引起變質地質作用的三因素是什麼

A. 什麼是地質災害,什麼原因會造成

地質災害是指在自然或者人為因素的作用下形成的,對人類生命財產、環境造成破壞和損失的地質作用（現象）它的主要類型有：滑坡、崩塌、泥石流、地面塌陷、地震等等。 滑坡：是指斜坡上的岩體由於某種原因在重力的作用下沿著一定的軟弱面或軟弱帶整體向下滑動的現象。 崩塌：是指較陡的斜坡上的岩土體在重力的作用下突然脫離母體崩落、滾動堆積在坡腳的地質現象。 泥石流：是山區特有的一種自然現象。它是由於降水而形成的一種帶大量泥沙、石塊等固體物質條件的特殊洪流。 地面塌陷：是指地表岩、土體在自然或人為因素作用下向下陷落，並在地面形成塌陷坑的自然現象。 滑坡發生的前兆：1、泉水復活；2、土體上隆；3、岩石開裂或被剪切擠壓的音響；4、坍塌和鬆弛；5、變形發生突變；6、裂縫急劇擴張；7、動物異常驚恐、植物正常生長發生變化。 泥石流的識別：中游溝身長不對稱，參差不齊；溝槽中構成跌水；形成多級階地等 地面塌陷的前兆：泉、井的異常變化；地面變形；建築物作響、傾斜、開裂；地面積水引起地面冒氣泡、水泡、旋流等；植物變態；動物驚恐。 滑坡、崩塌、泥石流三者除了相互區別外，常常還具有相互聯系、相互轉化和不可分割的密切關系。 1、滑坡與崩塌的關系 滑坡和崩塌如同孿生姐妹，甚至有著無法分割的聯系。它們常常相伴而生，產生於相同的地質構造環境中和相同的地層岩性構造條件下，且有著相同的觸發因素，容易產生滑坡的地帶也是崩塌的易發區。例如寶成鐵路寶雞?綿陽段，即是滑坡和崩塌多發區。崩塌可轉化為滑坡：一個地方長期不斷地發生崩塌，其積累的大量崩塌堆積體在一定條件下可生成滑坡；有時崩塌在運動過程中直接轉化為滑坡運動，且這種轉化是比較常見。有時岩土體的重力運動形式介於崩塌式運動和滑坡式運動之間，以至人們無法區別此運動是崩塌還是滑坡。因此地質科學工作者稱此為滑坡式崩塌，或崩塌型滑坡、崩塌、滑坡在一定條件下可互相誘發、互相轉化：崩塌體擊落在老滑坡體或鬆散不穩定堆積體上部，在崩塌的重力沖擊下，有時可使老滑坡復活或產生新滑坡。滑坡在向下滑動過程中若地形突然變陡，滑體就會由滑動轉為墜落，即滑坡轉化為崩塌。有時，由於滑坡後緣產生了許多裂縫，因而滑坡發生後其高陡的後壁會不斷的發生崩塌。另外，滑坡和崩塌也有著相同的次生災害和相似的發生前兆。 2、滑坡、崩塌與泥石流的關系 滑坡、崩塌與泥石流的關系也十分密切、易發生滑坡、崩塌的區域也易發生泥石流，只不過泥石流的暴發多了一項必不可少的水源條件。再者，崩塌和滑坡的物質經常是泥石流的重要固體物質來源。滑坡、崩塌還常常在運動過程中直接轉化為泥石流，或者滑坡、崩塌發生一段時間後，其堆積物在一定的水源條件下生成泥石流。即泥石流是滑坡和崩塌的次生災害。泥石流與滑坡、崩塌有著許多相同的促發因素。 影響泥石流形成的因素很多也很復雜。它們包括岩性構造、地形地貌、土層植被、水文條件、氣候降雨等。泥石流既然是泥、沙、石塊與水體組合在一起並沿一定的溝床運(流)動的流動體，那麼其形成就要具備三項條件，即水體、固體碎屑物及一定的斜坡地形和溝谷，三者缺一不可。水體主要源自暴雨、水庫潰決、冰雪融化等。固體碎屑物來自於山體崩塌、滑坡、岩石表層剝落、水土流失、古老泥石流的堆積物及由人類經濟活動，如濫伐山林、開礦築路等形成的碎屑物。其地形條件則是自然界經長期地質構造運動形成的高差大、坡度陡的坡谷地形。 (1)地表水在溝谷的中上段侵潤沖蝕溝床物質，隨沖蝕強度加大，溝內某些薄弱段塊石等固體物松動、失穩，被猛烈掀揭、鏟刮，並與水流攪拌而形成泥石流。 (2)山坡坡面土層在暴雨的浸潤擊打下，土體失穩，沿斜坡下滑並與水體混合，侵蝕下切而形成懸掛於陡坡上的坡面泥石流。北京山區農民常稱之為「水鼓」、「龍扒掌」。 (3)溝源崩、滑坡土體觸發溝床物質活動形成泥石流。既崩、滑體便發生潰決，強烈沖擊並帶動溝床固體碎屑物的活動而形成泥石流。

B. 地質災害產生的影響因素

環膠州灣地區地質災害的產生受很多因素的影響，總體上可以歸結為內動力地質作用、外動力地質作用和人類工程地質活動三大類。

4.7.1 內動力地質作用

內動力地質作用與地質災害的發育有著密切的關系。內動力地質作用對地質災害發育的控製作用主要表現在兩個方面: 一是地殼的區域升降運動; 二是斷裂構造活動。前者是形成現狀地形特徵的內在因素; 後者則是形成區內構造格局及岩石節理裂隙發育程度的必要條件。

4.7.2 外動力地質作用

外動力地質作用是指地表受重力和太陽能影響而產生的地表變異作用，包括流水、風化等作用及其他作用。其作用的形式可歸結為剝蝕作用和堆積作用，以及連接二者的搬運作用，即不斷地破壞和夷平那些由內動力地質作用產生的隆起部分，並把破壞下來的碎屑物質搬運堆積到低窪地區或海中。因此，外動力地質作用的過程起著改造地表形態的作用，是地貌景觀形成和發展的基本動力。現狀的地貌形態是內、外動力地質作用綜合影響的結果，也是地質災害發育的重要影響因素。

( 1) 流水作用

區內大氣降水相對比較豐富，且多集中在雨季 7 ～9 月份。由於受地形條件控制，河流功能存在較大差異，但其對地表的侵蝕，對泥砂、礫石的搬運作用和堆積作用，以及對地表形態的改造作用是相同的。當地表接受大氣降水形成徑流時，開始降水在重力作用下，以散流方式向下運動，隨著流量及流速的加大，對地表形成片狀侵蝕，對地表風化層或鬆散層進行剝蝕，若匯入溝谷底部或低窪地帶，徑流就會集中，動能增大，並以線狀形式對溝谷底部及兩側進行侵蝕。在此過程中，不僅有流水的直接沖刷作用，而且有水中砂、石塊甚至是巨大漂礫的磨蝕作用。

( 2) 風化作用

風化是外動力地質作用的重要方式，與地質災害的形成和發展有密切關系。由於山區岩石出露，風化形式多為碎屑狀風化、塊狀風化和球狀風化。

4.7.3 人類工程地質活動

人類頻繁的工程地質活動及對地質環境的破壞，是工作區內地質災害及隱患形成的不可忽視的重要因素。改革開放以來，尤其是 1990 年以來，經濟、城市建設、旅遊及第三產業、交通等設施建設得到迅猛發展，建設規模和步伐都是空前的，人類的工程活動及對地質的影響也在不斷增強，由此而產生的不良地質現象明顯呈上升趨勢。人類工程活動分布見圖 4.6。

圖 4.6 環膠州灣地區人類工程活動分布

隨著旅遊業的長足發展，旅遊線路建設發展較快。在修建公路的過程中，由於開挖路基坡腳，破壞了地質體的原有結構特徵，削坡過陡造成邊坡失穩，為地質災害的產生提供了條件，形成災害隱患。新景點的開發大都以地質地貌景觀為主，尤以怪、險、奇、玄的地貌景觀吸引遊客，加大了人類與景觀的接觸程度，也增加了災害發生的概率。

城市或城鎮的工業、民用建築的建設，特別是在丘陵、山區，建築物的建設需要對鄰近山體採取削坡、回填等措施，這些工程對地質環境的破壞，無論是時間上還是空間上，都將更加頻繁和密集，形成的災害隱患也不斷增加。

礦產資源開發、建築石材開采、河道內挖沙等資源開發活動，也是破壞地質環境、形成災害隱患的重要人類工程活動之一。開采活動破壞了山體、植被、耕地，形成的礦坑、陡峻邊坡及大量堆置的礦渣、尾礦等，是誘發或造成崩塌、滑坡等地質災害的重要因素。

近海地區地下水資源的不合理開發，是造成海 ( 咸) 水入侵的主要原因。

C. 變質作用的因素

引起岩石變質的原因很多，但最根本的原因是地質環境的改變，如岩層埋深加大、強烈構造擠壓、板塊俯沖碰撞、遭遇岩漿侵入等。在一定時間內，這種地質環境改變導致了區域性的溫度場、壓力場、物質化學平衡等發生劇烈變化，為變質作用創造了條件。因此，人們通常把溫度、壓力、化學活動性流體等視為變質作用的重要因素。

1.溫度

溫度的改變是引起岩石變質的重要因素之一，大部分的變質作用都是在溫度升高的情況下發生的。溫度升高對原岩產生的影響主要有三個方面。

（1）溫度升高可以促進並加速礦物重結晶，促進並加速原岩的結構、構造發生變化，使原岩中的礦物顆粒由細變粗。例如，隱晶質石灰岩在遭遇高溫作用時，其中微粒狀方解石發生重結晶作用而形成粗粒的晶體，使石灰岩變成大理岩。

（2）溫度升高可提高活化分子比例，有利於礦物之間發生化學反應，並促進變質反應向吸熱方向進行，形成高溫變質礦物。例如，細粒硅質石灰岩在遭遇高溫（470℃）作用時，不僅發生重結晶作用，而且生成高溫變質礦物硅灰石，形成硅灰石大理岩。

（3）溫度升高可使岩石中流體相的活動性增大。當溫度持續升高（超過800～900℃）時，還可使原岩在變質結晶和重結晶的基礎上進一步發生選擇性重熔，其中長英質低熔組分呈液相出現，從而導致混合岩化作用。

變質作用中溫度升高的原因有：岩層埋深加大遞增的地熱，岩漿侵入原岩放出的岩漿熱，來自地幔的上升熱流（放射性元素衰變產生的放射熱），以及由構造變動的機械能轉化而來的熱能等。一般認為，變質作用的溫度下限為230℃左右，上限為900℃左右。

2.壓力

壓力也是控制變質作用的重要因素。在變質作用過程中，壓力增加有利於體積縮小的反應發生，形成高密度礦物組合。參與變質作用的壓力有三種類型：負荷壓力、流體壓力和定向壓力。壓力的標准國際單位為Pa（帕［斯卡］）或GPa（吉帕，1GPa＝10⁹Pa）。

（1）負荷壓力：是一種各向相等的靜水壓力，即均向壓力，其大小等於上覆單位岩石柱的重量。變質作用一般發生在地表以下3～40km的深度內，因此其負荷壓力范圍大致為0.1～1.5 GPa。通常，將負荷壓力為0.1～0.3 GPa的變質作用稱為低壓變質作用，負荷壓力為0.3～0.5 GPa的稱為中壓變質作用，負荷壓力為0.5～1.2 GPa的稱為高壓變質作用，負荷壓力＞2.5 GPa的稱為超高壓變質作用。

（2）流體壓力：是指存在於岩石的粒間、微裂隙和毛細孔隙中的流體物質（H₂O 和CO₂等）對周圍物質（包括孔隙四周的壁、頂、底）所產生的壓力（排斥力）。負荷壓力一般趨向於使岩石中的礦物顆粒緊密結合，而流體壓力則相反，趨向於將礦物顆粒分開。流體壓力增大有利於水化反應的發生，抑制富含結構水的礦物的分解，而流體壓力減小則有利於脫水反應的發生，促進富含結構水的礦物的分解和重結晶作用。

（3）定向壓力：也叫應力，主要是指由構造運動或岩漿侵入圍岩時所產生的側向擠壓力。一般情況下，定向壓力常引起岩石變形（褶皺或斷裂），但在發生變質作用的地質環境中，定向壓力不僅引起岩石變形，而且對岩石變質並在變質岩中形成定向構造等起著重要作用。當定向壓力作用於岩石後，在擠壓方向上礦物的熔點降低，溶解度增大，溶解的物質在垂直於擠壓方向上，重新沉澱結晶、改變空間排列分布方式。特別是在區域變質過程中，當定向壓力與溫度聯合作用於某些富含揮發分的岩石時，岩石將發生局部溶解和重結晶，而重結晶形成的片狀、板狀、針狀、柱狀、棒狀礦物，以及被拉長的粒狀礦物大都呈連續或斷續定向分布、平行排列，形成片理和線理構造等。因此定向壓力是重要的變質作用因素。

3.化學活動性流體

具有化學活動性的流體，主要是指岩石中沿裂隙或孔隙中循環的氣態或液態物質，其成分主要是H₂O和CO₂，其次是O₂、F₂、B、Cl₂等易揮發物質。在有一定溫度和壓力聯合作用的情況下，化學活動性流體在某些變質反應中是不可缺少的重要因素。在這些變質反應中，H₂O和CO₂等化學活動性流體，主要起催化劑、溶劑、運移介質等的作用。

（1）起反應催化劑作用。在變質作用過程中，原岩空隙中的化學活動性流體數量雖少（一般不超過岩石總體積的1%～2%），但能加速礦物之間化學反應的進行，起到催化劑的作用。例如，用MgO與SiO₂人工合成鎂橄欖石（Mg₂SiO₄）的實驗證明，若反應在乾燥的條件下進行，當溫度達1000℃時，4 天內只能形成26%的鎂橄欖石，而在有水參與的情況下，在450℃只需幾分鍾反應就可全部完成。

（2）起溶劑作用。岩石中滲透於礦物顆粒之間的化學活動性流體（溶液）是礦物彼此間的接觸劑，通過這種溶液的媒介作用，岩石中的易溶組分能在較大范圍溶解和擴散，從而促進了礦物的重結晶和變質反應。有時化學活動性流體還可直接參與水化和脫水等變質反應。此外，水溶液的存在還可降低礦物的熔點和岩石的重熔溫度。例如，花崗質岩石在不含水溶液的情況下，溫度要高達950℃才開始重熔，而當水溶液飽和時，溫度在640℃左右就開始重熔。

（3）起運移介質作用。具有化學活動性的流體是運移介質，通過它們可將某些組分從外部帶入岩石中，或將岩石中的某些組分溶解帶出，發生物質組分的遷移，從而改變原岩的化學成分，發生交代變質作用。

D. 變質作用因素

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，盡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。

（一）溫度（T）

1.溫度是變質作用的決定性因素

溫度是熱（heat）的表現。長期以來，熱是變質作用和變質反應最終驅動力這一觀點一直被公認（Treloar ＆ O'Brien，1998），也就是說，人們早就認識到溫度是變質作用的決定性因素。

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岩化。

2.變質作用溫度范圍

變質作用最低溫度是由成岩作用向變質作用的轉化所記錄（圖20－9）。這個最低溫度數值與許多因素（如壓力P或深度D、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20－9 變質作用的溫壓范圍（據Miyashiro，1994）

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20－9所示，二者之間有一個范圍廣大的P－T過渡區。這是由於熔融溫度不僅與壓力有關，而且強烈地取決於岩石成分和流體的存在與否及流體成分。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布的岩石在水流體存在的情況下，熔融溫度在600～750℃之間。但在下地殼和上地幔，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20－9）。由變質岩礦物組合推斷的區域變質溫度的最大值約1100℃（Harley，1998）。在最上限，超基性岩的干固相線在1200～2000℃之間（Mason，1999）。

3.地熱梯度（geothermal gradient）

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，以℃/km為單位。熱的來源主要有地幔熱對流、地殼放射性元素蛻變產生的放射熱和岩漿熱三個方面（Condie，1982）。變形產生的摩擦生熱可能在局部范圍內有重要意義，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：由於俯沖帶冷板塊向下俯沖，所以熱流值最低。根據俯沖帶變質作用研究可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涌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，洋底變質地熱梯度可高達900～1300℃/km。

4.熱的傳輸方式

熱是傳輸（transfer）的能。可明顯看到熱從高溫區流向低溫區，或就地球來說從內部流向地表。一般地說，熱的傳輸方式包括傳導（conction）、輻射（radiation）和對流（convection）三種（Press ＆Siever，1986）。

◎熱傳導：熱能在固體中以原子的振動形式存在。振動強度決定溫度。當熱擾動的原子和分子彼此推擠時熱傳導發生，機械振動從熱區傳遞到冷區（圖20－10）。每單位時間在兩點間熱傳輸的數量與每單位距離的溫差和熱導率（thermal conctivity）的性質成比例。熱導率因物質而異，是物質導熱能力的度量。岩石是很不良的導熱體，它有很小的熱導率，這就是為什麼地下水管不會冰凍，為什麼地下拱頂接近常溫而不像地表有大的季節溫度變化。一個厚100m的熔岩流冷卻約需300年。一個400km厚的岩石板塊埋藏一側的熱約需要50億年才能從另一側流出。此外，如果地球僅以傳導方式冷卻，則熱從深達400km以上的深處傳遞至今還不能到達地表！ 因此，盡管目前對變質作用過程的熱模擬（包括後面將要論述的P－T－t軌跡）多假定熱傳導為地殼或岩石圈的熱傳播方式，但這不是普遍適用的。

圖20－10 表示熱通過固體傳導流動的概略圖（據Press ＆ Siever，1986）

◎ 熱輻射：當一個物質熱到像火紅的撥火金屬棒開始流動時，熱可以以輻射方式傳輸。大多數輻射熱以近紅外和可見光光譜區電磁波形式放射出來。這種輻射傳輸在一些材料中可能是比傳導更有效率的過程，但是由於地球內部礦物是不透明的，輻射熱損失與傳導損失相比可能較次要。然而，來自太陽的輻射熱對地表外力地質作用有重要意義。

◎熱對流：20世紀最偉大的英國物理學家之一Lord Rayleigh發現，在如圖20－11所示的條件下，處於熱的下表面和冷的上表面之間的流體將發生對流。對流是通過物質運動傳遞熱量的方式。對流由巨大的溫差和高的熱膨脹系數促成。由於膨脹物質較輕而趨於上升，置換冷的較重的物質，後者下沉。增加冷、熱界面間的距離也將促進對流進行。對流被粘度和高熱導率抑制。高熱導率將使熱被傳導傳輸更有效，因而在某種意義上對流較少 「必要」。

被稱為對流的現象（圖20－11）相當普遍，在迅速加熱的一壺水中就可看到。由於液體導熱很差，如果對流不能迅速分散熱量，一壺水要加熱到沸點就需要很長時間。當煙囪冒煙，或當煙上升，或當熱天積雲形成時，對流即在發生。所有這些對流實例都由熱流體（液體或氣體）膨脹、上升的事實支配，由於熱流體比周圍較冷的和較重的物質輕。這樣，熱由移動的熱物質迅速向上傳輸，而不是被傳導緩慢傳輸。冷物質流動以代替上升流體，接著加熱、上升以繼續這個循環。圖20－11所示的上升熱流體和下降冷流體的規律性流動循環稱為對流體（convection cell）。

毫無疑問，熱傳導是地球內部熱傳輸的一個重要方式，但與對流特別是地幔軟流層圈中發生的熱對流相比它可能就 「黯然失色」 了。熱對流既是發生在地幔中的一種傳熱方式（通過物質運動傳遞熱量），又是一種地幔物質的運動過程（由物質內部密度差或溫度差所驅使），是地球內部向地球表面輸送能量、動量和物質的一種有效途徑。它被認為是地球演化的最可能的驅動因素，構造現象（板塊構造、造山運動和地震）、岩漿活動、變質作用是由內部對流熱流引起的。迄今已提出了很多對流方案，其中最著名的是霍姆斯（Holmes，1928）和格里格斯（Griggs，1939）的地幔對流作為驅動力的大陸漂移模型和丸山茂德（Maruyama，1994）的超地幔柱模型。

圖20－11 一個對流的常見實例是當水在咖啡壺中加熱時見到

（二）壓力（P）

1.基本概念

壓力的SI制單位為Pa（常用壓力單位換算關系為1GPa＝10⁹Pa，1bar＝10⁵Pa，1kbar＝10³bar＝0.1GPa）。熱力學上的壓力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，形成高密度礦物組合。

地下變質環境中存在負荷壓力或稱岩石靜壓力（lithostatic pressure）、定向壓力（directed pressure）和流體壓力（fluid pressure）三種壓力。負荷壓力P₁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20－12a）來說明它們對總壓力P的貢獻。

圖20－12 作用於單位岩石的不同壓力類型簡圖（據Yardley，1989）

地下一定深度岩石應力狀態可用圖20－12a表示，包括垂直方向的主應力（垂直直應力）σ_A和水平方向的側向直應力σ_B。當無構造作用時，σ_A＝σ_B＝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＝ρgD，式中ρ為岩石密度（g/cm³），g為重力加速度（取9.81m/s²），D為深度（m）。

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σ_A和水平直應力σ_B表示，但σ_A≠σ_B。總應力狀態可看成包括兩部分：一部分為平均應力σ_m（mean stress），σm＝（σA＋σB）/2，它是一種靜水應力，引起物體的體積變化，即影響礦物相平衡；另一部分為偏應力（deviatoric stress），是一種非靜水應力，與（σ_A－σ_B）應力差有關，兩個主偏應力大小σ′_A ＝σ_A－σ_m＝（σ_A－σ_B）/2，σ′_B ＝σ_B－σ_m＝－（σ_A－σ_B）/2。偏應力導致岩石變形，但一般不影響相平衡。

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布。如圖20－12b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P_f作用在顆粒表面，起與P₁相反的作用，趨向於使顆粒分開。由於溫度升高，流體體積膨脹，或由於發生脫H₂O、脫CO₂反應，使流體量增大，都可使流體壓力P_f增大。當增大到其數值等於P₁時（即與負荷壓力達到平衡），P_f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，會造成局部P_f＞P₁的情況，其差值稱為流體超壓（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，使得在變質作用的大多數情況下，我們可以假定P≈P_l≈P_f。當然在這個假定基礎上，根據礦物組合估計的壓力會指示深度的最大值。實際深度可能有時要小於3km（約0.1GPa），甚至更多一些。

2.變質作用壓力范圍

自地表往下，壓力大致以0.029GPa/km速率隨深度增加而增加。穩定大陸地殼平均厚35km，其底部壓力約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在壓力0.1～1.0GPa、深度3～35km范圍內結晶。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抬升出露地表。這也正是變質作用傳統觀念把變質作用限於35km地殼范圍以內深度的原因。

然而，一些在俯沖帶或大陸碰撞帶及其附近變質的岩石，似乎是在100km或更深的地幔深度結晶的。指示如此超高壓（ultrahigh－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（參見圖20－9）。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 ＆ Shatsky，1990）。以後在我國大別山區變質岩中也找到柯石英（Okay et al.，1989；Wang et al.，1989）和金剛石（徐樹桐等，1994）。這給地質學帶來了一次革命。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沖的岩石學證據」。

（三）流體成分（x）

變質岩中含H₂O礦物（雲母、角閃石等）、碳酸鹽礦物及這些礦物包裹體，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，由於高級變質的麻粒岩的無水礦物組合，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岩的流體包裹體研究證明，即使在麻粒岩和地幔岩中流體也是廣泛存在的（徐學純，1991，1998；鄭建平和路鳳香，1994）。一般說來，在上地殼中、低級變質岩中，流體成分主要為揮發分H₂O、CO₂以及CH₄，含少量N₂、H₂S等，H₂O/CO₂比值變化大。下地殼麻粒岩相變質岩和上地幔岩流體以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－criticalstate）。在這種狀態下，區分不出液體和氣體。由圖20－13所示，不同成分流體在溫度大於300～400℃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、CO₂）彼此起稀釋作用。以摩爾分數表示其濃度，則x_H＋x_CO＝1。這個表達式可近似表達岩石圈中流體組成。

圖20－13 0.05GPa（1）和0.1GPa（2）下隨著溫度降低流體不混溶圖解（據Marakushev，1991）

變質作用中涉及大量有流體相參加的反應，如脫水反應、脫碳酸反應。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，反應向減少其濃度的方向進行。因此，對脫水反應和脫碳酸反應，流體的x_H增加（即x_CO減少），反應將向減少x_H，增加x_CO的方向進行，即阻礙脫水反應而促進脫碳酸反應進行。提高脫水反應溫度、降低脫碳酸反應溫度。相反，增加x_CO（減少x_H將促進脫水反應而阻礙脫碳酸反應進行）將降低脫水反應溫度、提高脫碳酸反應溫度。

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。

流體作為變質作用的重要因素的另一個方面是，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20－9可看出，流體大大降低岩石熔點，從而促進混合岩化作用。

變質作用過程中流體主要有下列來源：(1)原岩中的流體，主要是沉積岩中的孔隙流體，在埋藏變質中起重要作用；(2)海水，在洋底變質和俯沖帶變質中起重要作用；(3)變質流體，源於變質過程中脫流體反應，廣泛出現在各類變質環境；(4)岩漿流體，在接觸變質和交代變質中起重要作用；(5)深源流體，主要來自地幔放氣作用，是高級變質的流體相主要來源。

（四）時間（t）

變質作用時間因素通常主要從兩個角度理解：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，例如，太古宙地熱梯度比現今的地熱梯度高得多，缺乏高P/T比（即高壓）變質；二是一次變質作用自始至終所經歷的時間，即P－T－t軌跡中的t，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。

還有兩個重要概念與時間有關：一是反應速率，二是應變速率。

反應速率（reaction rate）是反應進度隨時間的改變率。只有當變質作用外部條件的改變速率小於變質反應速率時，變質反應才能進行，顯然這對變質結晶有重要意義。

應變速率（strain rate）是應變對時間的改變率。這當然對變形有重要意義，研究表明，對變質反應也有重要影響。例如：石英→柯石英反應，在常規條件下，壓力2.5 GPa即可以實現，但在沖擊變質高應變速率條件下要到25～40GPa才能實現（French，2003），比正常條件下形成斯石英的壓力還要大。

E. 影響變質作用的因素

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、范圍和產物，進而決定變質作用類型。

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，大大加快變質反應和晶體生長速率，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，溫度升高還會導致部分熔融而發生混合岩化。

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，二者之間有一個范圍廣大的 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、泥質岩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，超基性岩的干固相線在 1200 ～ 2000℃ 之間 (Mason，1999) 。

圖4-1 變質作用溫壓范圍(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。熱的來源主要有地幔熱對流、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。由於俯沖帶冷板塊向下俯沖，所以熱流值最低。根據俯沖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涌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)

壓力的標准國際單位為 Pa (帕斯卡) 或 GPa (= 10⁹Pa) ，地質上也常用 bar (巴)和 kbar (=10³bar) 來表示。它們之間的關系為: 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類型簡圖(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)σ_A和水平方向的側向直應力σ_B。當無構造作用時，σ_A=σ_B=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σ_A和水平直應力σ_B表示，但σ_A≠σ_B。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σ_A-σ_B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=(σ_A+σ_B)/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p_f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p_f增大。當增大到其數值等於p₁時即與負荷壓力達到平衡。p_f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，會造成局部p_f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≈p_f。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范圍內形成的。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地殼范圍以內深度的原因。

然而，一些在俯沖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;Smith，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沖的岩石學證跡」。

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，由於高級變質的麻粒岩無水礦物的組合，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岩流體包裹體的研究證明，即使在麻粒岩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、低級變質岩中，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。下地殼麻粒岩相變質岩和上地幔岩流體以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。這個表達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圖解

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4-1可看出，流體大大降低了岩石熔點，從而促進混合岩化作用。

變質作用過程中流體主要有下列來源:①原岩中的流體，主要是沉積岩中的孔隙流體，在埋藏變質中起重要作用;②海水，在洋底變質和在俯沖帶變質中起重要作用;③變質流體，源於變質過程中的脫流體反應，廣泛出現在各類變質環境;④岩漿流體，在接觸變質和交代變質中起重要作用;⑤深源流體，主要來自地幔放氣作用，是高級變質流體相的主要來源。

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，都是緩慢的進程。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。

F. 地表的地質作用有哪些如何形成的影響因素有哪些 如題！！速度求答案！！

你想問的是外動力地質作用吧？

外動力作用包擴風化作用、 剝蝕作用、搬用作用、沉積作用、成岩作用。

一 風化作用：
是指地表或接近地表的堅硬岩石、礦物與大氣、水及生物接觸過程中產生物理、化學變化而在原地形成鬆散堆積物的全過程 。根據風化作用的因素和性質可將其分為三種類型：物理風化作用、化學風化作用、生物風化作用。
1物理風化：物理或機械風化造成岩石分解。機械風化的主要過程為海蝕，海蝕把碎屑物及其它微粒的大小減少。但機械風化與化學風化環環相扣，如機械風化造成的裂縫會増加進行化學風化的表面面積。而化學風化在裂縫造成的礦物亦會幫助岩石分解。
2化學風化：岩石發生化學成分的改變分解，稱為化學風化。例如，岩石中含鐵的礦物受到水和 化學風化空氣作用，氧化成紅褐色的氧化鐵；空氣中的二氧化碳和水氣結合成碳酸，能溶蝕石灰岩；某些礦物吸收水分後體積膨脹；水和岩層中的礦物作用，改變原來礦物的分子結構，形成新礦物。這些作用可使岩石硬度減弱、密度變小或體積膨脹，促使岩石分解。
3生物風化：生物風化是指受生物生長及活動影響而產生的風化作用，是生物活動對岩石的破壞作用，一方面引起岩石的機械破壞，如樹根生長對於岩石的壓力可達10千克每平方，這能使根深入岩石裂縫，劈開岩石；另一方面植物根分泌出的有機酸，也可以使岩石分解破壞。此外，植物死亡分解可以形成腐殖酸，這種酸分解岩石的能力也很強。生物風化作用的意義不僅在於引起岩石的機械和化學破壞，還在於它形成了一種既有礦物質又有有機質的物質——土壤。
二 搬用作用：
是指地表和近地表的岩屑和溶解質等風化物被外營力搬往他處的過程，是自然界塑造地球表面的重要作用之一。外營力包括水流、波浪、潮汐流和海流、冰川、地下水、風和生物作用等。在搬運過程中，風化物的分選現象以風力搬運為最好，冰川搬運為最差。搬運方式主要有推移（滑動和滾動）、躍移、懸移和溶移等。不同營力有不同的搬運方式。
1 水流搬運：具有上述各種搬運方式，搬運能力的大小主要取決於流速。流速大的水流能挾帶砂礫等較粗的物質，這些物質在河床底部以被推移或躍移的方式前進，據測定被搬運的球狀顆粒的重量與起動它的水流流速的6 次方成正比。粉砂、粘土以及溶解質在水流中則分別以懸移和溶移方式搬運。水流搬運懸移泥沙的能力稱為水流挾沙能力，只要含沙量不超過一定限度，挾沙能力約與流速的3次方相關。
2風力搬運：與流水搬運有相似之處，具有推移、躍移、懸移3種搬運方式。當近地面風速大於4米/秒時,粒徑0.1～0.25毫米的砂粒就被搬動形成風沙流,但風沙流大部分集中在近地面10厘米的薄層內，懸移物質的數量遠小於推移和躍移的數量。一般說，被風吹揚的顆粒大小與風速成正比，風速越大，搬運的顆粒越粗，移動的距離越遠。
3海浪搬運：只在近岸淺水帶內發生，具有四種搬運方式。當外海傳來的波浪進入水深小於二分之一波長的淺水區時，波浪發生變形，不同部分水質點運動發生差異。在海底附近，水質點由原來所作圓周或曲線運動變為僅作往復的直線運動，並且向岸運動的速度快，向海運動的速度慢。這種速度上的差異，使得波浪擾動海底所挾帶的碎屑物質發生移動，其中粗粒物質多以推移和躍移方式向岸搬運,細粒物質多以懸移方式向海搬運,最後在水深小於臨界水深的地方，波浪發生破碎，所挾帶來的物質堆積下來。由於波浪的瞬時速度快，能量一般較高，搬運物多為較粗的砂礫。潮流和其他各種海流與波浪不一樣，在較長時間內作定向運動,流速也較慢,故搬運的物質多為較細的粉砂和淤泥，呈懸浮狀態運移。潮流作用使細粒淤泥質向岸運動，而粗粒向海運動。
4冰川搬運：具有特殊的蠕移方式，特點是能力大。隨冰川的緩慢運動，大至萬噸巨石，小至土塊砂粒，均可或被凍結在一起進行懸移，或在冰底受到推移。冰川泥石流可使一些風化物產生躍移。
三 沉積作用：
沉積作用是指被運動介質搬運的物質到達適宜的場所後，由於條件發生改變而發生沉澱、堆積的過程的作用。按沉積環境它可分為大陸沉積與海洋沉積兩類；按沉積作用方式又可分為機械沉積、化學沉積和物質沉積三類引。廣義指造岩沉積物質進行堆積和形成岩石的作用，狹義的指介質（如水）中懸浮狀物質的機械沉澱作用。
四 成岩作用
形成岩石的各種地質作用的統稱。如岩漿成岩作用、變質成岩作用、沉積成岩作用、花崗岩化作用、混合岩化作用等。通常所說的成岩作用是指沉積物沉積後至岩石固結，在深埋環境下直到變質作用之前發生的物理、化學的變化，以及埋藏後演示又被抬升至地表或接近地表的環境中所發生的一切物理、化學變化。直到固結為岩石以前所發生的一切物理的和化學的（或生物）變化過程。一般包括沉積物的 壓實作用、膠結作用、交代作用、結晶作用、淋濾作用、水合作用和生物化學作用等。這些作用通常是在壓力、溫度不高的地殼表層發生的。當成岩物質被覆蓋之後，由於厭氧細菌的作用 ，有機質腐爛分解 ，產生H2S 、CH4、NH3 和 CO2 等氣體 ，促使碳酸基礦物溶解成重碳酸鹽 ，高價氧化物還原成低價硫化物，酸性氧化環境變為鹼性還原環境。此時沉積物質發生重新分配、組合，膠體礦物脫水陳化、壓縮膠結，最終固結為岩石。

G. 引起變質作用的因素有哪些

接觸來變質作用又稱熱力接觸變質作用自
，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、角岩等;

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，如矽卡岩等。

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、碎裂岩、糜棱岩等，而這些岩石又是判斷斷裂帶的重要標志。

H. 學習任務了解變質作用的因素

地殼中已有岩石的變質原因，從根本上講是與地殼運動、岩漿活動等內動力地質作用有關，而在發生內動力地質作用的過程中，又必然要引起地質體周圍溫度、壓力及具有化學活動性流體等物理化學條件的變化。因此，溫度、壓力以及具有化學活動性流體，是變質岩礦物組合、組構發生變化的直接因素。這些因素的變化，可以較為確切地描述出不同地質環境的特點。

一、溫度

溫度的改變是引起岩石變質的重要因素之一，大部分的變質作用都是在溫度升高的情況下發生的。溫度升高對原岩產生的影響概括起來有三個方面。

（1）溫度升高使岩石發生重結晶，使原岩中的礦物顆粒由細變粗。如隱晶質石灰岩，由於溫度升高，其中隱晶質的方解石經重結晶而形成粗粒的晶體，使石灰岩變成大理岩。

（2）溫度升高使岩石中化學元素的活動性增加，促使礦物之間發生化學反應（變質反應），各種組分重新組合形成新礦物。例如硅質灰岩在接觸變質作用下（470℃，10⁵Pa）將形成硅灰石大理岩。這一變質反應說明，溫度升高導致了新礦物相的形成，同時也說明了高溫變質礦物的出現引起新岩石的形成。

（3）在某種情況下，溫度繼續升高（超過800～900℃），還可使原岩在變質結晶的基礎上進一步發生選擇性重熔，使其中長英質低熔組分呈液相出現，從而導致混合岩化作用。

變質作用最低溫度是由成岩作用向變質作用的轉化記錄。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150～250℃。一般以濁沸石、藍閃石、硬柱石、鈉雲母或葉蠟石的首次出現來表徵變質作用的開始。變質作用高溫限由變質作用與岩漿作用的轉化限定。由於不同原岩熔融的起始溫度不一樣，壓力和流體相的不同也會影響熔融的溫度，所以沒有一條截然的界限，一般認為在650～1100℃之間。

二、變質作用中熱的來源

關於變質作用中熱的來源，一般認為有如下幾方面：

（1）地熱增溫：一般下降至地殼深處的岩石發生變質都與地熱增溫有關。深度愈大，溫度愈高。一般情況為每加深100 m上升3℃。這樣引起的熱狀態改變的范圍可能很大，但溫度一般並不高，往往造成較低級的變質作用。

（2）上地幔熱流的運動：這是區域變質作用熱能的主要來源。據研究，前寒武紀早期和中期地殼普遍較薄，而且從深部上升的熱流值比較高，因此，大部分前寒武紀地層分布地區均發生了區域變質作用。古生代以後熱流值較高的地區，僅限於地殼的活動帶（造山帶或斷裂帶），所以，區域變質帶也只限於這些地區，而近代熱流值很高的地區只限於一些島弧和大洋中脊附近，因此，這些地區正發生著洋底變質作用。

（3）放射性元素衰變產生的熱能：地殼中放射性元素的總含量在百萬分之一以上，在自然衰變過程中所產生和積累的熱能相當可觀，是區域變質作用的熱能之一。

（4）岩漿熱：一般指圍岩與侵入體接觸所引起的變質作用，其熱源來自岩漿熱。近年來，有人認為大規模的區域變質作用也是受岩漿熱的影響而引起的。岩漿熱的高低顯然與距侵入體的遠近有關，並依次形成高溫、中溫、低溫變質礦物或礦床。

（5）摩擦熱：一般指在強烈錯動帶上發生的摩擦熱，這可導致礦物重結晶，在極少數情況下則使岩石發生局部熔化，但摩擦熱的影響范圍較小。

三、壓力

岩石的變質作用通常是在一定的壓力條件下進行的，所以壓力也是控制變質作用的重要物理因素。壓力的標准國際單位為Pa（帕斯卡）、MPa（10⁶Pa）和GPa（10⁹Pa）。地質上也常用 bar（巴）和 kbar（千巴）。它們之間的關系為：1bar ＝10⁵Pa，1kbar ＝0.1 GPa。壓力按其性質和所起的作用可分為三類。

（一）負荷壓力（靜壓力）

負荷壓力是指岩石在地殼一定深度時所承受上覆岩層的重力，通常以P_l表示，其數值隨深度的增加而增加，而近於上覆岩層的重量。在距地表0～40 km范圍內（根據岩石的平均密度計算），每增深1km，負荷壓力增大0.0275GPa。通常當變質作用的壓力為0.11～0.33 GPa時稱為低壓；壓力為0.33～0.5 GPa時稱為中壓；壓力大於0.5 GPa時稱為高壓。

負荷壓力在變質作用中的影響有以下幾個方面：

（1）原岩在負荷壓力作用下，有利於形成分子體積較小、密度較大的新礦物。例如：密度為3.1g/cm³的紅柱石，當壓力增大後將變成密度為3.6g/cm³的同質異象藍晶石；輝長岩中的鈣長石和鎂橄欖石，在大的靜壓力環境下，可反應形成分子體積小、密度大的石榴子石。

（2）負荷壓力增大會推遲變質反應的進行和引起反應溫度的增高。如在方解石和石英形成硅灰石的變質反應中，當負荷壓力為1×10⁵Pa時，溫度達到470℃時開始出現硅灰石；若負荷壓力增大到5000×10⁵Pa時，則硅灰石的形成溫度上升到800℃。

（二）流體壓力

在岩層發生變質作用過程中，除負荷壓力外，還有由於岩層內部有H₂O、CO₂等揮發分所具有的內壓，這種由於揮發分產生的壓力稱為流體壓力，以P_f表示其中各組分的分壓則分別表示為

等，即P_f＝

＋…。

在地殼深部，由於岩層中構造裂隙不發育，固體岩石所承受的壓力能全部傳導給流體相（P_l＝P_f）它們都決定於上覆岩層的重力，亦即決定於深度，此時P_f不是決定物化平衡的獨立因素。在地殼淺部，岩層小裂隙發育，因此流體相和地表連通，不呈密閉狀態，此時其壓力P_f等於相應深度該流體相的重力，而不等於上覆岩層的重力，由於流體相的密度都小於岩層密度，所以此時P_f＜P_l；在高溫變質條件下，由於消耗了一部分流體相，也可能出現P_f＜P_l的情況。這些情況下二者成獨立因素，對變質反應的平衡都起控製作用，非常有利於對流體相反應的進行，使反應的平衡溫度降低。例如，Wall 和 Essene（1972）計算了葉蠟石分解反映：

岩石鑒定

當

分別為1.0，0.5，0.1時，在溫壓圖（圖3-1-1）上可以看出，隨P_f的降低，同一反應的平衡溫度會降低。

岩石鑒定

岩石鑒定

（轉引自游振東等，1991）

在侵入體附近，由於岩漿結晶過程析出流體相也可出現P_f＞P_l的構造超壓情況，此時，一般不利於對流體反應的進行，會使反應的平衡溫度升高。

（三）定向壓力（應力）

定向壓力主要是指由構造運動或岩漿活動所引起的側向擠壓力。在一個地區它們的出現常具有階段性，其強度在空間上也變化很大，且只對固態岩層起作用。一般應力在地殼淺部較強，在深部較弱。其作用主要有：

（1）定向壓力可以使岩層遭到破壞，形成褶皺和斷裂，形成特徵的結構、構造，如劈理結構、碎裂結構、糜棱結構等。

（2）使礦物晶體的內部構造發生形變，如石英產生波狀消光、方解石產生活動雙晶、雲母等片狀礦物產生扭折等（圖3-1-2）。

（3）定向壓力對區域變質岩的結晶片理的形成起著重要作用。當定向壓力與溫度聯合作用於某些富含揮發分的岩石時，不產生碎裂構造，而能局部溶解、再結晶形成片理構造，片狀礦物則沿片理平行排列，如雲母片岩、綠泥石片岩等。當定向壓力作用於岩石後，在擠壓方向上礦物的熔點降低，溶解度增大，可有局部溶解作用產生，溶解的物質在垂直於擠壓方向上，重新沉澱結晶，平行於片理方向排列的具有拉長壓扁現象的石英就是這樣產生的。

圖3-1-2 礦物受應力作用後的特徵

（轉引自劉作程，1992）

A.石英的波狀消光；B.破碎石榴子石被葉理所環繞；C.壓力鑲邊環繞黃鐵礦（圍繞黃鐵礦的壓力影）；D.扭折的黑雲母；E.破碎的石榴子石；F.具變形雙晶的斜長石；G.石榴子石具沿葉理的綠泥石外殼；H.大的角閃石晶體被破壞成小的晶體聚集體（碎斑結構）

（4）定向壓力還可以促進岩石中粒間流體化學活動性的增加，從而加速變質反應和重結晶的速度，特別在低溫變質條件下，這種影響尤為明顯。

必須指出，定向壓力是引起岩石變形的重要因素，但它不是變質反應的物化平衡條件，即不是形成變質礦物的必要條件。

四、具有化學活動性的流體

具有化學活動性的流體，主要是指岩石中沿裂隙或孔隙中循環的氣態或液態物質，其中主要成分是H₂O和CO₂，其次是O₂、F₂、B、Cl₂等揮發分。在岩石變質過程中，主要是H₂O和CO₂起重要作用。

（1）在變質反應中具有化學活動性的流體起催化劑的作用，加速了礦物之間反應的進行。這種作用可通過人工合成鎂橄欖石實驗得到證明，如：

2MgO＋SiO₂→Mg₂SiO₄

上述反應，若在乾燥的條件下進行，當溫度達1000℃時，4天內只能形成26%的鎂橄欖石；而要在有水參與的情況下，只需在450℃下幾分鍾內，反應就可全部完成。

（2）這些流體可直接參與變質反應，成為控制變質礦物組合的重要因素。岩石變質時，經常發生的脫水、水化、碳酸鹽化及脫碳酸鹽化等作用，其中H₂O和CO₂等作為一種組分直接參與反應，並控制變質反應的方向。例如，組成千枚岩的絹雲母和綠泥石，當溫度升高時發生脫水反應而形成黑雲母；反之，若溫度降低，黑雲母可水化分解重新生成綠泥石和絹雲母，即：黑雲母＋H₂O→絹雲母＋綠泥石。

（3）具有化學活動性的流體是物質組分遷移的媒介物，通過它們可將某些組分從外部帶入岩石中，或將岩石中的某些組分溶解帶出，從而發生交代作用，改變原岩的化學成分。例如：超基性岩中鎂橄欖石在含SiO₂水溶液的作用下，可被交代形成蛇紋石。

（4）以水為主的化學活動性流體，在重熔作用中，可降低岩石的熔點。實驗證明，水的存在可以降低花崗質岩石低熔組分的熔點。因此在混合岩化作用中，它們可以加速重熔作用的進行。

在化學活動性流體中，人們也越來越重視氧的作用，因為氧數量的多少，對變質礦物組合有很大的影響。當氧大量存在時，岩石中的鐵多數呈Fe^3＋進入磁鐵礦、赤鐵礦等礦物中。從而使鐵鎂礦物中鐵的含量降低，鎂的含量相對增高。

在上述變質因素中，在一般情況下，溫度總是最主要的因素，因為它不僅是控制變質反應平衡的熱力學參數，而且也是促進變質反應實現的化學動力學因素。負荷壓力和流體壓力是影響物化平衡的獨立因素，在某種情況下，它們對變質岩的礦物組合也起著決定性的作用。定向壓力雖不是決定變質礦物共生組合的物化平衡因素，但對岩石的組構變化及變質反應速度和規模等都有重要的影響。具有化學活動性流體的性質、成分及濃度對變質作用進程影響也較大，但溫度和壓力等條件又是使它們具有較大活動性的必要條件。

此外，時間作為變質反應的影響因素，近年來越來越受到人們的重視。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。即變質作用是一個動態過程。岩石在變質作用過程中，變質條件不是靜止不變的，而是隨著時間（t）的變化而不斷改變。England 和Thompson（1984）提出了PTt軌跡概念：岩石在變質作用過程中，溫壓條件隨時間（t）的變化而變化的歷程。

I. 變質作用的地質分類

變質作用有不同的規模和廣泛的地質背景。根據其規模，可分為局部變質作用和區域變質作用兩大類（Маракушев，1993；Raymond，2002）。

（一）局部變質作用（local metamorphism）

局部變質作用是分布局限（Raymond，2002，其體積小於100km³）的變質作用。它局限分布在一個具體的地質構造（斷裂帶、接觸帶等），往往一個因素起主導作用。在局部變質地區可清楚觀察到變質岩與未變質岩石的漸變過渡。具體可分為四類：

◎接觸－熱變質作用（contact－thermal metamorphism）：是分布在侵入體與圍岩接觸帶，主要由岩漿熱而導致的變質作用。主要控制因素為溫度，主要變質機制為重結晶，具有很低P/T比。在特殊情況下發生的火山岩捕虜體和火山岩接觸帶特別高溫條件下的接觸－熱變質稱為高熱變質作用（pyrometamorphism）。

◎動力變質作用（dynamic metamorphism）：是分布在斷裂帶，在構造作用下導致的變質作用。主要控制因素為偏應力，主要變質機制為變形（脆性變形和韌性變形）及動態重結晶。可與不同的區域變質伴生，具有高至低P/T比，但通常P/T比較高。

◎沖擊變質作用（impact metamorphism）：是分布在隕石坑附近，在隕石沖擊地表的強大沖擊波作用下產生的變質作用。瞬時的高壓、高溫條件是其控制因素。變形和伴隨的部分熔融是其主要的變質機制。

◎交代變質作用（metasomatic metamorphism）：是指局限分布於侵入體接觸帶及其附近和火山噴氣活動區，主要由岩漿熱液引起的異化學變質作用。變質作用因素主要為流體中的活動組分化學位（或濃度）。變質作用機制主要為交代作用（擴散交代和滲透交代）。交代變質作用不僅改變岩石礦物成分、結構構造，而且使岩石總化學成分（除揮發分外）也發生變化。交代變質作用與金屬礦床關系密切，常產在熱液礦脈兩側，所以又稱為圍岩蝕變（country rock alteration）。分布在侵入體接觸帶的交代變質作用又稱為接觸－交代變質作用（contact－metasomatic metamorphism）。

（二）區域變質作用（regional metamorphism）

區域變質作用是在岩石圈范圍規模巨大（Raymond，2002，其體積大於數千立方千米）的變質作用。其變質因素復雜，往往是溫度、壓力、偏應力和流體綜合作用，P/T比范圍很大，高、中、低、很低都有。其變質機制也多樣，主要是重結晶和變形，有時還伴有明顯的交代和部分熔融。在區域變質地區，很難找到變質岩與未變質岩石的界線。區域變質作用地質環境多樣，可發生在大陸地殼、大洋地殼甚至發生在岩石圈地幔中（Mason，1990；Miyashiro，1994）。區域變質作用可劃分為四種地質類型。

◎ 造山變質作用（orogenic metamorphism）：是大規模分布在前寒武紀結晶基底和顯生宙造山帶的變質作用，與造山作用有密切的成因聯系。面積達數百至數千平方千米。在前寒武紀結晶基底呈面狀，在顯生宙造山帶呈帶狀分布。不僅溫度、壓力，而且偏應力都是其重要的變質因素，主要變質機制為重結晶和變形，形成的岩石常顯示面、線理，因而又稱為區域動熱變質作用（regional dynamothermal metamorphism）。它是區域變質最常見的類型，因而常常稱其為區域變質作用。造山變質作用或區域變質具有范圍寬廣的P/T比范圍，據此可分為高P/T、中P/T和低P/T區域變質類型，P/T比與構造環境密切相關：高P/T型見於俯沖帶和碰撞帶，中－低P/T型見於島弧、大陸拉張帶、大陸碰撞帶和前寒武紀結晶基底。

◎洋底變質作用（ocean floor metamorphism）：是洋殼岩石在大洋中脊附近上升熱流和海水作用下產生的規模巨大的變質作用。溫度和流體（海水）中活動組分化學位（或濃度）是主要的變質因素。P/T比很低。變質作用機制是重結晶作用並伴隨有交代作用，岩石的面、線理不發育。洋底變質不僅使岩石礦物成分、結構構造發生變化，也可導致岩石化學成分變化，因而是區域規模的異化學變質作用。典型的洋底變質岩為綠岩，是一種主要由鈉長石、綠簾石、陽起石和綠泥石組成的綠色塊狀區域變質岩。

◎埋藏變質作用（burial metamorphism）：是無明顯變形的大規模很低級（很低溫）的變質作用。它通常出現在區域變質（造山變質）和洋底變質的很低級部分，或獨立出現在強烈坳陷的盆地沉積的底部，P/T比變化范圍很大。埋藏變質作用是變質作用向成岩作用過渡的類型，形成的岩石無明顯面、線理，重結晶作用不完全，原岩結構構造多有殘留。

埋藏變質作用和洋底變質作用形成的岩石均無明顯變形特徵，說明變質作用過程中無偏應力參與，這類變質作用又稱為區域靜力變質作用（regional static metamorphism）。

◎混合岩化作用（migmatization）：是高級區域變質（造山變質）伴隨的部分熔融產生的低熔物質（新成體）與變質岩（古成體）混合形成混合岩的大規模變質作用。它是變質作用向岩漿作用過渡的類型，又稱為超變質作用（ultrametamorphism）。

【中國大陸科學鑽探工程】

中國大陸科學鑽探（CCSD）工程是國家重大科學工程，於2001年4月18日在江蘇省東海縣安峰鎮毛北村北側破土動工，2005年3月鑽探工程結束，井深達到5158m，是目前世界第三、亞洲第一深井。鑽井在地質上位於華北板塊與揚子板塊之間的大別－蘇魯超高壓變質帶上，這是世界上規模最大的超高壓變質帶，是國內外地質學家公認的研究板塊匯聚邊界深部動力學的最佳場所。該工程不僅是中國鑽探技術發展的新里程碑。而且在巨量物質深俯沖、超高壓深俯沖與折返的精確定年、超高壓岩石的原岩形成背景、上地幔流變學、地幔特殊新礦物發現、地下流體異常及地下微生物發現等方面都取得了重要進展（許志琴等，2005），使我國超高壓變質帶和地幔物質研究達到國際先進水平。

J. 什麼是地質災害，什麼原因會造成

地質災害是指在自然或者人為因素的作用下形成的,對人類生命財產、環境造成破版壞和損失的地質作用（現象）它權的主要類型有：滑坡、崩塌、泥石流、地面塌陷、地震等等。
滑坡：是指斜坡上的岩體由於某種原因在重力的作用下沿著一定的軟弱面或軟弱帶整體向下滑動的現象。
崩塌：是指較陡的斜坡上的岩土體在重力的作用下突然脫離母體崩落、滾動堆積在坡腳的地質現象。
泥石流：是山區特有的一種自然現象。它是由於降水而形成的一種帶大量泥沙、石塊等固體物質條件的特殊洪流。
地面塌陷：是指地表岩、土體在自然或人為因素作用下向下陷落，並在地面形成塌陷坑的自然現象。