变质作用因素

岩石变质的根本原因是地质环境的改变，应该说，控制变质作用的根本因素是地质因素，如：大地构造位置（岛弧、海沟、洋中脊等）、构造过程（沉降、隆升等）、岩浆作用等。然而，从物理化学角度看，尽管控制变质作用的地质因素多种多样，但都可以抽象出温度（T）、压力（P）、流体成分（x）、时间（t）等物化因素，这也是将物理化学引入岩石学的出发点。

1.温度（T）和压力（P）

变质过程中最重要变化是矿物成分变化。变质岩形成于地下一定深处的P-T条件下，矿物组合与一定的P-T条件相适应。当P-T条件改变时，矿物组合就会变得不稳定，并发生化学反应（变质反应），形成新P-T条件下稳定的新的矿物组合。由此可见，T、P作为变质因素的重要性。

1）温度（T）

温度升高有利于吸热反应（如脱水反应），温度降低反应向放热方向进行。温度升高可提高活化分子比例，克服活化能障碍，大大加快变质反应速率和晶体生长，是重结晶的决定性因素。温度升高还可改变岩石的变形行为，从脆性变形向塑性变形转化。温度升高还会通过脱水反应、脱碳酸反应形成变质热液，它们作为催化剂、搬运剂和热媒介对变质作用施加影响。此外，温度升高还会导致部分熔融而发生混合岩化。

变质作用最低温度是由成岩作用向变质作用的转化的记录（图17-9），其与许多因素，如压力（深度）、流体相的有无、流体相的成分、岩石受温度支配的时间长短等有关，通常为150～200℃，但可以到350℃或更高（Mason，1999）。

图17-9 变质作用温压范围

变质作用高温限由变质作用与岩浆作用的转化限定。然而，如图17-9所示，二者之间有一个范围广大的P-T过渡区。这是因为熔融温度不仅与压力有关，而且更多地取决于岩石成分和流体的存在与否以及流体成分。在一般的区域变质作用过程中，花岗岩、泥质岩和玄武岩等地壳中广泛分布的岩石，在水流体存在的情况下，熔融温度在600～750℃之间。但有些情况下，熔融可能发生在水流体缺乏的条件下，此时熔融温度要比水流体存在时的熔融温度高得多（图17-9）。由变质岩矿物组合推断的区域变质温度的最大值约1000℃（Miyashiro，1994）。在最上限，超基性岩的干固相线在1200～2000℃之间（Mason，1999）。

由于地球内部热流的存在，地球内部温度随深度的增加而增加。温度对深度的改变率（增加率）称为地热梯度（geothermal gradient），以℃／km为单位。热的来源主要有地幔热对流、地壳放射性元素蜕变产生的放射热和岩浆热3个方面（Condie，1982）。变形产生的摩擦生热可能在局部范围内有重要意义，但对大规模变质作用而言，其作用尚未得到证实。地球上不同地点热流不同：由于俯冲带冷板块向下俯冲，所以热流值最低。根据俯冲带变质作用研究推测地热梯度最低值为5℃/km。而在洋中脊，由于大量地幔物质上涌而具有异常高的热流值。意大利Liguria洋底变质岩矿物学研究表明洋底地热梯度可高达900～1300℃/km。

2）压力（P）

压力的标准国际单位为Pa（帕斯卡）、GPa（=10⁹Pa），地质上也常用bar（巴）和kbar（=10³bar）。它们之间的关系为：1bar=10⁵Pa，1kbar=0.1GPa。热力学上的压力P是各向相等的静水压力（hydrostatic pressure），它影响矿物相平衡。压力增加，有利于体积缩小的反应，形成高密度矿物组合。

地下变质环境中存在负荷压力（lithostatic pressure）、定向压力（directed pressure）和流体压力（fluid pressure）等3种压力。负荷压力P_l来自上覆岩石柱，定向压力来自构造运动，流体压力来自粒间孔隙流体。为简化起见，用处于地下一定深度的单位岩石垂直切面（图17-10）来说明它们对总压力P的贡献。

图17-10 作用于单位岩石的不同压力类型简图

地下一定深度岩石应力状态可用17-10a表示，包括垂直方向的主应力（垂直直应力）σ_A和水平方向的侧向直应力σ_B。当无构造作用时，σ_A=σ_B=上覆单位岩石柱的重量，就是负荷压力P_l。因此，负荷压力是一种各向相等的静水压力，其大小等于上覆单位岩石柱的重量，即：P_l=σgD。式中σ为岩石密度（g/m³），g为重力加速度=981cm/s²，D为深度。若深度以km计，P_l以GPa计，则：P_l=9.81σD10^-3。

当岩石受到来自构造运动的定向压力作用时，其应力状态仍可用一定剖面上的垂直直应力σ_A和水平直应力σ_B表示，但σ_A≠σ_B。总应力状态可看成包括两部分：一部分为偏应力（deviatoric stress），是一种非静水应力，与σ_A-σ_B应力差有关，它导致岩石变形，但一般不影响相平衡；另一部分为平均应力（mean stress），是一种静水应力，其大小σ=（σ_A+σ_B）／2。平均应力与负荷压力之差称为构造超压（tectonic overpressure），是构造对总压的贡献。不过，构造超压大小受限于岩石强度，后者本身又因成分、温度、变形速率及其他因素而变化。由于变质作用发生在高温条件下，岩石强度通常不大，因而构造超压通常较小：正常变质条件下小于0.1GPa（Miyashiro，1994）。

在变质作用P-T条件下，岩石经常含流体相，充填于孔隙空间和沿颗粒边界分布。如图17-10b所示，负荷压力P_l作用于矿物颗粒边界，使颗粒结合在一起。而流体压力P_f作用在颗粒表面，起与P_l相反的作用，趋向于使颗粒分开。由于温度升高，流体体积膨胀，或由于发生脱H₂O和脱CO₂反应，使流体量增大，都可使流体压力P_f增大。当增大到其数值等于P_l时即与负荷压力达到平衡。P_f进一步增加，通常流体会从颗粒间隙扩散流走而保持这个平衡。而在系统高度封闭、不易扩散的情况下，会造成局部P_f大于P_l的情况，其差值称作流体超压（fluid overpressure），显然它将导致颗粒分离产生破裂。因此，流体超压也受限于岩石强度，在变质作用条件下最多不超过0.1GPa。

由上述讨论可知，总压力P=P_l+构造超压+流体超压。但由于构造超压和流体超压都比较小，所以在大多数情况下，我们可以假定P≈P_l≈P_f。在这个假定基础上根据矿物组合估计的压力应指示深度的最大值，实际深度有时可能要小3km，甚至更多一些。

自地表往下，压力大致以0.029GPa/km速率随深度增加而增加。平均稳定大陆地壳厚35km，其底部压力约0.1GPa。现代和新生代造山带观察到的大陆地壳最大厚度约70km，其底部压力约2.0GPa。根据地质压力计测定，现今出露在地表的变质岩大多数是在压力0.1～1.0GPa、深度约3～35km范围内形成的。在更浅的深度，温度通常太低而不能引起结晶作用。而在更大深度变质作用必定是广泛的，但形成的变质岩很难能够抬升出露地表。这也正是传统观念把变质作用限于35km地壳范围以内深度的原因。

然而，一些在俯冲带或大陆碰撞带及其附近变质的岩石可能是在100km或更深的地幔深度结晶，指示超高压（ultra-high pressure）条件的矿物是柯石英（Coe）和金刚石（Dia）。它们在约3.0GPa以上的压力下稳定（图 17-9）。变质岩中的柯石英最早发现于西阿尔卑斯（Chopin，1984；Smith，1984），变质岩中金刚石最早发现于哈萨克斯坦（Sobolev and Shatsky，1990）。以后在我国大别山区变质岩中也找到柯石英（Okay，Xu et al.，1989；Wang，1989）和金刚石（徐树桐等，1991）。Schreyer（1988）曾评价说“超高压变质（柯石英的出现）是陆壳岩石向地幔俯冲的岩石学证迹”。

2.流体成分（x）

变质岩中含H₂O矿物（云母、角闪石等）、碳酸盐矿物以及这些矿物包裹体的存在，特别是流体包裹体的存在，是变质作用过程中存在流体相的直接证据。早先，由于高级变质的麻粒岩的无水矿物组合，人们认为下地壳是缺乏流体的。然而，近30年来变质岩和上地幔岩的流体包裹体研究证明，即使在麻粒岩和地幔岩中流体也是广泛存在的（徐学纯，1991、1998；郑建平、路凤香，1994）。一般说来，在上地壳中、低级变质岩中，流体成分主要为挥发分H₂O、CO₂以及CH₄，含少量N₂、H₂S等，H₂O和CO₂比值变化大。下地壳麻粒岩相变质岩和上地幔岩流体以CO₂为主，含少量H₂O、H₂S、CH₄等。因此，对整个岩石圈而言，H₂O、CO₂是流体的最主要成分，可近似看成流体相由H₂O和CO₂组成。

变质作用P-T条件通常大于临界点（CP），因此流体相呈超临界状态（super-critical state）。在这种状态下，区分不出液体和气体。由图17-11，不同成分流体在温度大于300～400℃时可以彼此完全混溶。因此，在通常变质作用P-T条件下，流体相为均一的一相。不同成分（H₂O和CO₂）彼此起稀释作用。以摩尔分数表示其浓度，则x（H₂O）+x（CO₂）=1。这个表达式可近似表达岩石圈中流体组成。

图17-11 0.05GPa（1）和0.1GPa（2）下随着温度降低流体不混溶图解

变质作用中涉及大量有流体相参加的反应，如脱H₂O反应、脱CO₂反应。流体成分对这些反应有强烈影响。根据化学平衡的浓度定律，增加系统中某物质浓度，反应向减少其浓度方向进行。因此，对脱水反应和脱碳酸反应，流体的x（H₂O）增加［即x（CO₂）减少］，反应将向减少x（H₂O），增加x（CO₂）方向进行，即阻碍脱水反应而促进脱CO₂反应进行。提高脱水反应温度、降低脱CO₂反应温度。相反，增加x（CO₂）［减少x（H₂O）］将促进脱水反应而阻碍脱CO₂反应进行（降低脱水反应温度、提高脱CO₂反应温度）。

除挥发分外，流体中还溶解有K、Na、Ca、Si等造岩组分和Fe、Cu、Ag等成矿组分，在开放系统条件下，岩石在流体作用下发生元素带入带出与环境发生物质交换，造成岩石的化学成分变化，并可形成矿床。因此，流体对交代作用和成矿作用起促进作用。

流体作为变质作用中的一个重要因素的另一方面表现是，流体作为催化剂可大大提高变质反应（包括交代反应）的速率。在没有流体参与的干系统中，反应难以发生或难以反应完全。

从图17-9可看出，流体大大降低岩石熔点，从而促进混合岩化作用。

变质作用过程中流体主要有下列来源：①原岩中的流体，主要是沉积岩中的孔隙流体，在埋藏变质中起重要作用；②海水，在洋底变质和俯冲带变质中起重要作用；③变质流体，源于变质过程中脱流体反应，广泛出现在各类变质环境；④岩浆流体，在接触变质和交代变质中起重要作用；⑤深源流体，主要来自地幔放气作用，是高级变质的流体相主要来源。

3.时间（t）

变质作用时间因素通常从两个角度理解：一是变质作用发生的地质时代，即不同时代变质作用的特点不同，这是由地球发展的方向性和不可逆性决定的；二是一次变质作用自始至终所经历的时间，不同时间变质作用的特点不同，关于这一点下面进一步阐述。