变质作用与地壳演化

一、变质作用的范围
变质作用是地壳演化过程中原先生成的岩浆岩和沉积岩在地壳一定深处所发生的一种固态转变，所形成的岩石称为变质岩（图16－1）。
所谓“地壳一定深处”，是指变质作用发生于一定的温度、压力范围，通常是温度范围200～1000℃，压力范围0.02～1.5GPa（0.2～15kb）（王仁民等，1989）。这个温度范围大概处在后生成岩作用和岩浆作用之间。

图16－1 出露地表的变质岩*

成岩作用与变质作用之间界限，涉及变质作用的下限。Winkler（1976）主张把浊沸石的出现作为变质作用的开始（大约是200℃），但对此有人持异议，如赵宗溥（1983）。
二、变质作用的分类
根据变质作用的规模，变质作用可分为局部变质作用和区域变质作用两大类（Raymond，1995）：
1.局部变质作用
局部变质作用是指体积小于100km3的变质作用。它分布于某个具体的地质构造中，受到体积的局限控制。局部变质作用可分为以下几类：
（1）接触—热变质作用
分布于侵入体与围岩接触带。岩浆侵入到地壳的上部层位，由于侵入体与围岩间有显著的温度差，围岩受热而发生变质作用。这类变质作用一般深度不大，围限压力不会太高。
（2）动力变质作用
分布于断层带或其他强烈错动（剪切作用）带上，由于各种类型应力作用的结果，岩石通过碎裂、变形和重结晶等方式，进行结构、构造上的改造，有时也有矿物成分上的转换。动力变质作用特点是低温、高应变率。
（3）冲击变质作用
分布于陨石坑附近，在陨石冲击到地表时发生的变质作用。瞬时冲击产生的高压、高温是控制冲击变质作用的主要因素。
（4）交代变质作用
局限分布于侵入体接触带及火山喷发活动区，主要由岩浆热液引起的化学变质作用。变质作用的机理是交代作用。
2.区域变质作用
区域变质作用是分布范围广泛而且变质因素复杂的一种变质作用。它常发生在岩石圈范围，均具较大的规模。主要变质因素有：温度、压力（包括围限压力和应力）和流体均同时起重要作用，其中以围限压力最为重要。区域变质一般发生于大陆地壳、大洋地壳及岩石圈地幔（Mason，1990；Miyashiro，1994）。
（1）造山变质作用
分布于前寒武纪结晶基底，变质作用规模巨大，面积超过数百平方千米，与造山作用有密切的关系。主要变质作用为重结晶和变形，岩石常常具有面理和线理，是区域变质作用最常见类型，又称区域动热变质作用或区域变质作用。
（2）洋底变质作用
在大洋中脊上升的热流和海水作用下，洋壳岩石发生的大规模变质作用称为洋底变质作用。温度、流体及其中的化学组分是控制洋底变质作用的主要因素，常常发生重结晶作用和交代作用，绿岩是典型的洋底变质岩。
（3）埋藏变质作用
埋藏变质作用是无明显变形的、规模巨大的低级变质作用，其变质温度很低，而导致埋藏变质作用的压力变化范围较大，是成岩作用向变质作用发展的过渡类型，又称浅变质作用。其变质岩常常具有原岩的残余结构。
（4）混合岩化作用
在地壳深部高级变质岩发育区，由于温度、压力进一步升高，又有流体存在，一些变质岩能熔融产生相当数量的花岗质熔体。当熔融程度较高，并经迁移大量汇聚后便形成岩浆，冷凝后即形成花岗岩类岩石。如果只有少量熔融，且未发生明显远距离迁移，则出现花岗质浅色脉体和暗色变质岩基体混杂在一起的岩石，称为混合岩。从变质岩经熔融而形成混合岩的过程称为混合岩化作用，又称超变质作用。

前震旦系结晶基底地层是一套经受中、深变质程度且普遍混合岩化的地层(四川省地质矿产局，1991)，代表这一历史时期的变质岩以秦克令等(1990)所创建的鱼洞子群(研究区外北东边缘)为代表，锆石U-Pb法同位素年龄值为2657±9Ma(秦克令等，1990)和2693±9Ma(张宗清等，2002)、Sm-Nd同位素等时年龄2688±100Ma(张宗清等，2002)，表明其成岩时期大致相当于新太古代，与上覆中元古界代表褶皱基底的碧口群绿片岩相变质细碧岩—石英角斑岩建造呈顺层韧性剪切—剥离断层接触为五台造山运动及相伴斜长角闪岩相区域变质和花岗岩化作用之产物。同时，丹巴地区混合片麻岩套中，已获得锆石U-Pb法最大年龄值已达1852～2341Ma，可能残存有原岩为古元古界康定群的地质信息。故将区内已发现和尚待发现的古老结晶基底(或古陆核)的形成年限笼统厘定为距今大约2800～1600Ma的新太古代—古元古代时期，但迄今为止，尚未发现结晶基底与褶皱基底间的沉积不整合关系(四川省地质矿产局，1991)。

区内的变质作用明显地具有多期性，从老到新可划分为新元古期、华力西期、印支期。每期变质作用发生的大地构造环境都有明显的差异，也就是与所处的地壳演化阶段有密切关系。从区域变质作用的角度看，可将区内区域变质作用的演化史分为中元古代—新元古代早期、震旦纪—古生代、中生代3个主要阶段。

一、中元古代—新元古代早期

这是扬子陆块褶皱基底形成时期。形成于这一地史时期的区域变质岩以摩天岭区碧口群、后龙门山区通木梁群、丹巴地区公差混合片麻岩套和木里地区下喀沙组等为代表。已有同位素年龄表明曾经历了前震旦纪的构造演化。晚前寒武纪早期，原始结晶基底(古陆壳)发生破裂、分化，并以裂陷槽(裂谷)发育为特征，在一些裂陷槽中的保留了局部古陆的残块，因此，晚前寒武纪阶段出现了古陆裂解-分化活动的大地构造格局。

该时期表现为古陆核相对稳定，以剥蚀为主，是晚前寒武纪期间的蚀源区及陆壳增生的核心，而其边缘裂陷槽则为活动带，经历了长期的、复杂的沉降、拗陷及后期的褶皱回返，伴随着强烈的区域变质及深成侵入作用。在中元古代，以代表洋壳环境的浊积岩、硅质岩、细碧岩、角斑岩、基性-超基性岩发育为特征;而在古陆边缘以沉积了典型的陆壳环境相的浅海相陆屑-碳酸盐岩为特征。新元古代时，裂陷槽闭合，特别是晋宁运动使其褶皱回返，伴随着绿片岩相低温的区域动力变质作用，地壳变厚、成熟，渐趋稳定。

二、震旦纪—古生代

震旦纪时期，本区进入稳定的陆块发展阶段。闰全人等(2006)认为新元古代至早古生代期间可能一直维持有限的残余的松潘-甘孜洋洋盆状态，并推测松潘-甘孜洋可能是在扬子地块或青藏高原前寒武纪基底上拉张而成的(SHRIMP年龄831±27Ma)，松潘-甘孜地块基底经历了古生代—中生代的多次构造热事件影响。

古生代早期以裂陷活动为主，晚期发展为面型拗陷活动。早二叠世末和晚二叠世末的华力西晚期构造运动动，使后龙门山带、迭部-康县变质带发生区域动力热流变质作用，二叠系上统与三叠系呈平行不整合。研究表明，动力变质的热流来自深部地幔，变质带显示了线型递增变质带和中心式递增变质带特点。这种特点，反映了深部的高热流沿线性裂陷带不均匀上升形成的热轴和热点，后龙门山变质地带、迭部-康县变质地带为中压型区域动力热流变质作用。

三、中生代

三叠纪时松潘-甘孜地区为古特提斯洋的一部分，印支运动使其封闭，并使区内的晚二叠世—三叠纪沉积褶皱变形、发生区域变质并伴有大规模同构造期中酸性岩浆侵入。褶皱以线型褶皱为主，劈理发育，显示应力强大。变质作用为区域低温动力变质作用，形成大面积的板岩、千枚岩，属板岩-千枚岩变质。印支运动还使早已形成的华力西变质岩系发生程度不同的叠加变质。变质作用的特点表明，地壳温度低而均匀，热流一般来自地壳表层的放射性热能，为浅部变质作用。花岗质岩石以花岗闪长岩、二长花岗岩为主，成因类型属地壳重熔的岩浆侵入型及部分岩浆混染型。花岗质岩石的侵位则导致围岩发生热变质和气—液变质，形成接触变质岩和气液变质岩，接触变质岩围绕岩体呈环带状分布。受岩体侵位时温度和岩体规模的影响，其变质带分布宽窄不一。印支运动使区内结束海相沉积史，大型陆相盆地沉积从此开始。在后来的燕山和喜马拉雅运动中，区内只有盖层的褶皱、断裂、推覆，没有区域变质作用发生。