变质作用因素 何为变质作用？影响变质作用的因素有哪些
地壳中已存在岩石发生变质作用的原因，从根本上讲，是与其所处的大地构造位置和特定的构造－热事件相联系。但从物理化学角度来看，引起岩石中矿物和结构构造变化的直接原因则是各种地质作用所导致的温度变化，压力增减，定向力出现和具化学活动性的流体的作用等。它们是变质和变形作用的物理和化学控制因素，文献中习惯简称为变质作用因素。
一、温度
温度的变化，特别是温度升高是引起变质作用的最主要因素，也是化学反应过程控制相平衡和矿物共生组合的主要热力学强度参数。温度升高会导致出现吸热反应，使低温矿物组合转变为高温组合。如硅质石灰岩低温时由方解石(CaCO3)和石英(SiO2)组成，当压力为105Pa，温度升至470℃以上时则方解石分解:
岩石学
这一反应重组合成硅灰石(Wo)并析出CO2，此时Wo+Cc(或Q)成为稳定平衡组合。相反，温度降低有利于出现放热反应，此时低温矿物组合能稳定共生。温度升高可促进重结晶作用，使原岩中同种矿物的粒度加粗和均匀化，并呈现变晶结构，如石灰岩中隐晶质碳酸盐经重结晶后可成粗大多边形的方解石，使原岩成为大理岩。温度还是起动和促进变质反应的最重要化学动力学因素。因为温度升高可提高活化分子比例，克服活化能障碍，大大加快变质反应和新矿物晶体生长的速率。有关公式表明，当温度升高时，同一反应的速率将以其几何级数倍增大。这也说明高温变质岩中能全面形成新的稳定平衡矿物组合，而低温变质岩中则常不同程度残留原岩中矿物组成。温度升高既可通过脱挥发分反应使岩石系统中流体相含量增加，又可使后者的活动性增大，特别是能增加矿物在以H2O为主的流体相中的溶解度。这些都有利于原有矿物的分解、组分的迁移及变质反应的进行，有时还能导致交代作用。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变。此外，温度的持续升高还可使原岩在变质结晶的基础上进一步发生部分熔融，其中长英质低熔组分成为新的熔体相，从而出现混合岩化现象，或发展成新的花岗质岩浆作用。
一般认为，由很低温变质作用向沉积岩后生成岩作用过渡的温度在150～200℃之间，它还和压力(深度)和流体相有无及其成分等因素有关，有时可达350℃或更高(Mason，1999)。大于640℃左右属于高温变质作用，但其上限难以简单确定，因为此时已与部分熔融1用的P－T区间相重叠，而熔融作用的温度又和岩石的化学成分及H2O的饱和程度有很大关系。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常见岩石，处于H2O饱和时的熔融温度在600～750℃之间，该温度即可作为变质温度上限。但当它们中H2O不饱和或处于干状态时，则作为变质温度上限的熔融温度可达1000℃以上。目前根据下部地壳高温变质岩中矿物组合估算的变质温度上限一般不超过850～950℃。
引起地壳中温度升高的地质因素和热源具有多样性。在岩浆侵入体周围，岩石发生局部变质的热量显然来源于温度较高的岩浆;在大断裂带和韧性剪切带中，与岩石碎裂或塑性变形同时，常出现某些重结晶作用，其所需热量可能是由摩擦过程的机械能转化而来。在大规模区域性变质作用地区，地壳中温度的升高可反映地温梯度的变化，其热量部分来源于陆壳本身放射性元素衰变所产生的放射热。
二、压力
岩石变质时处于地壳一定深度，常承受负荷压力、定向压力和流体压力等三种压力。
1.负荷压力
负荷压力又称围压或固体岩石所承受的压力，通常以Pl或P岩、P固等表示之，它是一种均向的静水压力，其大小相当于上覆单位岩石柱的重量，即:
Pl=ρgD
式中:ρ为岩石密度;g为重力加速度;D为深度。
在距地表40km范围内，据岩石平均密度计算，每加深1km负荷压力增大0.0290GPa(1GPa=109Pa)。大陆地壳平均厚度35km，其底部压力约1.0GPa。新生代造山带的陆壳最大厚度达70km，其底部压力可达2.0GPa左右。现今地表出露的变质岩据地质压力计测定，大多数形成时压力为0.1～1.0GPa，相应深度在3～35km范围内(路凤香等，2002)。
不同类型变质作用的压力条件变化很大，一般岩浆侵入体周围的热变质和大断裂带附近的碎裂变质都发生于距地表3～5km或稍深的范围内，压力不超过0.1GPa左右;区域性变质作用压力下限为0.1～0.2GPa，上限多数为0.7～0.8GPa。通常当变质压力为0.2～0.3GPa以下时为低压，压力为0.3～0.5GPa时为中压，压力大于0.5GPa时为中高压－高压。但近年在一些大陆碰撞和陆壳俯冲带发现含柯石英和金刚石的榴辉岩等特殊变质岩，表明其形成时压力不仅大于1.0～1.5GPa，而且可达3.0GPa以上，属于超高压变质作用。如在我国大别山地区，推测当时陆壳曾俯冲到深100余千米的地幔范围内。
静压力也是变质反应的重要热力学平衡参数之一，它和温度一样能决定岩石中矿物组合的稳定范围和特定变质反应的平衡温度。在进变质过程中，压力的增大，多数情况下可使脱挥发分反应的平衡温度升高。如前述由CaCO3+SiO2→CaSiO3的反应，当压力由105Pa升到108Pa时，开始发生这一反应的温度将由470℃增高到670℃。其次，压力增高有利于形成分子体积较小、密度较大的矿物，如硬玉和文石等，还有利于由总分子体积大的矿物组合形成总分子体积较小的组合。但值得指出的是，压力促进变质反应速度的效应远不如温度。所以在很低温条件下，尽管压力有较大变化，一般仍难起动变质反应，形成与新的压力条件平衡的矿物组合。
2.定向压力
物体受外力时即处于应力状态。理论上说，物体中任何一个点上都能找到彼此垂直的三个主切面，这些面上只有正应力，而无剪应力。而通过这个点的其他切面上都有垂直于此面的一个正应力和平行此面且彼此垂直的两个剪应力。与上述三个主切面垂直的三个主要正应力σ1、σ2和σ3反映物体中此点应力的总状态。当地壳中岩石只承受均向的负荷压力时，σ1=σ2=σ3，此时岩石只发生体积压缩，但不会有变形。当同时存在与构造运动有关的定向力时，则σ1＞σ2＞σ3。此时岩石中任一点的应力总状态可用两种组成来表示。其一为平均应力， ，它只包括直应力， ，这是一种静压力，它与负荷压力(Pl)之差称为构造超压(Tectonic Overpressure)，是构造运动对总压力的贡献;其另一组成称为非静水应力或偏应力(Deviatoric Stress)，它既包括正应力又包括剪应力(Best，1982)。
偏应力是引起岩石变形和变质的重要因素。首先它们表现为对岩石组构的改造，地壳浅部的脆性变形和碎裂，区域变质岩中结晶片理、线理及各种定向构造的发育都与偏应力有直接关系;其次它们是起动和促进变质反应速度的重要因素，在低温环境中更显重要，因为它所提供的能量可以克服高温组合在低温环境中的过稳定状态，使化学反应能真正开始进行，并形成相应的低温组合;此外，偏应力在浅部的碎裂和裂隙化作用使不同矿物的接触面增多，裂隙又便于流体的聚集和流通，这些都有利于变质作用的进行。
偏应力虽不是控制变质反应平衡的热力学参数，不能决定某一矿物或组合的能否出现及其稳定区间，但定向力引起的构造超压仍对变质作用有一定影响。有些地区较高压变质矿物在地壳深度及相应的负荷压力都不够大的岩层中出现，有人认为即与构造超压有关，据有些地区估计，其数值甚至可达0.2～0.3GPa。不过实验数据表明，这种与平均应力有关的构造超压只有在地壳浅部，岩石保持刚性状态且应变迅速时才有实际意义。相反，如果在地壳较深部，因温度较高，负荷压力较大，岩石具有塑性，此时应力可通过岩石的塑性变形而及时释放，所以不大可能起附加静压力的作用。Miyashiro(1994)认为正常变质条件下它们小于0.1GPa。
3.流体压力
变质作用过程中，岩石的裂隙和矿物粒间常存在少量流体，其所具内压称为流体压力(Pf)。流体中各组分的分压可分别表示为PH、PCO，等等。当它们呈理想混合时，其数值和各自的含量成正比，即Pf=PH+PCO+…。
在地壳较深部的封闭条件下，流体又在岩石中呈饱和状态时，Pf=Pl，它们都决定于上覆岩石柱的重力。此时若流体为单一组分，如Pf=PH，则对涉及H2O的化学反应来说，它不是决定平衡的热力学独立参数;如果流体为多组分，Pf=PH+PCO+…时，对于有这些组分之一参加的化学反应，该组分的分压就成为决定平衡状态的独立参数。在系统高度封闭条件下，如果脱挥发分反应析出的H2O、CO2等流体不能及时逸散而累积起来，就会局部出现Pf＞Pl的情况，两者的差值为流体超压，有人认为某些地区的低温高压变质即可能与流体超压有关。但后者也受岩石强度的制约，在变质作用温压范畴内一般意义不大。另一些情况下，地壳浅部岩石中裂隙发育，且与地表连通，此时Pf只等于相应深度该流体本身的重力，而小于上覆岩石的重力，因此Pf＜Pl。当然在地壳较深部，由于其他原因也可引起岩石中流体不饱和及Pf＜Pl的情况，此时两者都是独立的化学反应平衡控制因素。由上述可知，地壳中岩石变质时的总压力P=Pl+构造超压+流体超压，由于后两者数值都较小，所以一般研究和实验工作中都设定P≈Pl≈Pf为前提。
三、流体
变质作用过程，在岩石裂隙和矿物粒间常存在少量流体，一般总量不超过1%～3%，且随变质程度的增高而减少。据封闭于矿物中的流体包裹体的研究资料，它们一般以H2O和CO2为主，常还有CH4、H2S、SO2、N2、O2等，有时还含若干Cl－、SO2－3、CO2－3等阴离子。它们在较高温压条件下，为超临界状态，具有较大活动性，在低温时则成为一般热液(变质热液)，对变质作用进程有重要影响。
流体中H2O作为变质反应的催化剂所起作用最大。在高温条件下，硅酸盐在水溶液中溶解度相对增高，H2O的存在能促进原岩矿物中组分的分离和溶解，并加强其扩散运移速度，从而大大促进变质反应的实现和新矿物的生长。在另一些条件下，水溶液可将某些组分自外部带入岩石中，或经溶解搬运而带出，结果不仅引起原岩矿物成分发生，而且也引起化学成分的变化，表现为各种形式的交代作用。
脱水反应和水化作用是最常见的变质反应。H2O直接参与这些反应，岩石中H2O的含量和PH值对这类反应的平衡温度关系很大，特别当PH≠Pl时，这种效应更为显著。在随温度升高而进行的吸热脱水反应过程中，PH的增大会推迟特定反应的开始进行，即扩大了低温含(OH)矿物的稳定温度上限。相反在降温过程中，矿物水化作用的平衡温度也和当时PH值有规律性关系。以上讨论说明当PH≠Pl，且PH数值不同时，与脱水反应有关的特定矿物组合所代表的温度条件也不同，这使得根据目前有关矿物组合判断当时温压条件的研究更为复杂。
以H2O为主的流体对地壳较深部变质岩的熔融作用也很重要。实验证明花岗质岩石中H2O饱和时，在640±20℃即开始熔融，形成一些长英质低熔组分的熔体，H2O的饱和程度是熔体成分和相对含量的主要控制因素之一。上述岩石如完全不含H2O，则要温度高达900℃以上才能开始熔融，且此时出现的是脱水熔融(Dehydration Melting)过程。即先由含(OH)的矿物分解，其析出的H2O促进其他矿物的熔融。这一过程和产物均与H2O饱和时的熔融作用不同。
岩石中H2O含量和PH值还直接影响650～700℃以上高温变质作用的特征。如上所述，当H2O饱和时将出现广泛的熔融作用，形成各种混合岩，并可导致再生岩浆和相应的花岗质岩石的发育。相反，当岩石系统的流体基本不含H2O时，则通过脱水反应形成不含(OH)的高温变质矿物组合，同时熔融作用将很次要，即将变质作用温度上限提高100～200℃以上。
CO2在流体中也占有较重要地位，它们对脱碳反应和碳酸盐化的热力学平衡条件影响很大。流体中CO2含量和PCO值增大会阻碍碳酸盐转变为硅酸盐的脱碳反应的进行，提高碳酸盐稳定存在的温度上限。在泥灰质原岩中CO2和H2O的比例对于升温过程出现的矿物组合及其形成温度也有明显控制作用。
地壳岩石所含流体中常有少量氧(O2)，在变质作用的温压范围内，氧逸度(fO2)通常为10－5～10－35Pa级，比大气圈中的fO=2×104Pa要低得多。文献中通常以logfO为度量单位。岩石中铁的氧化物是fO的最好指示剂，一般变质岩中以磁铁矿(Fe3O4)稳定存在为特征。fO2值对变质矿物组合特征也有明显影响，如在泥质原岩中，当fO较低时，其中铁主要呈Fe2+离子状态，它们易于进入黑云母、石榴子石和堇青石等矿物。如岩石中其他化学成分适宜，就能使这些矿物在较低温度下出现，含量较高，且其化学成分中Fe/(Fe+Mg)比值也较高。相反，当fO较高时，铁主要成Fe3+出现，不易进入上述矿物晶格中，因此会使这些矿物的出现推迟，含量减少，成分中Fe/(Fe+Mg)比值相对降低，同时则可出现含Fe3+较高的帘石类矿物，或还伴生较多磁铁矿。
变质作用过程岩石中流体主要来源于:①火山－沉积物原岩，它们形成之初都富含来自海水的水溶液，虽然在后来的成岩过程大部分已离开了原岩，但仍有一部分保留在岩石的裂隙和矿物粒间;②与岩浆活动有关，在其冷凝过程中析出;③进变质过程通过矿物的脱挥发分反应所析出;④由上地幔去气作用及各种地球动力学过程从深部上升。这些不同成因流体之间的相互关系在不同构造背景和变质作用类型中各不相同。另一方面在变质事件的时间进程中，流体的成分和物性都必然不断变化，所以是一种复杂的动态变化过程。但总的来说，在中－高温条件下，它们对变质作用的影响更为突出。
引起岩石变质作用的上述各种物理和化学因素通常同时存在，彼此互相配合，又互相制约。一般情况下，温度无疑是最重要的因素，因为它不仅是控制变质反应平衡的热力学参数，还是促进变质反应实现的最重要化学动力学因素。负荷压力也是决定物化平衡和矿物组合的重要因素。定向压力不仅控制变形作用，也是促进变质反应的因素。具有化学活动性的流体对变质作用进程有很大影响，但温度条件又是它们能否具有活动性的必要前提。
以上只是讨论引发岩石变质和变形作用的物理和化学因素，而这些作用的进程和所成变质岩的矿物和组构特征则还主要决定于原岩的总化学成分，有时也受其矿物成分和组构特征的影响。此外，时间也是一个重要因素。一般情况下变质作用过程需较长时间，如果特定的温压条件保持时间过短，则仍不能使相应的矿物和组构改造得以充分实现。
变质作用的因素~
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