多组分系统的相平衡和矿物共生分析

矿物组合、成分－共生图解和组分分析~

（一）矿物组合及其确定标志
在共生分析中，把一定化学成分岩石达化学平衡时的矿物成分称为矿物组合（mineralassemblage）或矿物共生、矿物共生组合（mineral paragenesis）。矿物组合是岩石化学成分和温压等条件的反映，是共生分析的对象或出发点。由于温度升高的进变质过程反应速率大，易于达平衡，因此，岩石中见到的矿物组合多为热峰矿物组合。
确定矿物共生组合是共生分析的第一步，因为这是应用相律的先决条件。然而，由于不能排除天然变质岩系统存在不平衡状态，也不能排除变质岩中小范围内的化学成分变化，而造成在一块变质岩标本中，甚至于一块薄片范围内见到的矿物有可能属于几个共生组合。因此，必须根据详细的岩石学观察，正确判断矿物共生组合。
确定矿物共生组合的主要标准如下：
（1）一个矿物共生组合中的各种矿物都有相互接触的关系。
（2）一个矿物共生组合的各矿物，相互间无反应和交代现象。
（3）一个矿物共生组合中，同种矿物的化学成分及光性特征应相近。如有环带，则其边部化学成分及光性特征近似。
（4）一个矿物共生组合中的一对矿物之间元素的分配符合Nernst分配定律，即这一对矿物（如黑云母－石榴子石）在系统各处元素的分配系数近相等。
（5）矿物共生组合中矿物共生关系应符合矿物相律，即矿物相数不超过惰性组分数（通常矿物种类不超过五六种）。
上述判别标志中，（2）、（3）、（4）、（5）主要是平衡的标志。具备了这些标准，可认为岩石达到化学平衡。标准（1）则是一定的化学成分的标志。由于原岩化学成分不均匀，一个薄片中可出现几个矿物组合。此时可据标准（1）将它们区分开来。例如在低压高温下变质的硅质灰岩，Cc＋Q反应生成Wo＋CO2。如果硅质灰岩由SiO2含量变化的细微薄层组成，虽然硅灰石（Wo）、方解石（Cc）和石英（Q）这三个矿物可在同一薄片中出现，但仔细检查可发现，在各层中只有Wo＋Cc或Wo＋Q才构成共生（图23－1a）。此外，标准（1）还可排除被大矿物包裹而不参与反应的 “被屏蔽” 的相。如图23－1b所示，矿物D被B包裹不能与A、C接触，而A、B、C三矿物彼此有机会接触，因而有A＋B＋C和B＋D两个矿物组合。

图23－1 一个薄片中出现两个共生组合

（二）成分－共生图解
如果一个岩石系统由三组分组成，根据Godlschmidt矿物相律，在普遍观察到的组合中，矿物数应是3、2或1，这意味着当这种岩石的矿物成分用一个三顶点为三组分的三角图解表示时，把该图解分成一系列小三角形就能直观地表示矿物共生关系，这种图解称为成分－共生图解（composition－paragenesis diagram）或共生图解（paragenesis diagram）。如图23－2a的abc图解，以a、b、c三组分为三角形顶点，7个矿物按化学组成（a、b、c摩尔分数）分别标在相应位置上：一组分组成的矿物表示在三角形三个顶点，如矿物A：a 100％；两组分组成的矿物表示在三角形的三条边上，如F：b 62％，c38％；三组分组成的矿物表示在三角形内部，如G：a 33％，b33％，c34％。这个三元系共7个矿物，系统的任意组成一般位于连接三矿物的小三角形内，故达平衡时为三矿物共生，即p＝3。如i组成，为A＋D＋E三相共生；若成分点位于共生线上，则平衡时为两矿物共生，p＝2。如j组成为F＋C两相共生；若成分点恰位于某矿物投影点，则平衡时仅一相存在，p＝1。如a组成，平衡时仅一相A。
大多数变质矿物是具有相当大成分范围的固溶体，它们在成分－共生图解中以线段（两组分固溶体，如图23－2b中A、E）或面积（三组分固溶体，如图23－2b中B、F、G）表示。当岩石成分点位于矿物成分点、线段或面积中时，相数为1；当岩石成分点落在一条共生线上时，两相共生；当三相共生时，共生关系以图解中一个一定的小三角形表示。

图23－2 成分－共生图解

（三）组分分析
绝大多数变质岩具有复杂的化学组成，是一个多相平衡系统，而不是简单的三元系。然而，在一个二维的平面上，我们只能表示最多三四个组分的系统的矿物共生关系。因此，为了对成分复杂的岩石作共生分析，有必要对岩石系统各组分作具体分析，找出对矿物共生组合影响最大的三四个组分，把多组分岩石系统简化为三组分或四组分系统，才有可能作出成分－共生图解，表示岩石化学成分与矿物组合的关系，这一过程称为组分分析。
Korzhenskii（1973）指出，为了进行共生分析，可将组分进一步分类如下。
1.完全活动组分
该类组分在间隙溶液中的浓度或化学位与温度、压力一样是岩石系统的外部条件。成分—共生图解表示的是一定外部条件下的矿物组合。所以，外部条件在图解中不表示。当外部条件改变引起矿物组合的变化时，用新的图解表示新条件下的新的一套矿物组合。
2.惰性组分
惰性组分进一步划分为：
◎杂质组分（impure components）：含量甚微，以类质同象混入物形式赋存在造岩矿物之中，如SrO、BaO等。杂质组分不改变矿物共生关系，在共生分析时忽略不计。
◎类质同象组分（isomorphic components）：如FeO、MgO在造岩矿物中相互替代，在共生分析时常将其合并为一个组分（Fe，Mg）O。但造岩矿物中类质同象替代往往是有限的，如Gt（石榴子石）、Cld（硬绿泥石）和St（十字石）有高的FeO/MgO比值，而Crd（堇青石）的FeO/MgO比值较低。因此，在严格的共生图解中，将FeO和MgO作为2个组分。
◎孤立组分（independent components）：如ZrO2、TiO2、P2O5，它们在岩石中含量少，且以纯的形式（如TiO2）或与其他组分组成化合物（如ZrSiO4、Ca5［PO4］3 F）形式，以一个独特的副矿物如金红石（TiO2）、锆石（ZrSiO4）、磷灰石（Ca5［PO4］3F）等产出。共生分析一般不考虑副矿物，因而也不考虑孤立组分。
◎过剩组分（excess components）：是系统中大量存在的组分，在参与形成其他共生矿物之后能以过剩状态形成单独的矿物相（过剩矿物），出现于该类岩石的共生组合之中。过剩组分含量多少，只会影响过剩矿物含量多少，而不影响岩石的其他矿物共生。因此，作共生图解时可不考虑过剩组分，而把过剩矿物放在共生图解之外表示。例如一般情况下，SiO2在原岩中是大量的组分，变质后经常有石英出现。此时，SiO2是过剩组分可不考虑。石英是过剩矿物放在成分－共生图解之外。
◎ 有效惰性组分（virtual inert components）：是除上述几类组分之外的其他组分（包括由类质同象组分合并的组分）。它们之间的比例对矿物共生组合起决定性的作用。
从上述组分分析中可看出，矿物共生组合中出现的矿物数目与完全活动组分、微量组分、次要的类质同象组分无关。在不考虑副矿物（不考虑孤立组分）情况下，矿物共生组合中矿物最大数目等于有效惰性组分数加上过剩组分数之和。但过剩组分多少不改变矿物共生，决定矿物共生组合多样性的是有效惰性组分。因此，以有效惰性组分为顶点作出的成分－共生图解可以表示系统的矿物共生关系。由于天然岩石系统成分的差异，有效惰性组分不尽相同，相应的成分－共生图解类型亦不同。因此，成分－共生图解的类型很多。其中最常用的是P.Eskola（1915，1920）的ACF图、A′KF图，J.B.Thompson（1957）的AFM图以及CMS图。
共生图解是将天然岩石的多元系统简化为三元系或四元系表示。无论哪种图解都不免在某种程度上以从相律角度看来不甚合理的程序为基础。特别是对ACF图这样试图在一个图解中表示天然岩石中大量组分和宽的成分范围的图解尤其如此。因此，严格说来，它们不是真正的成分－共生相图。这可导致图解中的四个或五个矿物共生而造成共生线相交。但是，“为了减少成分变量数目，这是一个难免的弊病”（Miyashiro，1972）。比较起来，AFM图和CMS图为特定的组分数较少的成分系统设计，只要是用于与设计的成分系统相符的岩石时，不会出现共生线相交的情况。
成分－共生图解中有效惰性组分的单位，一般地说既可采用摩尔数，也可采用质量百分数。但与质量百分数相比，摩尔数易于标绘矿物化学成分（用矿物化学式标绘矿物），因此均采用摩尔数作单位。为了加以区别，我们用方括号表示摩尔数，如 ［CaO］ 表示CaO的摩尔数。

1.矿物组合及其确定标志
在共生分析中，把一定化学成分岩石达化学平衡时的矿物成分称为矿物组合（mineral assemblage）或矿物共生、矿物共生组合（mineral paragenesis）。矿物组合是岩石化学成分和P、T等条件的反映，是共生分析的对象或出发点。由于温度升高的进变质过程反应速率大，易于达平衡，因此岩石中见到的矿物组合多为热峰矿物组合。
确定矿物共生组合是共生分析的第一步，因为这是应用相律的前提。然而，由于不能排除天然变质岩系统存在不平衡状态，也不能排除变质岩中小范围内的化学成分变化造成在一块变质岩标本中，甚至于一块薄片范围内见到的矿物有可能属几个共生组合。因此，必须根据详细的岩石学观察正确判断矿物共生组合。
确定矿物共生组合的主要标准是：①一个矿物共生组合中的各种矿物都有相互接触的关系；②一个矿物共生组合中的各种矿物，相互间无反应和交代现象；③一个矿物共生组合中，同种矿物的化学成分及光性特征应相近，如有环带，则其边部化学成分及光性特征近似；④一个矿物共生组合中的一对矿物之间，元素的分配符合Nernst分配定律，即各处元素的分配系数近相等；⑤矿物共生组合中矿物共生关系应符合矿物相律，即矿物相数不超过惰性组分数（通常矿物种类不超过5、6种）。
上述判别标志中，②、③、④、⑤主要是平衡的标志。具备了这些标准，可认为岩石达到化学平衡。标准①则是一定的化学成分的标志。由于原岩化学成分不均匀，一个薄片中可出现几个矿物组合。此时可据标准①将它们区分开来。例如在低压高温下变质的硅质灰岩，方解石+石英反应生成硅灰石+CO2。如果硅质灰岩由SiO2含量变化的细微薄层组成，虽然硅灰石、方解石、石英这三个矿物可在同一薄片中出现，但仔细检查可发现，在各层中只有硅灰石+方解石或硅灰石+石英才构成共生（图20-1a）。此外，标准①还可排除被大矿物包裹而不参与反应的“被屏蔽”的相。如图20-1b，矿物D被B包裹不能与A、C接触，而A、B、C三矿物彼此有机会接触，因而有A+B+C和B+D两个矿物组合。

图20-1 一个薄片中出现两个共生组合

2.成分-共生图解
如果一个岩石系统由3种组分组成，根据Godlschmidt矿物相律，在普遍观察到的组合中，矿物数应是 3、2 或 1，这意味着当这种岩石的矿物成分用一个三顶点为三组分的三角图解表示时，把该图解分成一系列小三角形就能直观地表示矿物共生关系，这种图解叫成分-共生图解（composition-paragenesis dia-gram）或共生图解。如图 20-2a 的 abc 图解，以 a、b、c 三组分为三角形顶点，7个矿物按化学组成（a、b、c，mol%）分别标在相应位置上：一组分组成的矿物表示在三角形三个顶点，如矿物A：a 100%；两组分组成的矿物表示在三角形的三条边上，如 F：b 62%，c 38%；三组分组成的矿物表示在三角形内部，如G：a 33%，b 33%，c 34%。这个三元系共 7 个矿物，系统的任意组成一般位于连接三矿物的小三角形内，故达平衡时为三矿物共生，即 p=3。如 i 组成，为A+D+E三相共生；若成分点位于共生线上，则平衡时为两矿物共生，p=2。如 j 组成为 F+C 两相共生；若成分点恰位于某矿物投影点，则平衡时仅一相存在，p=1。如 a 组成，平衡时仅一相A。

图20-2 成分-共生图解

大多数变质矿物是具有相当大成分范围的固溶体，它们在成分-共生图解中以线段（两组分固溶体，如图20-2b中A、E）或面积（三组分固溶体，如图20-2b中B、F、G）表示。当岩石成分点位于矿物成分点、线段或面积中时，相数为1；当岩石成分点落在一条共生线上时，两相共生；当三相共生时，共生关系以图解中一个一定的小三角形表示。
3.组分分析
绝大多数变质岩具有复杂的化学组成，是一个多相平衡系统，而不是简单的三元系。然而，在一个二维的平面上，我们只能表示最多三四个组分的系统的矿物共生关系。因此，为了对成分复杂的岩石作共生分析，有必要对岩石系统各组分作具体分析，找出对矿物共生组合影响最大的三四个组分，把多组分岩石系统简化为三组分或四组分系统，才有可能作出成分-共生图解，表示岩石化学成分与矿物组合的关系，这一过程叫做组分分析。
Korzhenskii（1973）指出，为了进行共生分析，可将组分进一步分类如下：
1）完全活动组分
该类组分在间隙溶液中的浓度或化学位与T、P一样是岩石系统的外部条件。成分一共生图解表示的是一定外部条件下的矿物组合。所以，外部条件在图解中不表示。当外部条件改变引起矿物组合的变化时，用新的图解表示新条件下的新的一套矿物组合。
2）惰性组分
惰性组分进一步划分为：
（1）杂质组分（impure components），含量甚微，以类质同象混入物形式赋存在造岩矿物之中，如SrO、BaO等。杂质组分不改变矿物共生关系，在共生分析时忽略不计。
（2）类质同象组分（isomorphic components）。如FeO、MgO在造岩矿物中相互替代，在共生分析时常将其合并为一个组分（Fe，Mg）O。但造岩矿物中类质同象替代往往是有限的，如Gt（石榴子石）、Cld（硬绿泥石）和St（十字石）有高的FeO/MgO比值，而Crd（堇青石）的FeO/MgO比值较低。因此，在严格的共生图解中，将FeO和MgO作为两个组分。
（3）孤立组分（indifferent components），如ZrO2、TiO2、P2O5，它们在岩石中含量少，且以纯的形式（如TiO2）或与其他组分组成化合物（如ZrSiO4、Ca5［PO4］3F）形式，以一个独特的副矿物如金红石（TiO2）、锆石（ZrSiO4）、磷灰石（Ca5［PO4］3F）等产出。共生分析一般不考虑副矿物，因而也不考虑孤立组分。
（4）过剩组分（excess components）是系统中大量存在的组分，在参与形成其他共生矿物之后能以过剩状态形成单独的矿物相（过剩矿物），出现于该类岩石的共生组合之中。过剩组分含量多少，只会影响过剩矿物含量多少，而不影响岩石的其他矿物共生。因此，作共生图解时可不考虑过剩组分，而把过剩矿物放在共生图解之外表示。例如，在一般情况下，SiO2在原岩中是大量的组分，变质后经常有石英出现。此时，SiO2是过剩组分可不考虑。石英是过剩矿物放在成分-共生图解之外。
（5）有效惰性组分（virtual inert components）是除上述几类组分之外的其他组分（包括由类质同象组分合并的组分）。它们之间的比例对矿物共生组合起决定性的作用。
从上述组分分析中可看出，矿物共生组合中出现的矿物数目与完全活动组分、微量组分、次要的类质同象组分无关。在不考虑副矿物（不考虑孤立组分）情况下，矿物共生组合中矿物最大数目等于有效惰性组分数加上过剩组分数之和。但过剩组分多少不改变矿物共生，决定矿物共生组合多样性的是有效惰性组分。因此，以有效惰性组分为顶点作出的成分-共生图解可以表示系统的矿物共生关系。由于天然岩石系统成分的差异，有效惰性组分不尽相同，相应的成分-共生图解类型亦不同。因此，成分-共生图解的类型很多。其中最常用的是P.Eskola（1915，1920）的ACF图、A′KF图和J.B.Thompson（1957）的AFM图。
共生图解是将天然岩石的多元系统简化为三元系或四元系表示。无论哪种图解都不免在某种程度上以从相律角度看来不甚合理的程序为基础。特别是对ACF图这样试图在一个图解中表示天然岩石中大量组分和宽的成分范围的图解尤其如此。因此，严格说来，它们不是真正的成分-共生相图。这可导致图解中的4个或5个矿物共生而造成共生线相交。但是，“为了减少成分变量数目，这是一个必要的弊病”（Miyashiro，1972）。
成分-共生图解中有效惰性组分的单位，一般地说既可采用摩尔数，也可采用质量分数。但与质量分数相比，摩尔数易于标绘矿物化学成分（用矿物化学式标绘矿物），因此均采用摩尔数作单位。为了加以区别，我们用方括号表示摩尔数，如［CaO］表示CaO的摩尔数。

一、吉布斯相律和戈尔特斯密特矿物相律

从热力学角度观察，变质岩是一种非均匀的多组分系统。当达到内部化学平衡时，其行为服从于吉布斯 ( Gibbs，1876) 相律，它的表达式如下:

岩石学

式中: p 为平衡共生的相数目，岩石学中每一种固体矿物 ( 包括固溶体) 和流体都为一个相; f 为自由度数目，即相平衡系统中，能在一定范围内改变而不引起相的种类和数目发生改变的独立变数 ( 通常为温度、静压力和活动组分化学位等外部条件) ; c 为独立组分数目，即描述系统中各种相的组成时所需的独立物质的最小数目，岩石学中一般为组成岩石的各种氧化物，如 SiO₂、Al₂O₃、FeO、MgO 等，也包括 H₂O、CO₂等流体相。上述相律表达式可用变质反应 CaCO₃( Cc) + SiO₂( Q) = CaSiO₃( Wo) + CO₂( g) 来说明，组成这些相所需组分为 CaO、SiO₂和 CO1，属于三元系统 ( c =3) 。当反应达到平衡时，如当时条件是温度 ( T) 和压力 ( P) 都能在一定范围内变化，即自由度 f =2，则 p = c +2 － f =3 +2 － 2 = 3，即此时只有 3 个相可平衡共生，低温时为 Cc + Q + CO₂，高温时为 Wo + CO₂+ Q或 Cc。若当时条件是只有温度或压力之一能独立改变，另一因素只能随之作特定的改变，即 f =1 时，则 p = c +2 － f =3 +2 －1 =4，此时 Cc + Q + Wo + CO2四个相能平衡共生，这种情况称为单变系统。所以相律是判断系统是否达到平衡的重要标志。

戈尔特斯密特 ( Goldschmidt，1911) 将相律用于变质岩，认为岩石系统变质反应的平衡不可能在温度和压力两者的数值都完全固定，或其中之一严格随另一因素的变化而作特定变化的条件下实现。相反，这种平衡应在一定的温压区间内实现，即当时至少应有两个自由度 ( f≥2) 。按此由吉布斯相律可得出:

岩石学

此即为戈尔特斯密特矿物相律的核心内容。当平衡系统中无流体相或固溶体矿物时，p =c，如它们存在时则 p ＜ c。总之，在一定温压范围内平衡共生的矿物相数目不应大于该岩石系统的独立组分数目。如出现 p ＞ c 的情况，一种可能是系统处于单变平衡状态，另一种可能是矿物相之间不都是平衡共生，或则独立组分的选择不正确。

上述矿物相律应用的前提是系统处于完全封闭状态，与外界完全没有物质交换。多数研究者认为变质作用过程岩石为封闭系统，但有些学者持不同观点，如柯尔仁斯 ( 1936)提出的组分相对活动性假说。他认为变质作用过程 H₂O 和 CO₂一般均为外部缓冲的完全活动组分，有些物化条件下，K₂O 和 Na₂O 也可呈活动组分，能从系统中带入或带出，即变质作用过程岩石为半开放系统，但仍能达到局部化学平衡。他据此对戈尔特斯密特的矿物相律作了重要修正，认为应是 p ( 相数目) ≤c_i( 惰性组分数目) ，后者是指扩散能力很差，不易于环境发生物质交换的组分，它们在平衡过程中保持质量不变。柯尔仁斯基的矿物相律也可表示为 p≤c ( 有效组分) － c_m( 活动组分) 。其含义是在一定温压范围内，半开放系统中同时平衡共存的矿物相最大数目等于独立的惰性组分数，而与活动组分数目无关。在平衡过程，活动组分的化学位不变，它和温度、压力一样起外部控制作用。

变质作用属封闭系统还是部分开放系统至今仍有各种不同意见，也可能它们是随地质背景、物化环境及变质作用类型不同而异。但目前多数研究者提出一系列证据说明大多数地区在变质作用过程中，不仅非挥发组分，而且 H₂O、CO₂、O₂等挥发组分也都基本处于封闭状态，它们都是控制矿物共生的有效组分。

二、平衡共生矿物组合与矿物的平衡成分

将变质岩作为一个非均匀多组分系统来研究时，前提是相平衡，只有达到物化平衡的情况下，才能有效地应用相律等各项物化基本原理。因为变质作用一般经历较长的地质时间，且常在增温过程中进行，所以变质反应达到平衡是完全可能的。有些变质矿物组合在不同地质时代和不同地区反复出现也从事实上证明它们应是趋近或达到了相平衡的共生组合。但另一方面，在低温变质地区或深熔和混合岩化作用广泛发育的高温变质地区和复变质岩系中，变质反应不平衡现象又十分普遍。

一次变质事件全过程中，温压条件是在不断变化的，所以同一变质岩中常存在几个不同世代的平衡共生矿物组合，它们分别反映不同的变质反应达到平衡时的不同温压条件。一般认为可区分出三阶段的平衡共生组合: ① 变质温度高峰期的平衡共生组合，它们常是达到平衡的共生组合，是变质岩中目前主要矿物成分; ② 早期进变质阶段残留下来的矿物组合，它们与那个阶段的温压条件可能接近平衡，但对峰期温压条件下发生的变质反应来说，则是残留的反应物; ③ 峰期后退变质阶段化学反应所产生的新矿物，它们往往含量不多，是这阶段的平衡矿物组合。由此可见平衡应有相对的时间概念。过去文献中一般只研究变质温度高峰期的平衡共生组合，并已提出各种识别标志。

一般认为构成一个平衡共生组合的各种矿物在空间应是随机分布，彼此都有接触机会，但又不是某几种矿物的出现在空间上彼此过分依赖。矿物之间至少应不存在各种交代或反应结构，最理想情况是彼此接触面平直，或发育三联点平衡结构，证明其彼此同时结晶所成。但另一些研究者又指出，即使矿物之间接触面较不规则，甚至彼此互相包裹，或分别成变斑晶和基质等现象都不一定是彼此非平衡共生和分属两个世代的铁证，这方面还有许多不确定性。

矿物平衡共生的另一重要标志，是同一岩石中同种矿物晶内和颗粒间化学成分均匀。这种化学成分反映变质高峰期达到平衡时的物化条件，常称为平衡化学成分，它们是进行温压估算的依据。但近年来研究表明，不少情况下矿物微区和不同颗粒的化学成分不均匀，特别是像石榴子石等矿物经常存在微区成分环带那样的矿物。石榴子石环带有两种常见类型: 一类是反映随温度升高而不断生长的石榴子石，其成分也不断变化，称为生长环带，此时只有晶体最边缘的成分才代表其在变质峰期的平衡成分; 另一类是石榴子石在变质峰期完成结晶之后，由于温度下降，通过与黑云母等矿物之间的 Fe － Mg 交换反应及扩散作用，其成分会从晶体边缘向核部不断被改造，形成扩散环带，此时只有粗大石榴子石核部才可能保留峰期平衡成分。辉石和角闪石等矿物中也可有类似现象。由此可知，按岩石组构分析属于平衡共生的矿物，但要确定它们是否保持峰期平衡化学成分仍需深入的岩石学和矿物微区研究。

特定矿物之间某些元素的分配系数，如 K^{Gt － Bi}_{DFe － Mg}等保持恒定也是平衡的物化标志。但如前文已指出的那样，K_D值还受其他许多因素的影响，研究时必须注意。此外一个平衡共生组合的矿物相数目一般较简单，且必须符合矿物相律的要求，即矿物种类不能超过与其有关的独立组分数。但当自然界样品刚处于某一单变反应线位置时，则也可出现 p =c + 1 现象，此时仍为平衡状态。

三、矿物共生分析和成分 －共生图解

矿物共生分析是以矿物相律为指导，研究特定温压范围内达到平衡状态的各种矿物共生组合与岩石化学成分之间的规律性对应关系，其结果可用各种成分 － 共生图解加以表示。它们是 P － T － X 关系在变质作用和变质岩中的进一步体现，其所得结果对于各地区变质作用特征的对比和建立变质相 P － T 框架都有重要意义。其内容包括以下三方面。

1. 平衡共生矿物组合的确定

根据野外地质背景和室内大量显微镜下变质岩结构构造和组成矿物的系统化学成分研究，划分矿物世代，按前文所述各项原则和标志确定一个地区同一变质等级的各种原岩中( 同一世代) 的代表性平衡共生矿物组合。

2. 组分分析

一般硅酸盐变质岩的组分包括所有造岩氧化物和 H₂O 等流体相，共 10 余种。一个地区由它们组成的矿物相也可达 10 余种。要研究两者之间的复杂控制关系很困难，也无法用通常的三角形或四面体图解来表示彼此间依赖关系，因此必须从全部组分中选出那些能控制主要变质矿物的种类和含量的组分来分析彼此关系，这就称为组分分析。其基本程序是首先要确定造岩氧化物中有无活动组分，H₂O 是否活动组分，然后在其中再作如下进一步划分。

◎ 杂质组分: 含量很低，其存在不影响矿物共生关系，如 BaO、SrO、Ni 等，在矿物共生关系分析时可不考虑。

◎ 孤立组分: 它们只参与形成副矿物，如 ZrO、P₂O₅、TiO₂等。如果在组成矿物中不考虑与它们有关的锆石、磷灰石和金红石等矿物时，可认为这些组分对矿物共生也无影响，可不考虑。

◎ 类质同象组分: 有些造岩氧化物，如 FeO、MgO、MnO，经常以类质同象组成各种暗色矿物，过去认为它们的总量对共生矿物有控制作用，但各自的相对含量则对矿物组合影响不大，故可合并为一个独立组分 ( Fe，Mg，Mn) O。Al₂O₃和 Fe₂O₃属于类似情况，也可合并为 ( Al，Fe)₂O₃。但后来许多研究表明在石榴子石、堇青石、十字石等一系列矿物中，Fe － Mg 的固溶体置换是有限的，FeO / MgO 比值对共生矿物有明显控制作用。如除温压条件外，富 Mg 的岩石中才有利于堇青石的出现，所以这种合并在不少情况下可能并不合理。

◎ 过剩组分: 它们大量存在，除供组成岩石中所有矿物的需要外，或还有剩余，此时呈独立的 “过剩”矿物相出现。硅酸盐岩石中最常见为 SiO₂，它在 SiO₂饱和或过饱和岩石中均为过剩组分，其含量只决定岩石中石英的多少，不影响其他矿物的共生关系。但在 SiO₂不饱和岩石中，它就不是过剩组分。当 H₂O 处于饱和状态时，它也不影响矿物共生组合。

◎ 有效独立组分: 除上述各类组分之外的其他主要组分，它们之间的含量比例对矿物的共生关系起决定性作用。当 H₂O 和 SiO₂饱和时，有效独立组分通常为 ( Al，Fe)₂O₃、( Mg，Fe，Mn) O、CaO、Na₂O 和 K₂O ( 当不考虑斜长石的牌号和钾长石的钠含量时，Na₂O 也可不考虑) ，可用图解来表示它们和矿物共生组合之间的规律性关系。

3. 成分 － 共生图解的编制

这类图解用以表示特定温压区间，组分种类及其相对含量与矿物共生之间的关系，通常采用等边三角形 ( 图 21 －8) ，也可用直角三角形或四面体。图中三角形的三顶点分别代表从上述有效独立组分中选出的 a、b、c 三种组分的投影点。此时据矿物相律，每一共生组合中受这三组分控制的矿物为 1 ～3 种。当这些矿物化学成分固定时，可据其实测分子式计算出各自的 a、b、c 三组分的摩尔分数 ( %) ，然后按其比例投在三角形中。如矿物 A 中 a 组分为100%，则投在 a 点位置; D 矿物中 a 组分和 b 组分各50%，则 D 矿物投在 a － b 边的1/2 处; G 矿物中组分 a 33%，b 33%，c 34%，则投影于图中 G 点。这样将A － G 七个矿物都投在图 21 － 8a 上，再将能共生的矿物之间用直线连接起来，即构成一个 a、b、c 三元系七个矿物的成分 － 共生图解。当有些是成分不定的固溶体矿物时，如为两组分固溶体，如图 21 －8b 的矿物 A，则用线段加以表示其 a、b 两组分的相对变化范围。如为 a、b、c 三组分固溶体，则以一定面积表示其变化范围，如图中的 B、F、G 矿物。再在各矿物投影位置之间加直线来表示彼此成分的对应变化关系，如图中表明矿物 E与富组分 a 的 A 矿物共生，而矿物 G 则与 b 组分相对稍高的 A 矿物共生。矿物共生线将三角形 abc 分成5 个小三角形，当岩石的化学成分经换算后投影点落在某小三角形内，如点 i，则它具有 ADE 三矿物共生; 如投影点落在小三角形的边上，如点 j，则此岩石具有两种矿物C 和 F 共生; 如投影点落在大三角形顶点，则为只具有 a、b 和 c 成分的单矿物岩。

图 21 －8 成分 － 共生图解

四、ACF、A'KF 和 AFM 图解

这些是文献中最通用的变质岩成分 － 矿物共生图解。

1. ACF 图解

这种图解是 Eskola ( 1915) 对芬兰 Orijarvi 地区中温接触变质岩的矿物共生分析基础上建立的，用以表示各种成分原岩中的矿物共生关系。经过类似前述的组分分析，确定 4个有效独立组分为 ( Al，Fe)₂O₃、CaO、K₂O 和 ( Mg，Fe，Mn) O，为了便于在三角形图解中表示，他舍去 K₂O，同时将与它有关的矿物钾长石放到图外。然后将留下的三个组分按摩尔分数 ( %) 标定如下:

岩石学

再将有关矿物按化学式计算出各自的 A、C、F 值，例如

岩石学

再按这些数值将所有矿物投在 ACF 三角形中，即得共生图解21 －9，同时将石英、钾微斜长石、钠长石放在图外。这图解清楚显示原岩主要组分特征与共生矿物组合之间的规律性对应关系。其缺点是 K₂O 对许多岩石中普遍共生的黑云母、白云母和钾长石的控制关系未能在图解中得到反映，不能区分 K₂O 过剩与不足对矿物组合的全部影响。其次为了取消 Na₂O 的影响，将斜长石均当作钙长石 ( An) 看待也不太合适。

图 21 －9 芬兰 Orijarvi 地区中温接触变质岩的 ACF 图解( 据 Eskola，1915)

2. A'KF 图解

由于 ACF 图解中舍去 K₂O 引起的种种问题，Eskola ( 1915) 又设计一种对含石英泥质岩更为合适的 A'KF 图解，其特征是将 K₂O 列为三个独立组分之一，又考虑到对这类岩石的矿物组合影响最大的不是 Al₂O₃总量，而是它与 K₂O以分子比1∶ 1 组成钾长石之后剩余的 Al₂O₃摩尔分数，故将 A' =［Al₂O₃］+［Fe₂O₃］－［K₂O］代替 A =［Al₂O₃］+［Fe₂O₃］作为一个独立组分，同时考虑到此类岩石中 CaO 的含量一般只影响斜长石的牌号，可以舍去。这样处理后的三个独立组分为:

岩石学

将有关矿物都换算出这三个数值，再经投影即得 A'KF 图解 ( 图 21 －10) 。

图中因黑云母 ( Bi) 存在 Al 对 ( Fe，Mg)的类质同象置换，故其投影为一个线段。另将过剩矿物石英 ( Q) 和因舍去 Ca 而未能在图内得以反映的斜长石 ( Pl) 置于三角形之外。这种图解的最大优点是以 Ms － Bi 为界划分出富 K₂O含钾长石的组合和贫钾富铝出现铝硅酸盐的组合。

以上讨论表明 ACF 图解能广泛用于各种成分变质岩的矿物共生关研究，而 A'KF 图解则能补救它在泥质变质岩中因 K₂O 含量引起的各种缺点，所以许多研究者都倾向于将两者联合应用。

图 21 －10 芬兰 Orijarvi 地区泥质岩石中温接触变质的 A'KF 图解( 据 Eskola，1915)

3. AFM 图解

在 ACF 和 A'KF 图解中都将 ( Fe，Mg) O 作为一个独立组分看待，但实际上泥质变质岩中 FeO/MgO 比值对矿物相有很大影响，如硬绿泥石、铁铝榴石出现于 Fe/Mg 值高的岩石中，而堇青石则易出现于富镁的岩石中。Thompson ( 1957) 认为在含石英的泥质变质岩中，当 H₂O 为活动组分时，系统的独立组分为 Al₂O₃、FeO、MgO 和 K₂O，其矿物组合可以 AFMK 四面体内三维空间的一个点来表示。为了便于研究，选四面体棱上白云母的理想成分 KAl₃O₅( KAl₃Si₃O₁₀( OH)₂= KAl₃O₅·3SiO₂·H₂O) 点 ( 图 21 － 11a 中的Ms 点) 作为原点，通过各种矿物的四面体内成分点向 AFM 面投影，即获得它们在 AFM面内的位置 ( 图 21 －11a) ，但其中不能包括白云母，所以前提是只限于含白云母的岩石。由于黑云母 ( Bi) 的成分点在图 21 －11a 的 A － F － M － Ms 小四面体之外，所以投影点在图21 －11 的 AFM 三角形之外，F － M 线的下方。各种矿物的实际投影是采用计算的方法，先将分析结果换算成氧化物摩尔分数，再按以下公式计算出投影坐标 A 和 M:

图 21 －11 AFM 图解的构成( 转引自 Miyashiro，1994)

岩石学

各矿物投影之后，再连接共生线，即构成 AFM 图解。图 21 －12 为美国新荷马州中西部下部矽线石带泥质变质岩的 AFM 图解。这种图解的最大优点是能明显表示岩石中 Fe/Mg 比值对矿物相的影响，且能表示类质同象矿物中 Fe － Mg 的变化范围，但它只能用于含白云母和石英的变质岩。Reinhart ( 1968) 还曾设计了另一种由正长石成分点向 AFM 而投影的图解，此时:

岩石学

矿物共生分析和各种成分 － 共生图解对研究变质作用的物化条件和变质相曾起重要作用。但研究时都将自然界岩石的多组分系统简化成三元或四元系统来处理，再加上组分分析时难以避免的主观因素，常使结果不符合相律，或出现各种难以解释的现象。特别是当流体作用加强，系统呈半开放状态时，问题更为复杂。在目前强调温压条件定量估算和变质作用时空演化样式研究的新发展趋向中，这类研究方法已不再占太重要地位，但仍不失为一项基础研究内容。

图 21 －12 美国新荷马州中西部变泥质岩下部矽线石带矿物组合的 AFM 图解( 据 Thompson，1957)

五、施赖纳玛克斯共生分析法和成岩格子的概念

荷兰物理学家施赖纳玛克斯 ( Schreinamakers，1915) 在吉布斯相律基础上，应用数学拓扑学计算法创立了零变、单变和双变平衡的一系列几何表示方法，称为施赖纳玛克斯法。Grubenmann 于 20 世纪初将此法引入变质岩石学中。按此法，当系统的组分数目 ( c)和相数目 ( p) 已知时，即可在 P － T 图上推导出零变平衡点、单变平衡线和双变平衡区的空间配置关系，以及各种可能的单变反应式和双变区内的成分 － 矿物共生关系。例如对一个三元 ( 三组分) 五个矿物相的简单系统来说，按相律和组合公式的推导，可得出在P － T 图上 ( 图 21 － 14) 应有一个零变点 ( f = 0) ，此时五个矿物相平衡共存; 有五条单平衡线，称为施赖纳玛克斯束，每条线上可有四个矿物相区存，此时 f =1; 有五个双变平衡区，各区共有 10 个 3 相平衡组合，此时f =2。此图的构筑程序是首先在理论基础上根据5 种矿物相的化学成分关系及各自在图21 －13 中的位置推导出彼此间可能出现的所有化学反应式。例如图中矿物相 ( 1) 不参加的化学反应式应为 2 + 3 = 4 + 5，这反应式就用( 1) 标记。然后据实验测定、热力学计算或应用莫里 － 施赖纳玛克斯法则来确定不变点位置，各条单变线斜率及彼此在空间上的配置顺序。目前应用最多的还是莫里 － 施赖纳玛克斯法则。同时也用它来确定每两条单变线所夹扇形区内的成分 － 矿物共生图解。图 21 －14 中5 条实线都是单变反应线，各自经零变点后再延伸的虚线代表准稳定平衡线。单变平衡线两侧所标记的数字为相应反应式两侧的矿物相。各双变区都有自己的三角形成分 － 共生图解，其中带斜线的小三角形代表该区间的特征矿物共生组合，其余组合则与邻区所共有。如反应( 1) 与 ( 5) 之间，2 +3 +4 为特征组合，1 +2 + 4 和 1 + 3 + 4 组合均是与邻区所共有。

图 21 －13 ［A］ － ［B］ － ［C］ 三组分系统中五个矿物相 ( 1，2，3，4，5)的化学成分关系

图 21 －14 ［A］ － ［B］ － ［C］ 三组分五个矿物相共生关系的施赖纳玛克斯图解

当系统中能出现的矿物相数目 ＞ c + 2 时称为复式系统，此时必有两个或更多零变点和围绕它们的几个单变平衡线束，它们共同组成网状体系，称为岩石 ( 或矿物) 成因格子 ( 或网系图) 。它们是图示矿物共生关系随 P － T 而变化及其间化学反应性质的最好方式。如 Grant ( 1973) 曾模拟 Al₂O₃－ K₂O － FeO － MgO － SiO₂－ H₂O 六组分系统能出现 Q、Kf、Al₂SiO₅、Bi、Crd、Sil、Gt、Ant、St 和 H₂O 等 10 个相的岩石成因格子 ( 图 21 － 15) 。由于其矿物总数已超过 c +2，所以为复式系统，共有 3 个零变点 ( 一个在图外) ，由三组单变平衡线束组成，单变线上可有 5 个矿物相共存，8 个双变区内为四个矿物相的平衡组合。如在Ⅳ区可出现 Kf + Sil + Bi + Crd，Kf + Sil + Bi + Gt，Kf + Bi + Gt + Ant/Opx，Sil +Bi + Crd + Gt 等共生组合。

图 21 －15 K₂O － Al₂O₃－ FeO － MgO － SiO₂－ H₂O 复式系统的岩石成因格子，石英和 H₂O 存在所有组合中( 据 Grant，1973)

这类研究方法将矿物共生关系进一步与变质反应及温压变化联系起来，对于查明变质作用演化规律有较重要意义。但仍以理论推断为主，多数情况下缺乏定量概念，所以必须与岩矿实验研究结合起来，互相验证，才能在变质岩成因研究中发挥更大作用。

思 考 题

1. 举例说明固 － 固反应与脱挥发分反应的不同特征及其地质温度压力计意义。

2. 说明以下两种连续反应的矿物变化过程

① 黑云母 ( Bi) + 石英 ( Q) →1. 5 斜方辉石 ( Opx) + 钾长石 ( Kf) + H₂O

② 普通角闪石 ( Hb) + 斜长石 ( Pl₁) →斜方辉石 ( Opx) + 单斜辉石 ( Cpx) + 斜长石 ( Pl₂) + H₂O

3. 交换反应和净转移反应何者更适于作地质压力计? 为什么?

4. 为什么一种矿物对温压计有多种计算公式? 应用时如何选择?

5. 怎样判断变质岩中哪些矿物彼此为平衡共生关系? 为什么强调平衡成分?

6. 总结变质岩中矿物共生分析的原理和方法，评述 ACF，A'KF 和 AFM 图解的优缺点。

7. 成分 － 共生图解中如连接共生矿物的共生线出现相交现象，如何解释?

8. 岩石成因格子是如何编制的? 能反映什么问题?

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