变质作用一般分为那四种类型

今天宠物迷的小编给各位宠物饲养爱好者分享碎裂变形作用的宠物知识，其中也会对变质作用一般分为那四种类型(变质作用可分为哪几种类型)进行专业的解释，如果能碰巧解决你现在面临的宠物相关问题，别忘了关注本站哦，现在我们开始吧！

变质作用一般分为那四种类型

主要包括下列几种：
①重结晶作用：指在原岩基本保持固态条件下，同种矿物的化学组分的溶解、迁移和再次沉淀结晶，使粒度不断加大，而不形成新的矿物相的作用。例如，石灰岩变质成为大理岩。
②变质结晶作用：指在原岩基本保持固态条件下，形成新矿物相的同时，原有矿物发生部分分解或全部消失。这种过程一般是通过特定的化学反应来实现的，又称为变质反应。在矿物相的变化过程中，多数情况下**中的各种组分发生重新组合。在变质结晶作用中形成新矿物相的主要途径有脱挥发分反应、固体－固体反应和**－还原反应等。变质岩中新矿物相的出现首先受变质反应过程中物理化学平衡原理的控制，其次受化学动力学有关原理的控制。
③变质分异作用：指成分均匀的原岩经变质作用后，形成矿物成分和结构构造不均匀的变质岩的作用。例如，在角闪质**中形成以角闪石为主的暗色条带和以长英质为主的浅色条带。
④交代作用：指有一定数量的组分被带进和带出，使**的总化学成分发生不同程度的改变的成岩成矿作用。**中原有矿物的分解消失和新矿物的形成基本同时，它是一种逐渐置换的过程。
⑤变形和碎裂作用：在浅部低温低压条件下，多数**具有较大的脆性，当所受应力超过一定弹性限度时，就会碎裂。在深部温度较高的条件下，**所受应力超过弹性限度时，则出现塑性变形。

变形作用和碎裂作用

变形和碎裂是**在应力条件下产生的变质作用方式。 当**或矿物所受的应力超过弹性限度时产生的塑性变形称为变形作用（deformation）。该作用使**和矿物基本保持原来的连续性，无破碎现象，当应力消失后，**和矿物不能恢复原来的状态，而总体表现为矿物颗粒的压扁或拉长，使**具有明显的定向性构造。 碎裂作用主要产生于地壳的浅部，当**和矿物所受应力超过一定限度时，**和矿物便会发生破裂、碎开的变质作用方式。

**变形机制是指？

变形显微构造的形成，是在一定条件下由于应力作用而使得**内部结构发生调整所完成的。这种调整或变形过程及其发生所需要的条件总和称为变形机制。**中会有多种不同类型的变形机制出现。主导变形机制的出现受多种因素制约，包括内在因素即**的矿物组成与内部结构（粒度、晶格优选、孔隙度和渗透率等）和外在因素即**变形的物理与化学环境（如温度、压力、流体、应力与应变速率等）。目前在**和其他结晶物质中，已经识别出的变形机制主要包括破裂与微破裂作用、位错蠕变（包括位错滑移和位错攀移）、扩散物质迁移以及颗粒边界滑移等。

变质矿物和变形作用是什么？

**经受变质作用和构造变形作用，其矿物、结构构造发生改变，在新的变质、变形条件下形成新的稳定的变质矿物和优选定向的组构。经研究发现，变质**中矿物的生长（变晶作用）与**中优选方位（变形作用）之间，经常有（先、后或同时）相对序次的关系，这些关系记录了该变质地体的变质作用、构造变形作用的演化历史，也是变质岩鉴定和研究的重要内容之一。
在变质**中，根据变质结晶作用和重结晶作用形成的矿物与构造变形作用形成定向组构之间的相对序次关系，主要有下列几种：
（1）构造前变晶（pretectonic blast）———构造变形阶段前已形成的变质矿物。
（2）同构造变晶（syntectonic blast）———与构造变形作用同时形成的变质矿物。
（3）构造间变晶（intertectonic blast）———变质矿物形成于某一构造变形阶段（Sn）后，但又早于其后的变形作用（Sn＋1），即该变质矿物生长在两期构造变形之间。
（4）构造后变晶（posttectonic blast）———构造变形阶段后形成的变质矿物。
在变质**中要确定变质矿物的生长和构造变形之间的序次关系，主要是通过变质**的矿物和结构构造等岩相学的研究。

休克一般分为哪四种类型？

休克一般分为低血容量性休克、血管扩张性休克、心源性休克这三种类型。 低血容量性休克包括失血性休克、烧伤性休克和创伤性休克。血管扩张性休克包括感染性休克、过敏性休克和神经源性休克。心源性休克包括心脏本身病变、心脏**或梗阻引起的休克，是由心脏泵功能受损或心脏血流排出道受损引起的。 人体休克时各种强烈致病因素引起有效循环血量急剧减少，使微循环血液灌注严重不足，导致重要**功能障碍和细胞受损的全身**理过程。致病因素包括大出血、创伤、中毒、烧伤、窒息、感染、过敏、心脏泵功能衰竭等。 扩展资料 1、对于休克病人一定要注意，在用担架抬往救治处时，病人的头部应靠近后面的抬担架者，这样便于对休克者随时密切观察，以应对病情恶化。 2、在将病人送往医院的途中，病人头部的朝向应与载他的交通工具(救护车、飞机等)前进的方向相反，以免由于加速作用导致病人脑部进一步失血。 3、如休克者是大月份孕妇，应让她取侧卧位，否则胎儿以及巨大的子宫会**血管，致使回心血量减少，加重休克。 参考资料来源：百度百科-休克

学习任务了解变质作用期次及变质带的划分

一、变质作用的期次划分 在变质岩地区研究工作中，划分变质作用期次是非常重要但又是十分困难的工作，其结论常常是在研究工作的最后才能得出，但又应在研究工作的开始和研究工作的过程中，给予足够的重视，因为这是变质地区研究工作中根本性的重要问题。划分变质作用期次时，应注意的标志主要有： （1）两套变质地层（岩系）之间，为不整合接触，或有地层缺失，同时，两者在变质作用类型、变质相和变质相系、混合岩化和花岗岩浆作用的特点等方面，也不相同。 （2）两套变质地层（岩系）不仅呈不整合接触关系，同时，在上覆地层的底砾岩中，有下伏变质地层的砾石（包括各种变质岩、混合岩及花岗质**的砾石）。 （3）两套变质地层（岩系）之间的上述标志不明显或者尚未研究清楚时，可依据下列综合标志来确定期次：①两套变质地层（岩系）在原岩建造、变质作用类型、变质相及变质相系特点上，具有明显不同的特点，那么，这两套变质地层（岩系）可能分属两个不同变质时期形成。但这不是确定变质期的充分条件，因为这种情况，也可能是由同时异相而引起的变质双带现象。②两套变质地层（岩系）在构造特征（如展布方向、褶皱形态等）或片理方向上明显不同，且在下伏变质地层中，见有两种构造形式或片理方向叠加现象。③两套变质地层（岩系）在混合岩化特征及花岗质**的发育情况上，有明显的不同。④两套变质地层（岩系）中的一套地层中，出现有代表一个地壳旋回结束标志的基性岩墙群，而这种岩墙群，在另一套地层中却没有发现。 （4）两套变质地层（岩系），具有可靠的明显不同的变质年龄资料。 变质作用期次划分是变质地区研究的基本问题，难度很大，必须从野外到室内各项实验研究综合的基础上来完成。 二、变质带的划分 在变质岩地区，由于**变质时物理化学条件的变化，往往可以发现各种不同成分和结构构造的变质岩在空间上呈明显分带，通常称为变质带。这种变质带代表了变质作用强度的变化，同一带中的变质岩形成于相同的压力-温度区间，属于等物理系列。每个变质带通常是以首次出现的特征变质矿物或矿物组合来进行命名的。 （一）深度带 （1）浅带：温度较低或中等，静压力低，应力较强但不均匀（有时不存在）。这一带内通过机械变形和化学反应主要形成含水的硅酸盐，典型矿物包括绢云母、绿泥石、硬绿泥石、蛇纹石、滑石、阳起石、绿帘石、钠长石、蓝闪石、锰铝榴石、方解石、白云母和菱铁矿等。 （2）中带：温度和压力都较浅带高，应力通常很强，但有时不存在，变质方式主要是变质结晶和重结晶作用。中带的典型矿物有黑云母、白云母、十字石、蓝晶石、直闪石、镁铁闪石、阳起石、普通角闪石、碱性角闪石、绿帘石、黝帘石、酸性斜长石、铁铝榴石、方解石等。有时可有少量浅带或深带的矿物与之共生。 （3）深带：温度高，静压力通常很大，应力比其他两个带较弱或不存在，变质作用方式以长时间持续的变质结晶和重结晶为主，通常不伴随变形作用。此带的典型矿物有黑云母、钾长石、矽线石、橄榄石、钙铁辉石、绿辉石、普通角闪石、碱性角闪石、钠辉石、硬玉、堇青石、石榴子石、蓝晶石、基性斜长石、符山石、方柱石、硅镁石、方解石和方镁石等。 （二）递增变质带 因为变质岩的矿物成分决定于原岩的化学成分和变质当时的物化条件，所以在一个变质岩地区内，化学成分相似的**中矿物成分在空间上的变化，能够反映变质时温压条件的相应变化。利用等化学系列变质岩中新矿物相的开始出现来划分的变质强度带称为递增变质带（渐近变质带）。变质带之间的界线称为等变线。变质带通常根据泥质岩和基性岩中某些矿物的首次出现进行划分。 （1）中压区域变质作用下泥质岩的递增变质带：巴洛和蒂利等人对英国北部苏格兰高地的早古生代达尔累丁片岩进行了研究，它们以泥质片岩中随变质作用增强时，每一种新变质矿物的首次出现为标志划分出下列6个变质带。 ——绿泥石带：以绿泥石＋绢云母＋石英＋钠长石为标志。 ——黑云母带：以红棕色黑云母出现为特征。 ——铁铝榴石带（石榴子石带）：以铁铝榴石的出现为特征，它和黑云母、白云母、石英及更长石共生。 ——十字石带：以十字石出现为特征。 ——蓝晶石带：以蓝晶石出现为特征。 ——矽线石带：以矽线石首次出现和蓝晶石消失为标志。 每一个带的矿物组合都在前一个带的基础上，通过特定变质反应所形成。上述分带在世界各地的泥质片岩中基本都得到了证实，通常称为巴洛式变质带。 （2）中压区域变质作用下基性变质岩中的递增变质带：基性、中性火山岩和火山碎屑岩分布较广，它们的矿物组合随温度变化的灵敏性不如泥质**，变质带的特点也不相同，可划分出以下几个变质带。 ——钠长石-绿泥石带：典型矿物组合是钠长石＋绿帘石＋绿泥石。 ——钠长石-阳起石带：典型矿物组合是钠长石＋阳起石＋绿帘石＋绿泥石＋石英＋方解石＋黑云母。阳起石开始出现是进入该带的标志。 ——钠长石-普通角闪石带：典型矿物组合为钠长石＋普通角闪石＋绿帘石。蓝绿色普通角闪石开始出现是进入该带的标志。 ——斜长石-普通角闪石带：典型矿物组合是斜长石＋普通角闪石＋铁铝榴石或透辉石，有时也含黑云母。斜长石（An＞17～20）开始出现是进入该带的标志。 ——斜长石-辉石带（二辉石带）：典型矿物组合是斜方辉石＋单斜辉石＋中基性斜长石。进入该带的标志是基性变质岩中斜方辉石的开始出现。 除上述两类变质岩外，碳酸盐岩的递增变质带如下： 碳酸盐**中分布最广的是硅质白云质石灰岩，它对温度的升高比较灵敏，一般情况下变质矿物出现的顺序是：滑石、透闪石、透辉石、硅灰石；在某些硅不足的**中可出现镁橄榄石；如原岩含黏土质时，低温常出现绿帘石和白云母，温度较高则可出现钙铝榴石、符山石、普通角闪石、方柱石、斜长石、钾长石及金云母等矿物。 各种原岩划分的变质带大致对比如表3-10-1。 表3-10-1 按标志矿物首次出现而划分的区域变质带对比表 （三）变质反应级 变质带、变质反应级都是建立在标志矿物上，是根据等化学系列**中新变质矿物的开始出现来划分的。但是，任何一种矿物都是不同变质反应的产物，且同种矿物可以通过不同的变质反应产生，形成不同的共生组合，其形成时的温度压力也必然不同。例如：在泥质变质岩中，铁铝榴石的形成，既可以由绿泥石和石英的变质反应形成，此时，铁铝榴石可与黑云母或白云母共生，代表了较低的变质条件；又可以由白云母、石英及黑云母的变质反应形成，此时，铁铝榴石可与钾长石共生，代表了较高的变质条件。因此，只根据单一矿物划分出来的变质带，有可能是由不同变质反应形成的，代表了不同的变质条件；如果考虑到影响变质反应的因素，除温度外，还有压力，两者都是强度因素，而且两者之间又是互为变量的，那么，某一“标志矿物”的出现，只是代表了某一特定的变质反应，而不能代表其他；如果进一步考虑到在不同地区，温度-压力梯度可能不同，也会影响变质反应，其结果可以出现不同的矿物分带现象，所以在不同的变质地区之间，也不是所有的变质反应都是能互相对比的。 基于上述考虑，变质级是温克勒（H.G.F.Winklel，1976）根据野外观察和有关变质反应资料，提出了变质反应级的概念，并提出了可以应用14个特定的变质反应，建立了等反应级的概念，其基本概念是：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连线，称为等变质反应级，根据变质反应级（带）的概念，温克勒选择了14个特征变质反应作为变质岩区分带的标志（图3-10-1），在选择这14个反应时，参考的都是较常见的变质反应；这些反应都已有大量的实验资料，反映其温压等物化条件较明确；而且所涉及的矿物，要易于通过一般的岩矿鉴定方法加以区别并尽可能包括较多的原岩类型。温克勒根据常见**中的特定变质反应把变质作用的温压范围划分为如下几个变质级： （1）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200～400℃。 （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350～400℃，上限为500～550℃。它和极低级之间的临界反应是图3-10-1 中的反应①②和③，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。 （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550～650℃之间，它和低级之间的临界反应是图3-10-1中的反应⑥。以十字石＋白云母＋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＋斜长石（An＝17）出现为特征，由于其成分复杂，反应的温压范围可能较宽，推测在500℃左右，但缺乏实验资料。 图3-10-1 一些重要的变质反应曲线的温压范围 （据H.G.F.Winkler，1976） （4）高级：相当于苏格兰高地的矽线石带，温度一般在600～650℃以上，它和中级之间的界线：低压时（0.35GPa），为图3-10-1中的反应���。压力较高时，则表现为花岗质**的重熔，其最低重熔曲线可作为界线。 温克勒用图3-10-2所示表示4个变质级在P-T图解上的分区。由图上可以看出，虽然温克勒用变质反应级代替了原来的变质相和变质带，仅根据特定变质反应划分的4个变质级和有些变质相、变质带的界线相近。变质反应级及以其为基础的变质级划分，是变质地区变质作用强度带研究的一大发展，因所选的变质反应都有较可行的实验数据，这就为把变质作用强度带研究和变质作用温压条件的确定，从定性阶段引向定量阶段开辟了途径，在理论和实践的结合上向前发展了一大步。 图3-10-2 不同变质级的P-T 图解 （据H.G.F.Winkler，1976）

脆性变形组构有哪些？

发育在地壳较浅部的断层带中的**，主要经受脆性变形作用使构造带附近的**发生不同程度的破碎，形成棱角状或**状的角砾（或砾石）或矿物碎斑。它们大多无方向分布形成块状构造，但在压应力和剪切应力作用下，砾石有定向分布的片理化特征。脆性变形主要有下列组构类型，分述如下。
1.构造角砾（砾）状组构
在构造应力作用下使**发生破碎，而形成大小不等的**碎块，**碎块的粒径＞2 mm，但实际上一般都＞5 mm。构造角砾状组构（tectonic brecciated fabric）的**碎块呈棱角状（照片6-49，51），构造砾状组构的岩块是在压应力和剪切应力的挤压和碾磨中被圆化，其长轴大多定向分布。在角砾或砾石之间分布着细小**、矿物、断层泥及部分胶结物等组成的基质（含量＜70%），基质在角砾中大多杂乱分布形成块状，而在构造砾状组构中的基质，也可定向分布形成片理化。构造角砾或砾石来自断层带的**碎块，角砾与原岩之间的位移距离较大。
2.碎裂组构
碎裂组构（cataclastic fabric）是**和矿物经受脆性变形作用，最初使**和矿物产生显微破裂，裂缝可以穿切矿物和**。当作用力继续增加，**进一步破裂，形成棱角状岩块，在岩块之间的裂缝中只有少量细小的矿物和**碎屑充填，有时在**裂缝中有石英、绿泥石、碳酸盐矿物等气液蚀变矿物充填。岩块之间并没有明显的位置移动，相邻岩块可以互相拼接（照片6-52，53，54）。随着碎裂作用增强，**中的碎块变小，数量增加，裂缝中的细小碎屑物质增加，在**中出现角砾、碎斑或碎粒岩带。碎裂**中岩块和碎基均杂乱分布，无定向排列。一般情况下，**碎块和矿物碎斑的粒径＞2 mm。**中的碎裂组构有的只能在显微镜下观察到，肉眼不能辨认。有时在碎裂岩的局部肉眼也可观察到**碎块所组成的碎裂角砾组构。
3.碎裂角砾组构
碎裂角砾组构（cataclastic brecciated fabric）的特征与构造角砾组构相似，两者区别是碎裂角砾的成分由单一**组成，角砾之间由该**的碎屑组成碎基充填，或由后期的气液蚀变矿物（如石英、绿泥石）充填。角砾粒径＞2 mm，含量大多在50%左右。碎裂角砾之间不能互相拼接，它们基本上是在原地被压碎成角砾状，角砾之间的位移很小。碎裂角砾组构经常与碎裂组构和碎斑组构呈渐变过渡的关系（照片6-55，56）。
4.碎斑组构
由大的**碎块和矿物组成碎斑，而颗粒细小的**和矿物则组成碎基，由碎斑和碎基共同组成碎斑组构（mortar fabric，porphyroclastic fabric）。**和矿物的碎斑粒径大多在0.3～2 mm之间，碎基含量50%～70%（照片6-57，58，60）。碎斑的矿物中经常具有波状消光，晶体解理和双晶发生弯曲，在**和矿物的碎斑中显微破裂发育。
5.碎粒组构
碎粒组构（granulate fabric）的特征与碎斑组构相似，但**中碎斑粒径较小，为0.1～0.3 mm，且碎斑主要由矿物组成，碎基的数量也相应要多些（70%～90%）（照片6-59）。
6.碎粉组构
碎粉组构与碎粒组构相似，矿物碎斑的粒径在0.1～0.3 mm左右，但数量少于10%，**主要由粒径＜0.1 mm的碎基组成（在90%以上）（照片6-62）。
碎裂组构与碎裂角砾组构和碎斑组构、碎斑组构与碎粒组构、碎粒组构与碎粉组构之间经常呈渐变过渡关系，形成碎裂-碎裂角砾和碎斑（或碎斑-碎裂）组构、碎斑-碎粒（或碎粒-碎斑）组构和碎粒-碎粉（或碎粉-碎粒）组构（照片6-61）。从碎裂组构、碎裂角砾组构、碎斑组构、碎粒组构到碎粉组构，显示了脆性变形作用的强度逐渐增强的趋势。
7.碎斑玻璃质结构
产于断层带具有玻璃质结构的**中，常含有一些碎斑矿物，形成碎斑玻璃质结构（mortar vitreous texture）。其所形成的碎斑玻璃质结构、地质产状及含有碎斑等特征，可与火成岩中的玻璃质结构和含有斑晶的玻璃质结构（玻基斑状结构）相区别。

变质作用的主要类型有哪些？

变质作用机制

变质作用是**在基本保持固体状态下发生转变的过程，那么**是如何在这种状态下实现矿物成分、结构构造甚至化学成分变化的呢?这就是变质作用机制问题。与岩浆作用和沉积作用相比，变质作用机制更为复杂，主要包括变质结晶、变形和变质分异3类。此外，在高级变质中还可出现部分熔融，在埋藏变质中甚至可出现压实作用，它们主要分属于岩浆作用和沉积作用范畴，故不在此叙述。 1.变质结晶作用 **在变质条件下的结晶作用称变质结晶作用（metamorphic crystallization），其主要机制包括重结晶作用和交代作用。 1）重结晶作用 重结晶作用（recrystallization）指**在基本保持固体状态下的矿物重新组合和通过化学反应形成新矿物的过程。重结晶前后，**总化学成分（除H2O、CO2等挥发分外）保持不变。 一些学者（如Raymond，1995）将上述过程进一步区分，仅把矿物重新组合，只涉及形状、大小、空间位置变化而无新矿物生成的过程称重结晶；把新矿物生成过程称为“新成结晶”（neocrystallization）。新矿物生成是通过变质反应实现的，关于变质反应以后要专门叙述。虽然新矿物生成必伴随原矿物消失，但仍有一些原矿物能在新条件下保持稳定而不发生反应形成新矿物。因此，这种狭义的重结晶与“新成结晶”往往是相互伴随的。单纯的这种狭义重结晶的情况仅见于化学成分简单的**如纯灰岩、纯白云岩、纯硅质岩之中。因此，绝大多数学者将它们统称为重结晶。重结晶作用也可发生在成岩阶段，在变质条件下发生的重结晶称为变质重结晶。 与岩浆结晶类似，变质结晶作用也包括成核（nucleation）和生长（growth）两个步骤。但是，固态下成核多为在有成核剂存在下的非均匀成核。所谓成核剂可以是一个先成的固体颗粒界面或某一变形构造（如晶体中的扭折带）等。而固态下晶体生长受表面能驱使，通过粒度增大和均匀化、颗粒界面平直化（多边形化）而不断降低表面能，以达到表面能最低的结构稳定状态（图 17-1）。在理想的单矿物**（如图 17-1 的变燧石岩）中，当达到最低颗粒界面能的情况下，相邻晶面之间的面间角约为120°。多矿物集合体情况复杂些，涉及化学平衡。如图 17-2 所示含石英大理岩的晶体生长过程。在低温条件下，由于方解石（Cc）+石英（Q）是稳定的，所以二者之间没有反应发生，它们构成一个矿物组合（mineral assemblage）或矿物共生（mineral paragenesis）。方解石和石英独自生长，包括粒度变大，颗粒界面变平直，形成该条件下的平衡结构（图17-2a）。当温度升高，一旦超越反应 **学 的反应温度，Cc+Q就变得不稳定。在粒度增大的同时，Q 与 Cc 反应，形成Wo反应边，在Wo集合体内有少量 Q残留，由于反应不彻底，结构未达平衡（图17-2b）。进一步发生反应，当反应完全后，Q 消失，形成新的高温条件下达平衡的稳定矿物组合 Cc+Wo，粒度也进一步增大，形成新的平衡结构（图17-2c）。 图17-1 变燧石岩粒径对距辉长岩接触带距离图解 图17-2 含石英大理岩的结构演化 2）交代作用 交代作用（metasomatism或replacement）指固体**在化学活动性流体作用下通过组分带入带出而使**总化学成分（除H2O、CO2等挥发分外）和矿物成分发生变化的过程。**在交代过程中保持体积不变。 可以在系统中带入带出的组分称为活动组分（mobile components）。由于流体相在变质作用过程中广泛存在，所以是完全活动组分。通常的变质作用也会造成**的H2O、CO2和铁的价态变化，这时仍把**系统看作为封闭系统，这样的变质作用从化学角度称为等化学变质作用（isochemical metamorphism）。只有当变质作用伴随交代作用，系统除H2O、CO2、O2等挥发分外，K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Si4+等金属阳离子也成为活动组分可带入带出时，才把**系统看作是开放系统，这种使**总化学成分除H2O、CO2等挥发分外，其他组分也发生变化的变质作用称为异化学变质作用（allochemical metamorphism）。这就是上述交代作用定义中有“除H2O和CO2等挥发分外”字句的原因。 例如，超基性岩水化，碳酸盐化生成蛇纹岩、滑石菱镁岩的过程： **学 Fo（镁橄榄石）Ser（蛇纹石）Brc（水镁石） **学 Ol（橄榄石）Tc（滑石）Bre（铁菱镁矿） 由于仅涉及H2O、CO2的带入，其他组分没有变化，所以不属于交代作用范畴，相应的反应为变质反应。但若伴随去硅、去镁或硅化作用（SiO2、MgO也为活动组分）： **学 Ol Bre（铁菱镁矿）溶液中 **学 Fo Ser溶液中 **学 Fo溶液中Ser 则这种蛇纹石化、菱镁矿化属于交代作用范畴，相应的化学反应称为交代反应。Маракушев（1993）区分了变质蛇纹岩化和交代蛇纹岩化两种蛇纹岩化过程。 流体在交代过程中起着物质搬运迁移的媒介和催化剂的双重作用，是交代作用不可缺少的重要因素，流体相中活动组分浓度或化学位梯度是交代作用的主要动力。此外，压力差也是组分迁移的驱动力。Коржинский（1957）把组分在压力差驱动下，借助溶液的流动，从压力高处向压力低处迁移方式称为渗透（infiltration）；把组分在浓度差驱动下，从浓度高处向浓度低处迁移的方式称为扩散（diffusion）。渗透主要发生在裂隙溶液中；扩散主要发生在粒间孔隙溶液中，通过矿物晶格或沿颗粒表面进行。在没有流体参与下，扩散作用也可在不同固体接触面附近进行，但规模很小。 交代作用也可在成岩阶段发生，而发生在变质条件下的交代作用称为变质交代作用。 2.变形 偏应力施加于**，当应变很小时，**显示弹性行为（elastic behavior）。这意味应变在应力施加时立即发生，应力撤消时，**立即恢复至原先未变形状态。而当应变增加至超越弹性极限，**就会产生永久变形（deformation）。此时视环境条件不同有不同的变形行为：在近地表低温低压和较高应变速率条件下，**显示脆性行为（brittle behavior），永久变形机制为脆性变形，表现为**沿裂缝破裂，产生碎裂和断裂。而在**高温高压，特别是当应变速率低时，**显示塑性行为（plastic behavior），**永久变形主要由于塑性流动（plastic flow）产生，导致矿物畸变和褶皱而没有破裂（Miyashiro，1994）。由于大的围限压力会增加颗粒间摩擦阻力和无孔隙**内部破裂而要求扩容（体积增大），所以脆性变形局限于近地表低压环境。但脆性与塑性之间并没有绝对界限，二者是过渡的。在过渡区，**变形行为既有脆性特征，又有塑性特征，永久变形由于碎裂流动（cataclastic flow）而产生。变形**宏观上整体保持连续性，显塑性变形特征；而微观上则被许多裂隙分割，显脆性变形特征。 **较高温压条件下塑性流动导致的永久变形主要有晶内塑性变形（intracrystalline plastic deformation）和晶界塑性变形（intercrystalline plastic deformation）2种机制。晶内塑性变形包括直线滑移（translation gliding）、双晶（twinning）滑移和单个晶体的扭折（kinking），它们与晶**错（dislocation）移动相联合。直线滑移的特点是晶格滑移距离是结晶学基本单位的整数倍，滑移结果改变晶体形状但不改变晶格方位（图17-3）。双晶滑移的特点是滑移距离是结晶学基本单位的分数，滑移结果产生机械双晶（图17-3）。扭折则是由于晶内变形不均匀而在滑移中发生旋转，导致滑移面弯曲扭折形成（图17-4），而位错则是晶体内**排列不完整造成的线**。从滑移的角度看，位错代表了已滑动部分与未滑动部分的分界线（图17-5）。 图17-3 直线滑移和双晶滑移的宏观变化 图17-4 塑性扭折的几何特征 图17-5 位错示意图 晶界塑性变形包括颗粒边界的滑移和扩散流动（diffusive flow）。由于处于较大应力下的颗粒边界区有较大的Gibbs内能，与处于较小应力的其他部位相比不稳定。因而化学迁移从晶体的较大应力边界区向其他部位迁移，并在那里产生晶体生长，这个过程称为扩散流动，它改变晶体形状（图17-6）。扩散流动通常有粒间流体相参加，通过粒间流体相的扩散流动称为压溶（pressure solution）（Miyashiro，1994）。 图17-6 晶内塑性滑移与压溶现象比较 变形晶体有大量位错，储集了变形施加的应变能，因而不稳定而力图通过重结晶以消除应变能恢复到稳定的无应变状态。这种伴随变形而发生的重结晶称为动态重结晶（dynamic recrystallization），包括恢复和重结晶两个阶段；而无偏应力参与的重结晶作用称静态重结晶（static recrystallizaion）。它们都属于重结晶范畴。动态重结晶初始阶段称为恢复（recovery），是使变形晶体降低应变能而回到未变形状态的过程。其结果是在变形晶体中产生大量细小（粒径一般小于0.02～0.03mm）的亚颗粒（subgrain）。恢复之后的重结晶是剩余应变能的消耗过程，以无应变新颗粒的发育和生长为特征。新颗粒首先从高应变区如变形颗粒界面、扭折带界面等处开始发育，通过亚颗粒的旋转及其边界迁移、消耗老颗粒而生长。重结晶颗粒比亚颗粒稍大但仍较细，粒径一般为0.02～0.07mm。颗粒形态大多为压扁拉长状，原始边界一般被破坏呈弯曲状、锯齿状或缝合线状，显示不稳定态。进一步重结晶则使颗粒粒度增大，边界趋于变直，呈矩形状而达稳定态。Raymond（1995）描述了在偏应力影响下的变质作用过程中单矿物**结构变化理想序列（图17-7）。 图17-7 在偏应力影响下的变质作用过程中单矿物**结构变化理想序列简图 动态重结晶有两个明显结果，一是颗粒的细粒化；一是颗粒定向，形成优选方位（preferred orientation）。有两类优选方位：形态优选方位（dimensional preferred orientation）是非等轴颗粒近于平行排列，这种定向肉眼清楚可见，包括面理和线理，后面将详细描述；晶格优选方位（lattice preferred orientation）是光学轴或结晶学轴空间定向的结果，可出现在随机定向的颗粒集合体中，通常肉眼不可见，需要进行专门的费氏台研究或X射线研究（岩组学）。 3.变质分异 由上述可以看出，变质作用通常趋向于产生均一化**，即使其成分和机械性质变均匀。这是因为均一化可消除由成分差异导致的化学位梯度，使**具低自由能而最稳定。尽管理论上如此，但在变质岩中条带状或透镜状矿物集合体即成分层（compositional layering）却非常普遍。在一些情况下，这些成分层可能是原生的沉积或火成层理，变质作用期间矿物定向生长、深熔脉体的顺层产出和火成岩脉的顺层侵入，均可使原生层理构造得到加强（Passchier et al.，1990）。但是，有些成分层往往是变质分异的结果。所谓变质分异（metamorphic differentiation）就是使原先均匀的**发育成分层的变质过程（Raymond，1995）。 从现有的资料看，变质分异产生成分层的机理主要有下列3种解释： （1）成分层代表扩散反应带。扩散可以由化学上不相容的两种**之间的化学位梯度（浓度梯度）自发引起，也可以由一个均匀**中由于温度梯度产生的粒间溶液中活动组分化学位梯度引起的。Orville（1969）用化学上不相容**之间的扩散解释泥质变质岩与大理岩间的角闪岩层的形成。他还以实验证明，在存在粒间流体和温度梯度及有充分时间进行扩散的情况下，原来均匀的由白云母、石英、钾长石组成的**，由于离子迁移而变得不均匀，冷的部分由白云母+石英组成，热的部分由钾长石组成（王仁民等，1989）。 （2）成分层的发育是构造重结晶的结果。它们或是先存构造带**殊相优先成核（preferential nucleation）的结果（Bramwell，1985），或是局部应力场（剪切）控制的物质溶解和再沉淀（扩散流动）的结果（Moler，Vander，1985）。 （3）成分层是强烈压扁（塑性变形）的结果。Passchier等（1990）用一系列图解（图17-8）表示了这一过程，说明在高**麻岩区，无论原岩构造如何，经过递进变形，当变形很强烈时都形成相同的层状片麻岩。 图17-8 高**麻岩区4种典型的露头尺度进变形

碎裂岩类有哪些？

碎裂岩类（cataclasites，cataclastic rocks）也称压碎岩类。是**在脆性变形作用下发生破裂，随着变形作用的加强**碎裂程度加大，碎块的粒径逐渐变小，碎基的数量增加。碎裂岩中的**碎块和矿物碎斑大多无定向分布，重结晶作用和变晶作用微弱，很少有新生的变质矿物。碎裂岩中**碎块和矿物碎斑的成分与原岩成分基本相同，岩块之间移动的距离很小，相邻岩块经常可以拼接。由于碎裂岩中裂隙发育，是后期热液和矿化作用活动和赋存的空间，在碎裂岩的裂隙中，经常充填被压碎的细小**和矿物碎屑、岩粉，有时也有碳酸盐矿物、石英、绿泥石、葡萄石、绿帘石，甚至是一些矿化的细脉。当这些气液蚀变的矿物在**中的数量＞5%时，这类**已属于构造变形所形成的碎裂**中叠加了气液变质作用所形成的气液变质岩之间的过渡类型的**。 根据碎裂岩类中碎块（**碎块和矿物碎斑）的粒径大小，碎基的含量及**的组构特征可进一步分为碎裂化**、碎裂××岩、碎裂岩、碎裂角砾岩、碎斑岩、碎粒岩和碎粉岩。但由于**经受应力作用强度不均匀性，同一碎裂**中被压碎的程度并不一致，压碎较轻的部分形成碎裂岩或碎裂化的**，而在较强的部分可形成碎斑岩或碎粒岩，经常形成碎裂岩、碎裂角砾岩、碎斑岩、碎粒岩和碎粉岩之间的过渡类型的**。碎裂岩多发育在刚性**中，如花岗岩等火成岩、片麻岩、陆源碎屑岩、大理岩、石灰岩等。 1.碎裂化岩类 碎裂化**（cataclasication rock）是在脆性变形作用下**发生破裂，开始形成显微裂隙和由这些裂隙分割的**碎块，这些显微裂隙的宽度大多＜1 mm，并不破坏**和矿物的完整性，裂隙可以发育于矿物的晶体中，也可以穿切**。在显微裂隙中充填有被压碎**的细小粉末，有的也充填后期的方解石、绿泥石、石英等热液蚀变矿物。**中碎块之间并无明显的位置移动，相邻岩块之间经常可以相互拼接。原岩的矿物及组构特征一般仍保持较完整，裂隙中碎基的含量5%～10%。碎裂化**的组构是显微碎裂（裂隙）组构＋原岩组构。由于**被压碎的程度很低，裂隙很细小，一般延伸不远就中断，在标本中肉眼很难观察到**已被碎裂，只有在显微镜下才能观察到**中裂隙比较发育。碎裂化**的命名原则是： 碎裂化＋原岩名称 如碎裂化花岗岩。碎裂岩化**是碎裂岩与原岩之间过渡类型的**，但以原岩为主。 2.碎裂××岩类 变形作用继续加强，**的破碎程度增加，**中裂隙更加发育，裂缝加大，**碎块和矿物碎斑也有变小的趋势，其粒径往往＞2 mm，碎基数量增加到10%～30%。在大多数裂缝中有**被压碎的细小碎粒和岩粉等碎基充填，或有绿泥石、石英、碳酸盐、绿帘石等热液蚀变矿物充填在裂缝中（照片6-52，53，54，56），**中有时出现碎裂角砾岩、碎斑岩和碎粒岩带，大部分岩块仍可互相拼接。原岩矿物、组构和原岩类型仍大都保持并可恢复。**的命名原则是： 碎裂＋原岩名称如碎裂花岗岩。肉眼观察标本有时可看到**呈大小不等的棱角状碎块，除了显微裂隙十分发育以外。组成碎裂化的**和矿物中具有显微变形结构，如波状消光、变形纹、变形带、矿物晶体和双晶的弯曲和碎块边缘的粒化等现象较常见。 3.碎裂岩类 碎裂岩（cataclasite）是变形作用进一步加强，**中裂缝增大，**碎块和矿物碎斑多呈棱角状，大小不一，其粒径大多＞2 mm。**的缝隙中有细小**碎块、矿物碎斑、碎粒和碎粉等碎基充填，有时有后期热液矿物如石英、碳酸盐矿物、绿泥石、绿帘石等充填于碎裂岩的裂缝中。碎基含量在30%～50%左右。在**碎块和矿物碎斑中大多具有不同程度的显微变形，如裂隙较发育，其边缘的粒化、长石双晶的错动和弯曲，石英的波状消光等。**碎块之间大多没有明显位移，由于**碎块和矿物碎斑的数量增加，仅有少数岩块可以拼接。**以碎裂组构为主（照片6-55），在较大的**碎块中仍能观察到原岩的组构特征和矿物组成，据此可恢复原岩类型。碎裂岩的命名原则是： 原岩名称＋碎裂岩 如花岗碎裂岩。当**中原岩类型不易恢复，则以矿物（以前少后多）命名，矿物（前少后多）＋碎裂岩如石英斜长碎裂岩或长英质碎裂岩。 4.碎裂角砾岩类 碎裂角砾岩（cataclastic breccia）由角砾和碎基组成，角砾粒径＞2 mm，碎基由＜2 mm的**和矿物碎屑组成，其含量在50%左右，角砾与碎基成分与原岩一致，有时在角砾之间有气液蚀变的矿物充填。角砾之间大部分不能拼接，但大多数角砾是在原地被压碎的，**具碎裂角砾组构。其与构造角砾岩的主要区别是常与碎裂岩和碎斑岩共生，呈渐变过渡关系，且碎裂角砾的**与共生的碎裂岩的**成分一致（照片6-55左下，56右下）构造角砾岩与碎裂角砾岩之间的区别参阅表6-5。碎裂角砾岩的命名原则是： 原岩名称＋碎裂角砾岩如花岗质碎裂角砾岩。 5.碎斑岩类 碎斑岩（porphyroclastic rock，mortar rock）由碎斑和碎基组成，碎斑粒径在 0.3～2 mm，碎斑呈棱角状、次棱角状，有的为次圆状。碎斑由**碎块和矿物碎屑组成，但矿物碎屑数量较多，碎基含量在50%～70%，碎斑中常具有显微变形结构。**中碎斑之间的原始位置已不可确认。**具有碎斑组构，原岩的组构和**有时可在较大的**碎块中得以辨认（照片6-57，58，60）。由此可见，碎斑岩和碎裂岩之间的区别主要是碎斑岩的碎斑粒径减小，碎基数量增加，碎斑岩的原岩不易恢复。其命名原则是： 矿物（前少后多）＋碎斑岩如长英质碎斑岩。如能恢复原岩名称也可命名为： 原岩名称＋碎斑岩 如花岗质碎斑岩。碎斑岩与碎裂角砾岩、碎裂岩之间，有时存在过渡关系，可定名为碎斑碎裂岩、碎斑碎裂角砾岩或碎裂碎斑岩。以前次后主的顺序排列，如碎裂角砾碎斑岩是以碎斑岩为主，但有少量碎斑的粒径＞2 mm。 6.碎粒岩类 碎粒岩（granulate rock）与碎斑岩的区别在于，碎斑的粒径更细小，一般为0.1～0.3 mm，碎基含量较多，为70%～90%，碎斑形状大多呈次棱角状、次圆和圆状。原岩组构已很难观察到，恢复原岩类型较困难。但如果原岩由粒径细小的矿物组成（如千枚岩等），有时也可在粒径稍大的碎斑中得以观察到。碎粒岩命名原则是： 矿物（前少后多）＋碎粒岩 如绿帘斜长碎粒岩。碎粒岩与碎斑岩之间也经常呈渐变过渡关系，而形成碎粒碎斑岩、碎斑碎粒岩（照片6-59）。 7.碎粉岩类 碎粉岩中碎基矿物的粒径＜0.1 mm，碎基在**中含量＞90%，其中0.1～0.3 mm±的碎斑矿物＜10%。碎斑矿物和碎基在**中杂乱分布，原岩组构及原岩类型已无法辨认，难以判别（照片6-62）。碎粉岩的命名原则是： 碎粉岩（或颜色＋碎粉岩、或矿物＋碎粉岩） 碎粒岩和碎粉岩之间，经常呈连续过渡关系，在自然界中，碎粉碎粒岩、碎粒碎粉岩（照片6-61）有时也存在。 将本手册的动力变质岩分类表64与表6-3相对照，表6-4中的构造角砾岩、构造砾岩、碎裂××岩、碎裂岩和碎裂角砾岩相当于表6-3中的初碎裂岩和碎裂岩，碎斑粒径＜2 mm的碎斑岩和碎粒岩相当于表6-3中部分碎裂岩，而表6-4的碎粉岩相当于表6-3中的超碎裂岩。 本手册认为将构造角砾岩归并到碎裂岩类并不合适，因两者在岩相特征上有明显差别，表现在角砾成分、碎基成分、组构特征及其他方面均有较大差异，对比照片6-49，50，51（构造角砾岩）和照片6-52，53，54，55，56（碎裂岩及碎裂××岩），可明显分辨出两者应属于不同的动力变质岩类，关于构造角砾岩和碎裂岩的区别如表6-5所述。 另外，由于碎裂岩中的裂隙十分发育，经常成为含矿热液活动的地质环境，很多热液矿床与碎裂岩关系十分密切，因此，也有必要对碎裂岩进行详细划分和深入研究。