1樓：關關關門門
接觸變質作用又稱熱力接觸變質作用
，是由於岩漿的活動散發出的熱量和析出的氣態或液態溶液引起的變質作用。主要發生在岩漿體周圍接觸帶的圍岩中。根據變質作用過程中有無交代作用又可分為2個亞類：
①熱接觸變質作用：以熱力(高溫)作用為主，原岩發生重結晶，而化學成分沒有顯著改變，沒有明顯的交代作用，如斑點板岩、角巖等;
②接觸交代變質作用;除熱力作用外，伴隨有顯著的交代作用，原岩的化學成分發生明顯改變，如矽卡巖等。
動力變質作用又稱「碎裂變質作用」或「錯動變質作用 」。是在構造運動所產生的定向壓力作用下，岩石所發生的變質作用。其變質因素以機械能及其轉變的熱能為主，常沿斷裂帶呈條帶分布，形成斷層角礫岩、碎裂巖、糜稜岩等，而這些岩石又是判斷斷裂帶的重要標誌。
2樓：中地數媒
岩石變質的根本原因是地質環境的改變，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、隆公升等) 、岩漿作用等。影響變質作用的因素多種多樣，習慣上將原岩特點作為內部因素考慮，而將與地質環境密切相關的物理化學條件，主要是溫度 (t) 、壓力 (p) 、流體成分 (x) 、時間 (t) 4 個因素作為控制因素。因為這 4 個因素的變化，明顯地影響變質作用的強度、範圍和產物，進而決定變質作用型別。
1. 溫度 (t)
溫度公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。溫度公升高可提高活化分子比例，克服活化能障礙，大大加快變質反應和晶體生長速率，是重結晶的決定性因素。溫度公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。
溫度公升高也會通過脫水反應、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，溫度公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轉化的記錄 (圖4-1) ，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，1990) 。
變質作用高溫限由變質作用與岩漿作用的轉化限定。如圖4-1 所示，二者之間有乙個範圍廣大的 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液體成分。
在一般的區域變質作用過程中，花崗岩、泥質巖和玄武岩等地殼中廣泛分布的岩石，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4-1) 。由變質岩礦物組合推斷的區域變質溫度的最大值約 1000℃ (mi-yashiro，1994) 。
在最上限，超基性巖的乾固相線在 1200 ～ 2000℃ 之間 (mason，1999) 。
圖4-1 變質作用溫壓範圍(據 miyashiro，1994，修改補充)
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、岩漿熱和變形產生的摩擦生熱 4 個方面。
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) 或 gpa (= 109pa) ，地質上也常用 bar (巴)和 kbar (=103bar) 來表示。它們之間的關係為: 1 bar = 105pa，1 kbar = 0.
1 gpa。熱力學上的壓力 p 是指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4-2) 來說明它們對總壓力 p 的貢獻。
圖4-2 作用於單位岩石的不同壓力型別簡圖(據 yardley，1989)
地下一定深度岩石應力狀態可用4-2a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p1。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:
p1=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，p1以gpa計，則p1=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，平衡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布。如圖4-2b所示，負荷壓力p1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p1相反的作用，趨向於使顆粒分開。
由於溫度公升高，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p1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p1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=p1+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≈p1≈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於3km，甚至更多一些。
自地表往下，壓力大致以0.029gpa/km的速率隨深度增加而增加。平衡穩定大陸地殼厚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公升出露地表。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的，指示超高壓(ultrahigh-pressure)條件的礦物是柯石英和金剛石。它們在約3.0gpa以上的壓力下穩定(圖4-1)。
變質岩中的柯石英最早發現於西阿爾卑斯(chopin，1984;**ith，1984)，變質岩中金剛石最早發現於哈薩克(sobolev andshatsky，1990)。以後在我國大別山區變質岩中也找到了柯石英(okay，xu，etal.，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」。
3.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無水礦物的組合，人們認為下地殼是缺乏流體的。然而，近30年來對變質岩和上地幔巖流體包裹體的研究證明，即使在麻粒巖和地幔岩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和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和co2是流體的最主要成分，可近似看成流體相是由h2o和co2組成的。
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，區分不出流體和氣體。由圖4-3可知，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。
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的影響。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)。
圖4-3 不同壓力下隨著溫度降低流體不混溶**
除揮發分外，流體中還溶解有k，na，ca，si等造岩組分和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乙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。在沒有流體參與的幹系統中，反應難以發生或難以反應完全。
從圖4-1可看出，流體大大降低了岩石熔點，從而促進混合巖化作用。
4.時間(t)
時間是影響變質作用的重要因素。在一定的變質溫度、壓力條件下，如果沒有足夠的作用時間，原岩的變質反應將不明顯甚至主要的變質作用無法進行，因為礦物重結晶、交代作用和塑性變形等，都是緩慢的程序。只有充足的時間才能使變質作用對原岩做有效的改造，形成各類變質岩。
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