1樓：中地數媒
岩石變質的根本原因是地質環境的改變，應該說，控制變質作用的根本因素是地質因素，如：大地構造位置（島弧、海溝、洋中脊等）、構造過程（沉降、隆升等）、岩漿作用等。然而，從物理化學角度看，儘管控制變質作用的地質因素多種多樣，但都可以抽象出溫度（t）、壓力（p）、流體成分（x）、時間（t）等物化因素，這也是將物理化學引入岩石學的出發點。
1.溫度（t）和壓力（p）
變質過程中最重要變化是礦物成分變化。變質岩形成於地下一定深處的p-t條件下，礦物組合與一定的p-t條件相適應。當p-t條件改變時，礦物組合就會變得不穩定，併發生化學反應（變質反應），形成新p-t條件下穩定的新的礦物組合。
由此可見，t、p作為變質因素的重要性。
1）溫度（t）
溫度升高有利於吸熱反應（如脫水反應），溫度降低反應向放熱方向進行。溫度升高可提高活化分子比例，克服活化能障礙，大大加快變質反應速率和晶體生長，是重結晶的決定性因素。溫度升高還可改變岩石的變形行為，從脆性變形向塑性變形轉化。
溫度升高還會通過脫水反應、脫碳酸反應形成變質熱液，它們作為催化劑、搬運劑和熱媒介對變質作用施加影響。此外，溫度升高還會導致部分熔融而發生混合巖化。
變質作用最低溫度是由成岩作用向變質作用的轉化的記錄（圖17-9），其與許多因素，如壓力（深度）、流體相的有無、流體相的成分、岩石受溫度支配的時間長短等有關，通常為150～200℃，但可以到350℃或更高（mason，1999）。
圖17-9 變質作用溫壓範圍
變質作用高溫限由變質作用與岩漿作用的轉化限定。然而，如圖17-9所示，二者之間有一個範圍廣大的p-t過渡區。這是因為熔融溫度不僅與壓力有關，而且更多地取決於岩石成分和流體的存在與否以及流體成分。
在一般的區域變質作用過程中，花崗岩、泥質岩和玄武岩等地殼中廣泛分佈的岩石，在水流體存在的情況下，熔融溫度在600～750℃之間。但有些情況下，熔融可能發生在水流體缺乏的條件下，此時熔融溫度要比水流體存在時的熔融溫度高得多（圖17-9）。由變質岩礦物組合推斷的區域變質溫度的最大值約1000℃（miyashiro，1994）。
在最上限，超基性岩的幹固相線在1200～2000℃之間（mason，1999）。
由於地球內部熱流的存在，地球內部溫度隨深度的增加而增加。溫度對深度的改變率（增加率）稱為地熱梯度（geothermal gradient），以℃／km為單位。熱的**主要有地幔熱對流、地殼放射性元素蛻變產生的放射熱和岩漿熱3個方面（condie，1982）。
變形產生的摩擦生熱可能在區域性範圍內有重要意義，但對大規模變質作用而言，其作用尚未得到證實。地球上不同地點熱流不同：由於俯衝帶冷板塊向下俯衝，所以熱流值最低。
根據俯衝帶變質作用研究推測地熱梯度最低值為5℃/km。而在洋中脊，由於大量地幔物質上湧而具有異常高的熱流值。義大利liguria洋底變質岩礦物學研究表明洋底地熱梯度可高達900～1300℃/km。
2）壓力（p）
壓力的標準國際單位為pa（帕斯卡）、gpa（=109pa），地質上也常用bar（巴）和kbar（=103bar）。它們之間的關係為：1bar=105pa，1kbar=0.
1gpa。熱力學上的壓力p是各向相等的靜水壓力（hydrostatic pressure），它影響礦物相平衡。壓力增加，有利於體積縮小的反應，形成高密度礦物組合。
地下變質環境中存在負荷壓力（lithostatic pressure）、定向壓力（directed pressure）和流體壓力（fluid pressure）等3種壓力。負荷壓力pl來自上覆岩石柱，定向壓力來自構造運動，流體壓力來自粒間孔隙流體。為簡化起見，用處於地下一定深度的單位岩石垂直切面（圖17-10）來說明它們對總壓力p的貢獻。
圖17-10 作用於單位岩石的不同壓力型別簡圖
地下一定深度岩石應力狀態可用17-10a表示，包括垂直方向的主應力（垂直直應力）σa和水平方向的側向直應力σb。當無構造作用時，σa=σb=上覆單位岩石柱的重量，就是負荷壓力pl。因此，負荷壓力是一種各向相等的靜水壓力，其大小等於上覆單位岩石柱的重量，即：
pl=σgd。式中σ為岩石密度（g/m3），g為重力加速度=981cm/s2，d為深度。若深度以km計，pl以gpa計，則：
pl=9.81σd10-3。
當岩石受到來自構造運動的定向壓力作用時，其應力狀態仍可用一定剖面上的垂直直應力σa和水平直應力σb表示，但σa≠σb。總應力狀態可看成包括兩部分：一部分為偏應力（deviatoric stress），是一種非靜水應力，與σa-σb應力差有關，它導致岩石變形，但一般不影響相平衡；另一部分為平均應力（mean stress），是一種靜水應力，其大小σ=（σa+σb）／2。
平均應力與負荷壓力之差稱為構造超壓（tectonic overpressure），是構造對總壓的貢獻。不過，構造超壓大小受限於岩石強度，後者本身又因成分、溫度、變形速率及其他因素而變化。由於變質作用發生在高溫條件下，岩石強度通常不大，因而構造超壓通常較小：
正常變質條件下小於0.1gpa（miyashiro，1994）。
在變質作用p-t條件下，岩石經常含流體相，充填於孔隙空間和沿顆粒邊界分佈。如圖17-10b所示，負荷壓力pl作用於礦物顆粒邊界，使顆粒結合在一起。而流體壓力pf作用在顆粒表面，起與pl相反的作用，趨向於使顆粒分開。
由於溫度升高，流體體積膨脹，或由於發生脫h2o和脫co2反應，使流體量增大，都可使流體壓力pf增大。當增大到其數值等於pl時即與負荷壓力達到平衡。pf進一步增加，通常流體會從顆粒間隙擴散流走而保持這個平衡。
而在系統高度封閉、不易擴散的情況下，會造成區域性pf大於pl的情況，其差值稱作流體超壓（fluid overpressure），顯然它將導致顆粒分離產生破裂。因此，流體超壓也受限於岩石強度，在變質作用條件下最多不超過0.1gpa。
由上述討論可知，總壓力p=pl+構造超壓+流體超壓。但由於構造超壓和流體超壓都比較小，所以在大多數情況下，我們可以假定p≈pl≈pf。在這個假定基礎上根據礦物組合估計的壓力應指示深度的最大值，實際深度有時可能要小3km，甚至更多一些。
自地表往下，壓力大致以0.029gpa/km速率隨深度增加而增加。平均穩定大陸地殼厚35km，其底部壓力約0.
1gpa。現代和新生代造山帶觀察到的大陸地殼最大厚度約70km，其底部壓力約2.0gpa。
根據地質壓力計測定，現今出露在地表的變質岩大多數是在壓力0.1～1.0gpa、深度約3～35km範圍內形成的。
在更淺的深度，溫度通常太低而不能引起結晶作用。而在更大深度變質作用必定是廣泛的，但形成的變質岩很難能夠抬升出露地表。這也正是傳統觀念把變質作用限於35km地殼範圍以內深度的原因。
然而，一些在俯衝帶或大陸碰撞帶及其附近變質的岩石可能是在100km或更深的地幔深度結晶，指示超高壓（ultra-high pressure）條件的礦物是柯石英（coe）和金剛石（dia）。它們在約3.0gpa以上的壓力下穩定（圖 17-9）。
變質岩中的柯石英最早發現於西阿爾卑斯（chopin，1984；smith，1984），變質岩中金剛石最早發現於哈薩克（sobolev and shatsky，1990）。以後在我國大別山區變質岩中也找到柯石英（okay，xu et al.，1989；wang，1989）和金剛石（徐樹桐等，1991）。
schreyer（1988）曾評價說「超高壓變質（柯石英的出現）是陸殼岩石向地幔俯衝的岩石學證跡」。
2.流體成分（x）
變質岩中含h2o礦物（雲母、角閃石等）、碳酸鹽礦物以及這些礦物包裹體的存在，特別是流體包裹體的存在，是變質作用過程中存在流體相的直接證據。早先，由於高階變質的麻粒巖的無水礦物組合，人們認為下地殼是缺乏流體的。然而，近30年來變質岩和上地幔巖的流體包裹體研究證明，即使在麻粒巖和地幔巖中流體也是廣泛存在的（徐學純，1991、1998；鄭建平、路鳳香，1994）。
一般說來，在上地殼中、低階變質岩中，流體成分主要為揮發分h2o、co2以及ch4，含少量n2、h2s等，h2o和co2比值變化大。下地殼麻粒巖相變質岩和上地幔巖流體以co2為主，含少量h2o、h2s、ch4等。因此，對整個岩石圈而言，h2o、co2是流體的最主要成分，可近似看成流體相由h2o和co2組成。
變質作用p-t條件通常大於臨界點（cp），因此流體相呈超臨界狀態（super-critical state）。在這種狀態下，區分不出液體和氣體。由圖17-11，不同成分流體在溫度大於300～400℃時可以彼此完全混溶。
因此，在通常變質作用p-t條件下，流體相為均一的一相。不同成分（h2o和co2）彼此起稀釋作用。以摩爾分數表示其濃度，則x（h2o）+x（co2）=1。
這個表示式可近似表達岩石圈中流體組成。
圖17-11 0.05gpa（1）和0.1gpa（2）下隨著溫度降低流體不混溶**
變質作用中涉及大量有流體相參加的反應，如脫h2o反應、脫co2反應。流體成分對這些反應有強烈影響。根據化學平衡的濃度定律，增加系統中某物質濃度，反應向減少其濃度方向進行。
因此，對脫水反應和脫碳酸反應，流體的x（h2o）增加［即x（co2）減少］，反應將向減少x（h2o），增加x（co2）方向進行，即阻礙脫水反應而促進脫co2反應進行。提高脫水反應溫度、降低脫co2反應溫度。相反，增加x（co2）［減少x（h2o）］將促進脫水反應而阻礙脫co2反應進行（降低脫水反應溫度、提高脫co2反應溫度）。
除揮發分外，流體中還溶解有k、na、ca、si等造巖組分和fe、cu、ag等成礦組分，在開放系統條件下，岩石在流體作用下發生元素帶入帶出與環境發生物質交換，造成岩石的化學成分變化，並可形成礦床。因此，流體對交代作用和成礦作用起促進作用。
流體作為變質作用中的一個重要因素的另一方面表現是，流體作為催化劑可大大提高變質反應（包括交代反應）的速率。在沒有流體參與的干係統中，反應難以發生或難以反應完全。
從圖17-9可看出，流體大大降低岩石熔點，從而促進混合巖化作用。
3.時間（t）
變質作用時間因素通常從兩個角度理解：一是變質作用發生的地質時代，即不同時代變質作用的特點不同，這是由地球發展的方向性和不可逆性決定的；二是一次變質作用自始至終所經歷的時間，不同時間變質作用的特點不同，關於這一點下面進一步闡述。
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