变质岩石学实验报告.doc

变质岩石学实验报告 变质岩石学史 变质岩石学从岩石学中划分出来始 于1862年冯科塔（Voncotta B.），但直 至19世纪末尼科尔（Nico）发明偏光显 微镜之后，才使变质岩岩石学成为独立的 学科。 二十世纪初，非均匀系统的相平衡规 则--吉布斯相律，引入变质岩的研究。 1911年戈尔得施密特V.M在研究奥斯陆 地区辉长岩的接触变质晕圈时，提出了吉 布斯相律的地质学表现形式，即戈尔施密 特矿物相律，开创了以物理化学基本原理 研究变质岩之先河。1920年，艾斯科拉 （Eskola,p.）提出了变质岩矿物共生分 析的ACF简介，后经温克勒（Winkler， 1976年），汤普逊（Thompon，1957年） 的改进和发展，变质岩的矿物共生分析逐 渐完善。 另外，在二十世纪二十年代初，瑞士 岩石学家格鲁宾曼（Grubemmaim U.）， 将荷兰物理学家施赖纳玛克斯 （Schreinemkers F.A.）在研究多项系统 平衡时，应用的拓扑学计算、零变平衡、 单变平衡和双变平衡等一系列几何表示 方法，引入变质岩岩石学；四十年代后， 前苏联地质学家科尔任斯基 （Kophcuhckuu B.C）又成功的将其应用 在开放系统平衡研究上，这一系列建立在 物理化学原理基础的矿物相平衡研究，使 变质岩岩理学和变质岩成因的理论，提高 到一个新的高度，并指导了变质岩的实验 模拟研究，构成二十世纪初至中后期变质 岩学的一大方向。 同一时期，变质岩岩石学的另一大方 向，即将岩石学和地质环境的关联研究也 得到了迅猛的发展。早在1893年，英国 人巴罗研究苏格兰高地部分地区的变质 岩时，发现泥质岩石变质时随着温度的升 高，有相应的标志矿物出现，提出了指示 矿物带的概念－巴罗式变质带。到1920 年，艾斯科拉正是提出了变质相学说，完 成了这个方向上的突破。1961年，日本人 都城秋穗将变质岩相学说应用于区域变 质作用的研究，并发展为变质相系的概 念，划分区域变质作用的三大压力类型， 即高压，中压，低压变质相系，以对应于 三种地质增温环境下的地热增温率。 100多年来，变质岩岩石学的发展， 以偏光显微镜应用，吉布斯相律的引入模 拟试验，以及新的测年技术的应用为基 础，经历了描述岩石学，成因岩石学和地 质历史岩石学的整个过程。 变质作用（metamorphism）这一词是Boue（1820）第一个使用。但变质作用的定义是Lyell（1833）比较系统地提出的。变质作用是指与地壳形成和发展密切相关的一种地质作用，是在地壳形成和演化地过程中，由于地球内力的变化，使已存在的地壳岩石在基本保持固态的条件下，原岩的总体化学保持不变，形成新矿物组合和结构构造。 变质作用和沉积作用、岩浆作用之间存在一定的区别和联系。变质作用与岩浆作用之间比较容易区别，它们之间的界线是熔融，而和沉积成岩作用之间的重要标志是矿物组合的变 化，一般认为以浊沸石开始出现为标志。 温度 温度是控制和影响变质作用的重要因素之一。多数变质作用是随温度升高而进行的。温度升高可使原来岩石中的一些矿物重结晶，更重要的是会使各种原始组分重新组合成新矿物。 首先要确定变质作用发生的温度范围，既起始温度和终止温度。按研究者目前的共同认识，变质作用不包括风化作用和沉积岩的成岩作用。而是以浊沸石、蓝闪石、硬柱石、钠云母、叶腊石等变质矿物的首次出现，作为变质作用的开始。这些矿物出现时的温度范围为是在150℃—250℃之间。这就是变质作用发生的起始温度。而由于变质作用不包括原岩的大规模的熔融，终止温度就是原岩发生大规模熔融时的温度，现确定为为650℃—100℃之间。 其次是关于温度变化的原因，导致温度变化的地质因素和热源具有多样性。主要有下列几种因素： 地热增温：岩石随埋葬深度的增加，而温度逐渐增高，但其幅度一般不大，按地区的地质环境有所不同，从每千米十几度到一百多度，然而其空间范围较大。地质工作者称此种变化为地热增温率或地温梯度。 放射性元素衰释放的热量：其特点是总量大，不均匀，有时也极可观。 岩浆活动带来的热能：其强度和岩浆活动的规模有关，有时范围很小，仅限接触带，即是所谓的接触变质，有 时也可能影响一个区域。 应力作用下的摩擦热：其较为局部，如断裂带。 1 2 压力 变质作用均在一定的压力环境下进行，所以压力是控制变质作用的重要物理因素。按压力的性质可分为二大类： 静压力：是指岩石在地壳内一定深度时，所承受的重力，其大小随埋藏深度的增加而增加，上覆岩层厚度的增加而增加，增加的速率是25-30×10Pa/KM。不同类型变质作用的压力变化很大，一般接触变质和动力变化发生在地表3-5km范围