 氧化钠、氧化钾为良好的助溶剂，降低玻璃液的年度，促进玻璃液的熔化和澄清，还能大大降低玻璃的析晶倾向，缺点则是会降低玻璃的化学稳定性和机械强度。