一、韧性剪切带内流体作用研究的内容及方法
韧性剪切带内岩石的物质组成和化学成分的变化是流体参与下发生的岩石变形变质作用的结果。因此，岩石成分变异和体积变化的研究成为韧性剪切带内流体作用研究的重要内容(Winchester et al.，1984;杨新岳等，1995;钟增球等，1995;Condie et al.，1996)。剪切带内岩石成分的变异和与体积的变化不仅与原岩和流体的成分有关，而且也与剪切带形成的P－T条件(它控制着岩石的变形机制、元素的分配系数和矿物的稳定性)和应力状态有关。下面从两个方面探究韧性剪切带内岩石的成分变异和体积变化。
1.水－岩比研究
近年来关于韧性剪切带内的流体作用研究表明，剪切带内岩石因变质变形而发生物质成分的变异是流体作用的结果，它与通过剪切带中心的流体流量呈正相关关系(O'Hara，1988;Selverstone et al.，1991;钟增球等，1995)。剪切带内岩石的成分变异和体积亏损在很大程度上取决于流体与岩石相互作用的方式和流体的通量。O'Hara(1990)在研究美国北卡罗来纳推覆构造时，首先利用水－岩石比率来研究韧性剪切带内的流体。后来人们发现利用水－岩比来研究剪切带内的流体有很大的局限性，它不能正确地反映流体的流量和流体的作用方式，存在许多缺点:①人们通常假设岩石是与纯H2O这样的流体反应的;②把岩石学和地球化学的研究结果直接输入地下水文模型，从而把流体的量当作一种通量，而使水－岩比具有一个错误的量纲单位;③它们没有包含流体流动方向的信息(Fer-ry et al.，1991)。Ferry et al.(1991)认为需要一个全新的理论和方法来研究流体－岩石的相互作用，于是他们提出了流体的时间积分通量模式，该模式为流体流动和化学反应耦合的标准方程，它既包括了在多孔介质中流体的流动和化学反应，又为解释地壳流体系统中岩石的矿物学和地球化学数据提供了良好的方法。在这个模式中，若组分i的化学反应进度ξ＞0，说明组分i由于水－岩反应从岩石中带出，是递进变质作用的化学反应特点，并且与流体向温度升高的方向运动有关(如脱水或脱碳酸反应);如果化学反应进度ξ＜0，说明组分i由于水－岩反应从流体中带入岩石，是退变质作用的化学反应特点，并且与流体向温度降低的方向运动有关(如水化或碳酸化反应)。
Selverstone et al.(1991)在研究Tanern构造窗花岗闪长岩的剪切变形时，发现从剪切带中心到围岩的3个变形带，即石榴子石－绿泥石－十字石片岩带、黑云母－多硅白云母片岩带、黑云母－白云母－石榴子石带，其岩石的体积亏损分别达60%，43%，12%，水－岩比分别为120∶1，100∶1，20∶1。在540℃和10kPa条件下沿流体的流动方向，变形带内流体的时间积分通量分别为1.6×108cm3/cm2，6.6×108cm3/cm2，7.9×108cm3/cm2。这说明了剪切带内岩石体积亏损与其中较大的水－岩比有关，元素的富集或亏损反映了与剪切事件有关的流体渠化作用的强度。
2.质量平衡计算研究
变形岩石的质量平衡计算是研究岩石成分变异和体积变化的有效手段。质量平衡计算应首先归功于Gresens(1984)提出的蚀变变形岩石的成分－体积方程。假设某体系等体积变化或者变形期间某元素是不活动的，利用单个成分等化学条件计算可以得到体积因子Fv。当Fv＞1，水－岩反应与体积增大同步进行;Fv=1，水－岩反应在等体积条件下进行;Fv＜1，水－岩反应与体积减小同步进行(邓军等，1999)。Grant(1986)在Gresens方程的基础上，提出了等浓度曲线(isocon diagram)方程，Maclean等国内外学者(O'Hara，1988;Maclean et al.，1987;周建波等，1998;邓海琳等，1999)对质量平衡计算方法也进行了有益的探索。他们均认为在进行质量平衡计算时，原岩和变形岩(蚀变岩)物质组分的浓度是必不可少的。然而由于原岩的不均匀性和计算方法的不同，使得对同一韧性剪切带的流体作用研究得出不同的结果。相对来说，在所有的质量平衡计算方法中，邓海琳等(1999)提出的质量平衡计算方法考虑了诸如体积、密度、孔隙度和渗透率等因素，比较适合韧性剪切带内流体作用的研究。因为，流体作用的结果不仅改变了岩石的体积和物质组成，而且也改变了岩石的密度、孔隙度及渗透率等物理性质。流体作用中质量平衡计算的关键问题是不仅要确定不活动组分，而且活动组分的迁移与富集规律必须要同韧性剪切带内宏观、微观的地质现象相吻合。
在进行变形岩石的质量平衡计算和水－岩比研究时，不管是Grenses的蚀变变形岩石的成分－体积方程，还是Grant的等浓度曲线图解和O'Hara所提出的微量元素方法，都必须确定不活动的组分，才能进行物质组分迁移和流体流量的计算。然而，上述研究都没有说明确定不活动组分的有效方法。所谓不活动组分，就是指在韧性变形期间，在岩石和流体相互作用时，不易溶于流体相且不易被其携带运移的元素(Grant，1986)。不活动组分的确定是进行韧性剪切带内流体作用及其与剪应变关系研究的关键。一些学者(杨新岳等，1995;钟增球等，1995;曲晓明，1996)根据元素的性质，人为地把Al2O3或CaO作为不活动的组分;还有一些学者(Winchester et al.，1984;Grenses，1984;Grant，1986)根据等浓度图把能够和原点连接成一条直线的物质组分作为不活动组分;周永章等(1994)提出了以水迁移系数小的Ti作为不活动组分，但是没有给出寻找数学不变量的方法。另外一些学者(Seifertetal.，1989;Murray et al.，1990)根据行为相近的元素在分离作用过程中具有相同的地球化学行为，认为这些元素的比值更有利于作为不活动组分进行岩石的体积变化和成分变异研究。然而，经过研究发现，通常被认为是不活动的元素或某一些元素的比值(如K/Rb)即使在相同围岩的韧性剪切带中也表现出不同的性状，既可以增加(Etheridgeetal.，1981;Kerrichetal.，1980;Dickin，1987)，也可以减少(Tobish et al.，1991;Bailey et al.，1994)，或是不变(Wayne et al.，1992)(表4－10，表4－11)。由于存在众多因素影响不活动组分的确定，一些学者(Ague et al.，1996;Baumgartner et al.，1995)认为上述做法是不现实的，并对此进行了强烈的抨击。Ague等(1996)认为不活动组分的确定应首先排除以下4种类型:①在交代环境所含的矿物中明显富集的组分，例如，如果岩石被热液石英脉切割，那么Si是活动的，不能作为不活动组分;②在分析过程中浓度变化具有较大不确定性的组分;③原岩中浓度有较大变化的组分;④挥发组分H2O和CO2。他们认为确定不活动组分应考虑野外的地质构造背景、岩石学、热动力学、运动学、同位素和数学的限制性等问题，并提出了基于bootstrap方法的不活动组分的确定。
表4－10 韧性剪切带内蚀变变形岩石元素性状比较
续表
表4－11 韧性剪切带内蚀变变形岩石元素比值的变化
在理想化的韧性剪切带中，岩石的变形为平面应变。若剪切带内岩石的体积发生变化，则将导致在垂直剪切带边界方向上的扩容和压缩现象。这时岩石的变形为压扁变形。因此，可以通过韧性剪切带内流体作用中岩石的体积变化来探讨岩石当时所处的应变状态，估算剪切带的总位移和物质的迁移行为。然而，人们在研究这些问题时，出现了截然相反的结论，如Strivatava等(1995)利用不同的方法研究了瑞典加里东推覆杂岩体中的剪应变与体积亏损的关系，得出的结论完全不同。几何分析方法研究表明，随应变增大体积亏损也增大;物质成分分析方法研究表明，变形前后物质成分变化不大，体积亏损也较小。其次是Glazner et al.(1991)在研究加利福尼亚变质杂岩体中的韧性剪切带后，发现岩石的应变为压缩应变，这是与传统的韧性剪切带应变模式不相符合的。这些问题的出现不仅与韧性剪切带内流体作用中物质组分迁移的机制和应变局部化有关，而且也说明了韧性剪切带内流体作用的复杂性。
二、金山金矿流体作用中物质的迁移规律
1.不活动组分的确定
图4－13 金山金矿流体作用过程中岩石化学成分等比线图坐标单元为%
由于韧性剪切带内流体的性质、流体的作用方式和岩石的应变状态不同，导致元素的迁移机制有所差别，从而使元素的行为在不同的韧性剪切带内表现出较大的差异性。韧性剪切带内的流体作用不仅仅是一个水－岩反应的过程，而且是一个力学－化学的耦合过程。岩石与流体的相互作用方式，流体的运移方式和岩石的构造物理化学环境的差别都有可能造成物质组分活动性的差别，从而引起岩石成分变异和体积的变化。因此，韧性剪切带内岩石成分变异和体积变化的研究应视具体的变形带而异，应分别考察初糜棱岩带、糜棱岩带和超糜棱岩带中组分的活动性。进行岩石成分变异和体积变化分析首先要确定不活动组分。本书认为不活动组分的确定应建立在对成矿流体包裹体和韧性剪切带内矿物蚀变类型详细研究的基础之上，并遵循以下原则:①体系封闭原则，既要充分考虑所研究的组分之间的关系，又要考虑到分析过程中所引起的质量和体积变化计算误差;②整体性原则，即在确定不活动组分时，既要考虑元素的行为，也要考虑流体的成分和物理化学性质，以及岩石当时的构造物理化学环境;③客观实在性原则，即在不活动组分确定后，所进行的岩石体积变化和成分变异的研究结果，要能够充分体现在宏观和微观地质现象上。
常量元素的活动性主要受3个因素的控制:①未蚀变岩石中矿物的组分及其稳定性;②蚀变产物的组分及其稳定性;③流体的温度、组分及其通量。在有关前人确定不活动组分研究的基础上，应用O'Hara(1988)归纳的方法，作岩石化学等比线图(图4－13)。根据确定不活动组分的原则，LOI作为挥发组分应首先排除。由于金山金矿有较普遍的硅化、绢云母化、绿泥石化和钠长石化等围岩蚀变，因此，在确定不活动组分时，也应排除新生蚀变矿物中的主要组分。因此，MgO，CaO，TFe，Al2O3，Na2O也不能作为不活动组分。因此，根据岩石化学等比线图，在糜棱岩带选择P2O5和MnO作为不活动组分，在超糜棱岩带和石英脉中分别选择P2O5和MnO作为不活动组分，分别作岩石化学成分等比线图。
体积亏损公式(O'Hara，1988)为
江西德兴金山金矿
式中:Cia，Cio分别代表i组分在岩石蚀变变形前后的浓度;ΔV代表岩石蚀变变形前后体积的变化。
据上式求出糜棱岩带、超糜棱岩带和石英脉中岩石的体积分别增加了31%，46%，57%。这些岩石体积的增加可能与剪切带内大量的流体通过以及大量富水矿物的形成有关。因为在金山金矿的形成过程中，地壳缓慢上隆，成矿环境处于由挤压环境向伸展环境转换的过程，使得岩石体积的增加成为可能。而且韧性剪切带内大量流体的存在，使水－岩反应十分广泛;在水－岩反应过程中，岩石由不含水的矿物形成大量富水矿物(如绢云母、伊利石、绿泥石等)，而大量富水矿物的存在，必将导致岩石密度的降低和体积的增加。
2.流体作用下物质的迁移规律
根据Gresens(1976)提出的公式，可计算出水－岩作用过程中岩石各组分(i)的得失率(Xi)。
江西德兴金山金矿
式中:Fv为体积因子，即岩石蚀变变形后与原体积之比;ρo、ρa分别为岩石蚀变变形前后岩石的密度;Cia、Cio分别是i组分蚀变变形前后的百分含量。
假设某组分(i)是不活动的，即Xi=0，则
江西德兴金山金矿
这样，可以求得体积因子Fv，并可计算其他组分的得失率。
已测得千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和石英脉的密度分别为2.8g/cm3，2.75g/cm3，2.75g/cm3，2.68g/cm3。以原岩100g为参考值，可得如下质量平衡计算方程:
1)由千枚岩→糜棱岩，岩石体积增加了31%。
100g千枚岩+25.9gSiO2+2.50gAl2O3－8.0gTFe－0.10gTiO2+0.01gCaO－0.01gMgO－0.03gMnO+0.59gK2O－0.23gNa2O+2.04gLOI=130.08g糜棱岩
2)由糜棱岩→超糜棱岩，岩石体积增加了15%。
100g糜棱岩+20.90gSiO2－6.54gAl2O3－0.17gTFe－0.50gTiO2+1.13gCaO－0.12gMgO+0.07gMnO－2.67gK2O+2.39gNa2O－0.7gLOI=113.79g超糜棱岩
3)由超糜棱岩→石英脉，岩石体积增加了57%。
100g超糜棱岩+84.01gSiO2－4.65gAl2O3－1.65gTFe－0.21gTiO2－1.11gCaO－0.94gMgO+0.15gK2O－2.37gNa2O－0.05gP2O5－0.05gLOI=170.98g石英脉
由上述质量平衡计算方程可知，在金山剪切带中，除SiO2为带入组分外，其他组分在不同的蚀变变形带表现出不同的性状(图4－14)。在糜棱岩带，Al2O3，TiO2，CaO，K2O，LOI为带入组分，TFe，MgO，Na2O，MnO为带出组分;在超糜棱岩带，CaO，Na2O，MnO为带入组分，Al2O3，TFe，TiO2，MgO，K2O，LOI为带出组分;在石英脉中，K2O为带入组分，Al2O3，TFe，TiO2，MgO，CaO，MnO，Na2O，LOI为带出组分。这与超糜棱岩带蚀变矿物以钠长石和铁白云石为特征、糜棱岩带蚀变矿物以绢云母和白云石为特征是一致的。
根据岩石蚀变变形过程中成分的带入与迁出量占原岩中该成分的百分比高低(图4－14)，可以确定不同蚀变变形带岩石成分变化序列(由强到弱)。
图4－14 江西金山金矿流体作用过程中元素的迁出、带入示意图
(1)千枚岩→糜棱岩
SiO2→TFe→Al2O3→LOI→K2O→Na2O→TiO2→MnO→CaO→MgO
(2)糜棱岩→超糜棱岩
SiO2→Al2O3→K2O→Na2O→CaO→LOI→TiO2→TFe→MgO→MnO
(3)超糜棱岩→石英脉
SiO2→Al2O3→Na2O→LOI→TFe→CaO→MgO→TiO2→K2O→P2O5
三、韧性剪切带内的水－岩比、流体的通量以及岩石体积应变
1.水－岩比
根据岩石蚀变、变形变质过程中成分随流体的带出量和带入量可以计算流体－岩石的比率，即水－岩比。
江西德兴金山金矿
式中:N为流体/岩石的比率;LSiO2为岩石蚀变变形变质过程中的SiO2带入量;CfSi为SiO2在流体中的溶解度;S为SiO2在流体中的饱和程度。
由Gresens方程获得了各蚀变变形带流体作用过程中SiO2的带入量。根据金山韧－脆性剪切带内岩石的变形岩石学和流体包裹体研究，金山剪切带的形成压力为71MPa，形成温度为300℃左右。在这种条件下，SiO2的溶解度为3g/kg(Fournieretal.，1982)。因为参与水－岩反应的流体为不完全饱和的非平衡流体相，本书认为金山剪切带流体中SiO2的饱和度为60%。据此计算金山金矿各蚀变变形带的水－岩比为:
江西德兴金山金矿
2.流体的通量
剪切带内岩石成分的变异和体积的亏损(或增加)在很大程度上取决于流体－岩石的相互作用方式和流体的通量。虽然水－岩比可以反映出流体的作用方式，但还有很大的局限性。Ferry et al.(1991)提出的流体的时间积分通量模式，使人们有了一个全新的理论和方法来研究流体和岩石的相互作用。该模式表述如下:
江西德兴金山金矿
式中:q是按时间积分的流体通量，cm3/cm2;nSiO2是岩石蚀变变形过程中获得的SiO2摩尔数;xSiO2是流体中SiO2的摩尔分数;dxSiO2/dT(1.7×10－7/℃)和dxSiO2/dp(2.6×10－9/bar)采用Fournier et al.(1982)的数据。根据前文的研究，金山韧性剪切带内dT/dz和dp/dz分别为30℃/km和222bar/km。将有关参数代入上式，求得金山金矿蚀变变形带水－岩反应过程中，流体的通量分别为:
江西德兴金山金矿
3.流体作用下岩石的体积应变
在理想化的韧性剪切带中，岩石的变形为平面应变。剪切带内岩石的体积变化将导致在垂直剪切带边界方向上的扩容和压缩，这时岩石的变形为压扁变形。岩石的体积亏损对于指示变形期间韧性剪切带内的应变状态、估算剪切带的总位移量和物质的迁移行为具有重要的意义。韧性剪切带内岩石的体积亏损和应变的关系可以由物质成分计算法(O'Hara，1990)求得。
(1)理论依据
通过水－岩反应体系的质量平衡，可以得到:
江西德兴金山金矿
式中:Ci和Cf分别是最初和最终浓度;Mi和Mf分别是最初和最终的质量;Cw指元素在流体中的浓度。如果所研究的元素是不活动元素，那么Cw≈0。假设岩石在变形前后密度的改变量为零，于是:
江西德兴金山金矿
假设岩石的变形是扩容的，则
江西德兴金山金矿
于是上式可以写为:
江西德兴金山金矿
式中:ex，ey，ez分别代表应变椭球体的最大轴、中间轴、最小轴;Cf/Ci是富集系数，它代表由不活动元素所拟合直线的斜率。
(2)应变分析
岩石的平衡计算研究表明，金山金矿蚀变变形过程中，糜棱岩带和超糜棱岩带岩石的体积分别增加了31%和46%。糜棱岩带和超糜棱岩带岩石应变椭球体z轴增加时，应变椭球体的x和y轴基本不变。那么，岩石体积的增加量等于岩石在z轴方向上扩容的百分比，即ex与ey为0，而ex=0.31，0.15。这类岩石的压扁应变可与岩石纯压扁应变相比较，前者的特点是ex和ey等于0，后者的特点是ex和ey大于0。根据上述理论公式，计算金山金矿糜棱岩带和超糜棱岩带岩石的体积应变分别为0.31和0.42(图4－15)。
图4－15 富林指数图解
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