引起变质地质作用的三因素是什么

A. 什么是地质灾害,什么原因会造成

地质灾害是指在自然或者人为因素的作用下形成的,对人类生命财产、环境造成破坏和损失的地质作用（现象）它的主要类型有：滑坡、崩塌、泥石流、地面塌陷、地震等等。 滑坡：是指斜坡上的岩体由于某种原因在重力的作用下沿着一定的软弱面或软弱带整体向下滑动的现象。 崩塌：是指较陡的斜坡上的岩土体在重力的作用下突然脱离母体崩落、滚动堆积在坡脚的地质现象。 泥石流：是山区特有的一种自然现象。它是由于降水而形成的一种带大量泥沙、石块等固体物质条件的特殊洪流。 地面塌陷：是指地表岩、土体在自然或人为因素作用下向下陷落，并在地面形成塌陷坑的自然现象。 滑坡发生的前兆：1、泉水复活；2、土体上隆；3、岩石开裂或被剪切挤压的音响；4、坍塌和松弛；5、变形发生突变；6、裂缝急剧扩张；7、动物异常惊恐、植物正常生长发生变化。 泥石流的识别：中游沟身长不对称，参差不齐；沟槽中构成跌水；形成多级阶地等 地面塌陷的前兆：泉、井的异常变化；地面变形；建筑物作响、倾斜、开裂；地面积水引起地面冒气泡、水泡、旋流等；植物变态；动物惊恐。 滑坡、崩塌、泥石流三者除了相互区别外，常常还具有相互联系、相互转化和不可分割的密切关系。 1、滑坡与崩塌的关系 滑坡和崩塌如同孪生姐妹，甚至有着无法分割的联系。它们常常相伴而生，产生于相同的地质构造环境中和相同的地层岩性构造条件下，且有着相同的触发因素，容易产生滑坡的地带也是崩塌的易发区。例如宝成铁路宝鸡?绵阳段，即是滑坡和崩塌多发区。崩塌可转化为滑坡：一个地方长期不断地发生崩塌，其积累的大量崩塌堆积体在一定条件下可生成滑坡；有时崩塌在运动过程中直接转化为滑坡运动，且这种转化是比较常见。有时岩土体的重力运动形式介于崩塌式运动和滑坡式运动之间，以至人们无法区别此运动是崩塌还是滑坡。因此地质科学工作者称此为滑坡式崩塌，或崩塌型滑坡、崩塌、滑坡在一定条件下可互相诱发、互相转化：崩塌体击落在老滑坡体或松散不稳定堆积体上部，在崩塌的重力冲击下，有时可使老滑坡复活或产生新滑坡。滑坡在向下滑动过程中若地形突然变陡，滑体就会由滑动转为坠落，即滑坡转化为崩塌。有时，由于滑坡后缘产生了许多裂缝，因而滑坡发生后其高陡的后壁会不断的发生崩塌。另外，滑坡和崩塌也有着相同的次生灾害和相似的发生前兆。 2、滑坡、崩塌与泥石流的关系 滑坡、崩塌与泥石流的关系也十分密切、易发生滑坡、崩塌的区域也易发生泥石流，只不过泥石流的暴发多了一项必不可少的水源条件。再者，崩塌和滑坡的物质经常是泥石流的重要固体物质来源。滑坡、崩塌还常常在运动过程中直接转化为泥石流，或者滑坡、崩塌发生一段时间后，其堆积物在一定的水源条件下生成泥石流。即泥石流是滑坡和崩塌的次生灾害。泥石流与滑坡、崩塌有着许多相同的促发因素。 影响泥石流形成的因素很多也很复杂。它们包括岩性构造、地形地貌、土层植被、水文条件、气候降雨等。泥石流既然是泥、沙、石块与水体组合在一起并沿一定的沟床运(流)动的流动体，那么其形成就要具备三项条件，即水体、固体碎屑物及一定的斜坡地形和沟谷，三者缺一不可。水体主要源自暴雨、水库溃决、冰雪融化等。固体碎屑物来自于山体崩塌、滑坡、岩石表层剥落、水土流失、古老泥石流的堆积物及由人类经济活动，如滥伐山林、开矿筑路等形成的碎屑物。其地形条件则是自然界经长期地质构造运动形成的高差大、坡度陡的坡谷地形。 (1)地表水在沟谷的中上段侵润冲蚀沟床物质，随冲蚀强度加大，沟内某些薄弱段块石等固体物松动、失稳，被猛烈掀揭、铲刮，并与水流搅拌而形成泥石流。 (2)山坡坡面土层在暴雨的浸润击打下，土体失稳，沿斜坡下滑并与水体混合，侵蚀下切而形成悬挂于陡坡上的坡面泥石流。北京山区农民常称之为“水鼓”、“龙扒掌”。 (3)沟源崩、滑坡土体触发沟床物质活动形成泥石流。既崩、滑体便发生溃决，强烈冲击并带动沟床固体碎屑物的活动而形成泥石流。

B. 地质灾害产生的影响因素

环胶州湾地区地质灾害的产生受很多因素的影响，总体上可以归结为内动力地质作用、外动力地质作用和人类工程地质活动三大类。

4.7.1 内动力地质作用

内动力地质作用与地质灾害的发育有着密切的关系。内动力地质作用对地质灾害发育的控制作用主要表现在两个方面: 一是地壳的区域升降运动; 二是断裂构造活动。前者是形成现状地形特征的内在因素; 后者则是形成区内构造格局及岩石节理裂隙发育程度的必要条件。

4.7.2 外动力地质作用

外动力地质作用是指地表受重力和太阳能影响而产生的地表变异作用，包括流水、风化等作用及其他作用。其作用的形式可归结为剥蚀作用和堆积作用，以及连接二者的搬运作用，即不断地破坏和夷平那些由内动力地质作用产生的隆起部分，并把破坏下来的碎屑物质搬运堆积到低洼地区或海中。因此，外动力地质作用的过程起着改造地表形态的作用，是地貌景观形成和发展的基本动力。现状的地貌形态是内、外动力地质作用综合影响的结果，也是地质灾害发育的重要影响因素。

( 1) 流水作用

区内大气降水相对比较丰富，且多集中在雨季 7 ～9 月份。由于受地形条件控制，河流功能存在较大差异，但其对地表的侵蚀，对泥砂、砾石的搬运作用和堆积作用，以及对地表形态的改造作用是相同的。当地表接受大气降水形成径流时，开始降水在重力作用下，以散流方式向下运动，随着流量及流速的加大，对地表形成片状侵蚀，对地表风化层或松散层进行剥蚀，若汇入沟谷底部或低洼地带，径流就会集中，动能增大，并以线状形式对沟谷底部及两侧进行侵蚀。在此过程中，不仅有流水的直接冲刷作用，而且有水中砂、石块甚至是巨大漂砾的磨蚀作用。

( 2) 风化作用

风化是外动力地质作用的重要方式，与地质灾害的形成和发展有密切关系。由于山区岩石出露，风化形式多为碎屑状风化、块状风化和球状风化。

4.7.3 人类工程地质活动

人类频繁的工程地质活动及对地质环境的破坏，是工作区内地质灾害及隐患形成的不可忽视的重要因素。改革开放以来，尤其是 1990 年以来，经济、城市建设、旅游及第三产业、交通等设施建设得到迅猛发展，建设规模和步伐都是空前的，人类的工程活动及对地质的影响也在不断增强，由此而产生的不良地质现象明显呈上升趋势。人类工程活动分布见图 4.6。

图 4.6 环胶州湾地区人类工程活动分布

随着旅游业的长足发展，旅游线路建设发展较快。在修建公路的过程中，由于开挖路基坡脚，破坏了地质体的原有结构特征，削坡过陡造成边坡失稳，为地质灾害的产生提供了条件，形成灾害隐患。新景点的开发大都以地质地貌景观为主，尤以怪、险、奇、玄的地貌景观吸引游客，加大了人类与景观的接触程度，也增加了灾害发生的概率。

城市或城镇的工业、民用建筑的建设，特别是在丘陵、山区，建筑物的建设需要对邻近山体采取削坡、回填等措施，这些工程对地质环境的破坏，无论是时间上还是空间上，都将更加频繁和密集，形成的灾害隐患也不断增加。

矿产资源开发、建筑石材开采、河道内挖沙等资源开发活动，也是破坏地质环境、形成灾害隐患的重要人类工程活动之一。开采活动破坏了山体、植被、耕地，形成的矿坑、陡峻边坡及大量堆置的矿渣、尾矿等，是诱发或造成崩塌、滑坡等地质灾害的重要因素。

近海地区地下水资源的不合理开发，是造成海 ( 咸) 水入侵的主要原因。

C. 变质作用的因素

引起岩石变质的原因很多，但最根本的原因是地质环境的改变，如岩层埋深加大、强烈构造挤压、板块俯冲碰撞、遭遇岩浆侵入等。在一定时间内，这种地质环境改变导致了区域性的温度场、压力场、物质化学平衡等发生剧烈变化，为变质作用创造了条件。因此，人们通常把温度、压力、化学活动性流体等视为变质作用的重要因素。

1.温度

温度的改变是引起岩石变质的重要因素之一，大部分的变质作用都是在温度升高的情况下发生的。温度升高对原岩产生的影响主要有三个方面。

（1）温度升高可以促进并加速矿物重结晶，促进并加速原岩的结构、构造发生变化，使原岩中的矿物颗粒由细变粗。例如，隐晶质石灰岩在遭遇高温作用时，其中微粒状方解石发生重结晶作用而形成粗粒的晶体，使石灰岩变成大理岩。

（2）温度升高可提高活化分子比例，有利于矿物之间发生化学反应，并促进变质反应向吸热方向进行，形成高温变质矿物。例如，细粒硅质石灰岩在遭遇高温（470℃）作用时，不仅发生重结晶作用，而且生成高温变质矿物硅灰石，形成硅灰石大理岩。

（3）温度升高可使岩石中流体相的活动性增大。当温度持续升高（超过800～900℃）时，还可使原岩在变质结晶和重结晶的基础上进一步发生选择性重熔，其中长英质低熔组分呈液相出现，从而导致混合岩化作用。

变质作用中温度升高的原因有：岩层埋深加大递增的地热，岩浆侵入原岩放出的岩浆热，来自地幔的上升热流（放射性元素衰变产生的放射热），以及由构造变动的机械能转化而来的热能等。一般认为，变质作用的温度下限为230℃左右，上限为900℃左右。

2.压力

压力也是控制变质作用的重要因素。在变质作用过程中，压力增加有利于体积缩小的反应发生，形成高密度矿物组合。参与变质作用的压力有三种类型：负荷压力、流体压力和定向压力。压力的标准国际单位为Pa（帕［斯卡］）或GPa（吉帕，1GPa＝10⁹Pa）。

（1）负荷压力：是一种各向相等的静水压力，即均向压力，其大小等于上覆单位岩石柱的重量。变质作用一般发生在地表以下3～40km的深度内，因此其负荷压力范围大致为0.1～1.5 GPa。通常，将负荷压力为0.1～0.3 GPa的变质作用称为低压变质作用，负荷压力为0.3～0.5 GPa的称为中压变质作用，负荷压力为0.5～1.2 GPa的称为高压变质作用，负荷压力＞2.5 GPa的称为超高压变质作用。

（2）流体压力：是指存在于岩石的粒间、微裂隙和毛细孔隙中的流体物质（H₂O 和CO₂等）对周围物质（包括孔隙四周的壁、顶、底）所产生的压力（排斥力）。负荷压力一般趋向于使岩石中的矿物颗粒紧密结合，而流体压力则相反，趋向于将矿物颗粒分开。流体压力增大有利于水化反应的发生，抑制富含结构水的矿物的分解，而流体压力减小则有利于脱水反应的发生，促进富含结构水的矿物的分解和重结晶作用。

（3）定向压力：也叫应力，主要是指由构造运动或岩浆侵入围岩时所产生的侧向挤压力。一般情况下，定向压力常引起岩石变形（褶皱或断裂），但在发生变质作用的地质环境中，定向压力不仅引起岩石变形，而且对岩石变质并在变质岩中形成定向构造等起着重要作用。当定向压力作用于岩石后，在挤压方向上矿物的熔点降低，溶解度增大，溶解的物质在垂直于挤压方向上，重新沉淀结晶、改变空间排列分布方式。特别是在区域变质过程中，当定向压力与温度联合作用于某些富含挥发分的岩石时，岩石将发生局部溶解和重结晶，而重结晶形成的片状、板状、针状、柱状、棒状矿物，以及被拉长的粒状矿物大都呈连续或断续定向分布、平行排列，形成片理和线理构造等。因此定向压力是重要的变质作用因素。

3.化学活动性流体

具有化学活动性的流体，主要是指岩石中沿裂隙或孔隙中循环的气态或液态物质，其成分主要是H₂O和CO₂，其次是O₂、F₂、B、Cl₂等易挥发物质。在有一定温度和压力联合作用的情况下，化学活动性流体在某些变质反应中是不可缺少的重要因素。在这些变质反应中，H₂O和CO₂等化学活动性流体，主要起催化剂、溶剂、运移介质等的作用。

（1）起反应催化剂作用。在变质作用过程中，原岩空隙中的化学活动性流体数量虽少（一般不超过岩石总体积的1%～2%），但能加速矿物之间化学反应的进行，起到催化剂的作用。例如，用MgO与SiO₂人工合成镁橄榄石（Mg₂SiO₄）的实验证明，若反应在干燥的条件下进行，当温度达1000℃时，4 天内只能形成26%的镁橄榄石，而在有水参与的情况下，在450℃只需几分钟反应就可全部完成。

（2）起溶剂作用。岩石中渗透于矿物颗粒之间的化学活动性流体（溶液）是矿物彼此间的接触剂，通过这种溶液的媒介作用，岩石中的易溶组分能在较大范围溶解和扩散，从而促进了矿物的重结晶和变质反应。有时化学活动性流体还可直接参与水化和脱水等变质反应。此外，水溶液的存在还可降低矿物的熔点和岩石的重熔温度。例如，花岗质岩石在不含水溶液的情况下，温度要高达950℃才开始重熔，而当水溶液饱和时，温度在640℃左右就开始重熔。

（3）起运移介质作用。具有化学活动性的流体是运移介质，通过它们可将某些组分从外部带入岩石中，或将岩石中的某些组分溶解带出，发生物质组分的迁移，从而改变原岩的化学成分，发生交代变质作用。

D. 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。

（一）温度（T）

1.温度是变质作用的决定性因素

温度是热（heat）的表现。长期以来，热是变质作用和变质反应最终驱动力这一观点一直被公认（Treloar ＆ O'Brien，1998），也就是说，人们早就认识到温度是变质作用的决定性因素。

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。

2.变质作用温度范围

变质作用最低温度是由成岩作用向变质作用的转化所记录（图20－9）。这个最低温度数值与许多因素（如压力P或深度D、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20－9 变质作用的温压范围（据Miyashiro，1994）

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20－9所示，二者之间有一个范围广大的P－T过渡区。这是由于熔融温度不仅与压力有关，而且强烈地取决于岩石成分和流体的存在与否及流体成分。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。但在下地壳和上地幔，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20－9）。由变质岩矿物组合推断的区域变质温度的最大值约1100℃（Harley，1998）。在最上限，超基性岩的干固相线在1200～2000℃之间（Mason，1999）。

3.地热梯度（geothermal gradient）

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，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三个方面（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可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，洋底变质地热梯度可高达900～1300℃/km。

4.热的传输方式

热是传输（transfer）的能。可明显看到热从高温区流向低温区，或就地球来说从内部流向地表。一般地说，热的传输方式包括传导（conction）、辐射（radiation）和对流（convection）三种（Press ＆Siever，1986）。

◎热传导：热能在固体中以原子的振动形式存在。振动强度决定温度。当热扰动的原子和分子彼此推挤时热传导发生，机械振动从热区传递到冷区（图20－10）。每单位时间在两点间热传输的数量与每单位距离的温差和热导率（thermal conctivity）的性质成比例。热导率因物质而异，是物质导热能力的度量。岩石是很不良的导热体，它有很小的热导率，这就是为什么地下水管不会冰冻，为什么地下拱顶接近常温而不像地表有大的季节温度变化。一个厚100m的熔岩流冷却约需300年。一个400km厚的岩石板块埋藏一侧的热约需要50亿年才能从另一侧流出。此外，如果地球仅以传导方式冷却，则热从深达400km以上的深处传递至今还不能到达地表！ 因此，尽管目前对变质作用过程的热模拟（包括后面将要论述的P－T－t轨迹）多假定热传导为地壳或岩石圈的热传播方式，但这不是普遍适用的。

图20－10 表示热通过固体传导流动的概略图（据Press ＆ Siever，1986）

◎ 热辐射：当一个物质热到像火红的拨火金属棒开始流动时，热可以以辐射方式传输。大多数辐射热以近红外和可见光光谱区电磁波形式放射出来。这种辐射传输在一些材料中可能是比传导更有效率的过程，但是由于地球内部矿物是不透明的，辐射热损失与传导损失相比可能较次要。然而，来自太阳的辐射热对地表外力地质作用有重要意义。

◎热对流：20世纪最伟大的英国物理学家之一Lord Rayleigh发现，在如图20－11所示的条件下，处于热的下表面和冷的上表面之间的流体将发生对流。对流是通过物质运动传递热量的方式。对流由巨大的温差和高的热膨胀系数促成。由于膨胀物质较轻而趋于上升，置换冷的较重的物质，后者下沉。增加冷、热界面间的距离也将促进对流进行。对流被粘度和高热导率抑制。高热导率将使热被传导传输更有效，因而在某种意义上对流较少 “必要”。

被称为对流的现象（图20－11）相当普遍，在迅速加热的一壶水中就可看到。由于液体导热很差，如果对流不能迅速分散热量，一壶水要加热到沸点就需要很长时间。当烟囱冒烟，或当烟上升，或当热天积云形成时，对流即在发生。所有这些对流实例都由热流体（液体或气体）膨胀、上升的事实支配，由于热流体比周围较冷的和较重的物质轻。这样，热由移动的热物质迅速向上传输，而不是被传导缓慢传输。冷物质流动以代替上升流体，接着加热、上升以继续这个循环。图20－11所示的上升热流体和下降冷流体的规律性流动循环称为对流体（convection cell）。

毫无疑问，热传导是地球内部热传输的一个重要方式，但与对流特别是地幔软流层圈中发生的热对流相比它可能就 “黯然失色” 了。热对流既是发生在地幔中的一种传热方式（通过物质运动传递热量），又是一种地幔物质的运动过程（由物质内部密度差或温度差所驱使），是地球内部向地球表面输送能量、动量和物质的一种有效途径。它被认为是地球演化的最可能的驱动因素，构造现象（板块构造、造山运动和地震）、岩浆活动、变质作用是由内部对流热流引起的。迄今已提出了很多对流方案，其中最著名的是霍姆斯（Holmes，1928）和格里格斯（Griggs，1939）的地幔对流作为驱动力的大陆漂移模型和丸山茂德（Maruyama，1994）的超地幔柱模型。

图20－11 一个对流的常见实例是当水在咖啡壶中加热时见到

（二）压力（P）

1.基本概念

压力的SI制单位为Pa（常用压力单位换算关系为1GPa＝10⁹Pa，1bar＝10⁵Pa，1kbar＝10³bar＝0.1GPa）。热力学上的压力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，形成高密度矿物组合。

地下变质环境中存在负荷压力或称岩石静压力（lithostatic pressure）、定向压力（directed pressure）和流体压力（fluid pressure）三种压力。负荷压力P₁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20－12a）来说明它们对总压力P的贡献。

图20－12 作用于单位岩石的不同压力类型简图（据Yardley，1989）

地下一定深度岩石应力状态可用图20－12a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P₁。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：P₁＝ρgD，式中ρ为岩石密度（g/cm³），g为重力加速度（取9.81m/s²），D为深度（m）。

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：一部分为平均应力σ_m（mean stress），σm＝（σA＋σB）/2，它是一种静水应力，引起物体的体积变化，即影响矿物相平衡；另一部分为偏应力（deviatoric stress），是一种非静水应力，与（σ_A－σ_B）应力差有关，两个主偏应力大小σ′_A ＝σ_A－σ_m＝（σ_A－σ_B）/2，σ′_B ＝σ_B－σ_m＝－（σ_A－σ_B）/2。偏应力导致岩石变形，但一般不影响相平衡。

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20－12b所示，负荷压力P₁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P₁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、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P₁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＞P₁的情况，其差值称为流体超压（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P＝P₁＋构造超压＋流体超压。但由于构造超压和流体超压都比较小，使得在变质作用的大多数情况下，我们可以假定P≈P_l≈P_f。当然在这个假定基础上，根据矿物组合估计的压力会指示深度的最大值。实际深度可能有时要小于3km（约0.1GPa），甚至更多一些。

2.变质作用压力范围

自地表往下，压力大致以0.029GPa/km速率随深度增加而增加。稳定大陆地壳平均厚35km，其底部压力约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在压力0.1～1.0GPa、深度3～35km范围内结晶。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抬升出露地表。这也正是变质作用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，似乎是在100km或更深的地幔深度结晶的。指示如此超高压（ultrahigh－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（参见图20－9）。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 ＆ Shatsky，1990）。以后在我国大别山区变质岩中也找到柯石英（Okay et al.，1989；Wang et al.，1989）和金刚石（徐树桐等，1994）。这给地质学带来了一次革命。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据”。

（三）流体成分（x）

变质岩中含H₂O矿物（云母、角闪石等）、碳酸盐矿物及这些矿物包裹体，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；郑建平和路凤香，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/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和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－criticalstate）。在这种状态下，区分不出液体和气体。由图20－13所示，不同成分流体在温度大于300～400℃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、CO₂）彼此起稀释作用。以摩尔分数表示其浓度，则x_H＋x_CO＝1。这个表达式可近似表达岩石圈中流体组成。

图20－13 0.05GPa（1）和0.1GPa（2）下随着温度降低流体不混溶图解（据Marakushev，1991）

变质作用中涉及大量有流体相参加的反应，如脱水反应、脱碳酸反应。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，反应向减少其浓度的方向进行。因此，对脱水反应和脱碳酸反应，流体的x_H增加（即x_CO减少），反应将向减少x_H，增加x_CO的方向进行，即阻碍脱水反应而促进脱碳酸反应进行。提高脱水反应温度、降低脱碳酸反应温度。相反，增加x_CO（减少x_H将促进脱水反应而阻碍脱碳酸反应进行）将降低脱水反应温度、提高脱碳酸反应温度。

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。

流体作为变质作用的重要因素的另一个方面是，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20－9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。

（四）时间（t）

变质作用时间因素通常主要从两个角度理解：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，例如，太古宙地热梯度比现今的地热梯度高得多，缺乏高P/T比（即高压）变质；二是一次变质作用自始至终所经历的时间，即P－T－t轨迹中的t，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。

还有两个重要概念与时间有关：一是反应速率，二是应变速率。

反应速率（reaction rate）是反应进度随时间的改变率。只有当变质作用外部条件的改变速率小于变质反应速率时，变质反应才能进行，显然这对变质结晶有重要意义。

应变速率（strain rate）是应变对时间的改变率。这当然对变形有重要意义，研究表明，对变质反应也有重要影响。例如：石英→柯石英反应，在常规条件下，压力2.5 GPa即可以实现，但在冲击变质高应变速率条件下要到25～40GPa才能实现（French，2003），比正常条件下形成斯石英的压力还要大。

E. 影响变质作用的因素

岩石变质的根本原因是地质环境的改变，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。影响变质作用的因素多种多样，习惯上将原岩特点作为内部因素考虑，而将与地质环境密切相关的物理化学条件，主要是温度 (T) 、压力 (p) 、流体成分 (x) 、时间 (t) 4 个因素作为控制因素。因为这 4 个因素的变化，明显地影响变质作用的强度、范围和产物，进而决定变质作用类型。

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，大大加快变质反应和晶体生长速率，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。温度升高也会通过脱水反应、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转化的记录 (图4-1) ，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，1990) 。

变质作用高温限由变质作用与岩浆作用的转化限定。如图4-1 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液体成分。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4-1) 。由变质岩矿物组合推断的区域变质温度的最大值约 1000℃ (Mi-yashiro，1994) 。在最上限，超基性岩的干固相线在 1200 ～ 2000℃ 之间 (Mason，1999) 。

图4-1 变质作用温压范围(据 Miyashiro，1994，修改补充)

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、岩浆热和变形产生的摩擦生热 4 个方面。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) 或 GPa (= 10⁹Pa) ，地质上也常用 bar (巴)和 kbar (=10³bar) 来表示。它们之间的关系为: 1 bar = 10⁵Pa，1 kbar = 0. 1 GPa。热力学上的压力 p 是指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4-2) 来说明它们对总压力 p 的贡献。

图4-2 作用于单位岩石的不同压力类型简图(据 Yardley，1989)

地下一定深度岩石应力状态可用4-2a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p₁。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:p₁=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，p₁以GPa计，则p₁=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，平衡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4-2b所示，负荷压力p₁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p₁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p₁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p₁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=p₁+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≈p₁≈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于3km，甚至更多一些。

自地表往下，压力大致以0.029GPa/km的速率随深度增加而增加。平衡稳定大陆地壳厚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的，指示超高压(ultrahigh-pressure)条件的矿物是柯石英和金刚石。它们在约3.0GPa以上的压力下稳定(图4-1)。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 andShatsky，1990)。以后在我国大别山区变质岩中也找到了柯石英(Okay，Xu，etal.，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”。

3.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无水矿物的组合，人们认为下地壳是缺乏流体的。然而，近30年来对变质岩和上地幔岩流体包裹体的研究证明，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和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和CO₂是流体的最主要成分，可近似看成流体相是由H₂O和CO₂组成的。

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，区分不出流体和气体。由图4-3可知，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。

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的影响。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)。

图4-3 不同压力下随着温度降低流体不混溶图解

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4-1可看出，流体大大降低了岩石熔点，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，在洋底变质和在俯冲带变质中起重要作用;③变质流体，源于变质过程中的脱流体反应，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，是高级变质流体相的主要来源。

4.时间(t)

时间是影响变质作用的重要因素。在一定的变质温度、压力条件下，如果没有足够的作用时间，原岩的变质反应将不明显甚至主要的变质作用无法进行，因为矿物重结晶、交代作用和塑性变形等，都是缓慢的进程。只有充足的时间才能使变质作用对原岩做有效的改造，形成各类变质岩。

F. 地表的地质作用有哪些如何形成的影响因素有哪些 如题！！速度求答案！！

你想问的是外动力地质作用吧？

外动力作用包扩风化作用、 剥蚀作用、搬用作用、沉积作用、成岩作用。

一 风化作用：
是指地表或接近地表的坚硬岩石、矿物与大气、水及生物接触过程中产生物理、化学变化而在原地形成松散堆积物的全过程 。根据风化作用的因素和性质可将其分为三种类型：物理风化作用、化学风化作用、生物风化作用。
1物理风化：物理或机械风化造成岩石分解。机械风化的主要过程为海蚀，海蚀把碎屑物及其它微粒的大小减少。但机械风化与化学风化环环相扣，如机械风化造成的裂缝会増加进行化学风化的表面面积。而化学风化在裂缝造成的矿物亦会帮助岩石分解。
2化学风化：岩石发生化学成分的改变分解，称为化学风化。例如，岩石中含铁的矿物受到水和 化学风化空气作用，氧化成红褐色的氧化铁；空气中的二氧化碳和水气结合成碳酸，能溶蚀石灰岩；某些矿物吸收水分后体积膨胀；水和岩层中的矿物作用，改变原来矿物的分子结构，形成新矿物。这些作用可使岩石硬度减弱、密度变小或体积膨胀，促使岩石分解。
3生物风化：生物风化是指受生物生长及活动影响而产生的风化作用，是生物活动对岩石的破坏作用，一方面引起岩石的机械破坏，如树根生长对于岩石的压力可达10千克每平方，这能使根深入岩石裂缝，劈开岩石；另一方面植物根分泌出的有机酸，也可以使岩石分解破坏。此外，植物死亡分解可以形成腐殖酸，这种酸分解岩石的能力也很强。生物风化作用的意义不仅在于引起岩石的机械和化学破坏，还在于它形成了一种既有矿物质又有有机质的物质——土壤。
二 搬用作用：
是指地表和近地表的岩屑和溶解质等风化物被外营力搬往他处的过程，是自然界塑造地球表面的重要作用之一。外营力包括水流、波浪、潮汐流和海流、冰川、地下水、风和生物作用等。在搬运过程中，风化物的分选现象以风力搬运为最好，冰川搬运为最差。搬运方式主要有推移（滑动和滚动）、跃移、悬移和溶移等。不同营力有不同的搬运方式。
1 水流搬运：具有上述各种搬运方式，搬运能力的大小主要取决于流速。流速大的水流能挟带砂砾等较粗的物质，这些物质在河床底部以被推移或跃移的方式前进，据测定被搬运的球状颗粒的重量与起动它的水流流速的6 次方成正比。粉砂、粘土以及溶解质在水流中则分别以悬移和溶移方式搬运。水流搬运悬移泥沙的能力称为水流挟沙能力，只要含沙量不超过一定限度，挟沙能力约与流速的3次方相关。
2风力搬运：与流水搬运有相似之处，具有推移、跃移、悬移3种搬运方式。当近地面风速大于4米/秒时,粒径0.1～0.25毫米的砂粒就被搬动形成风沙流,但风沙流大部分集中在近地面10厘米的薄层内，悬移物质的数量远小于推移和跃移的数量。一般说，被风吹扬的颗粒大小与风速成正比，风速越大，搬运的颗粒越粗，移动的距离越远。
3海浪搬运：只在近岸浅水带内发生，具有四种搬运方式。当外海传来的波浪进入水深小于二分之一波长的浅水区时，波浪发生变形，不同部分水质点运动发生差异。在海底附近，水质点由原来所作圆周或曲线运动变为仅作往复的直线运动，并且向岸运动的速度快，向海运动的速度慢。这种速度上的差异，使得波浪扰动海底所挟带的碎屑物质发生移动，其中粗粒物质多以推移和跃移方式向岸搬运,细粒物质多以悬移方式向海搬运,最后在水深小于临界水深的地方，波浪发生破碎，所挟带来的物质堆积下来。由于波浪的瞬时速度快，能量一般较高，搬运物多为较粗的砂砾。潮流和其他各种海流与波浪不一样，在较长时间内作定向运动,流速也较慢,故搬运的物质多为较细的粉砂和淤泥，呈悬浮状态运移。潮流作用使细粒淤泥质向岸运动，而粗粒向海运动。
4冰川搬运：具有特殊的蠕移方式，特点是能力大。随冰川的缓慢运动，大至万吨巨石，小至土块砂粒，均可或被冻结在一起进行悬移，或在冰底受到推移。冰川泥石流可使一些风化物产生跃移。
三 沉积作用：
沉积作用是指被运动介质搬运的物质到达适宜的场所后，由于条件发生改变而发生沉淀、堆积的过程的作用。按沉积环境它可分为大陆沉积与海洋沉积两类；按沉积作用方式又可分为机械沉积、化学沉积和物质沉积三类引。广义指造岩沉积物质进行堆积和形成岩石的作用，狭义的指介质（如水）中悬浮状物质的机械沉淀作用。
四 成岩作用
形成岩石的各种地质作用的统称。如岩浆成岩作用、变质成岩作用、沉积成岩作用、花岗岩化作用、混合岩化作用等。通常所说的成岩作用是指沉积物沉积后至岩石固结，在深埋环境下直到变质作用之前发生的物理、化学的变化，以及埋藏后演示又被抬升至地表或接近地表的环境中所发生的一切物理、化学变化。直到固结为岩石以前所发生的一切物理的和化学的（或生物）变化过程。一般包括沉积物的 压实作用、胶结作用、交代作用、结晶作用、淋滤作用、水合作用和生物化学作用等。这些作用通常是在压力、温度不高的地壳表层发生的。当成岩物质被覆盖之后，由于厌氧细菌的作用 ，有机质腐烂分解 ，产生H2S 、CH4、NH3 和 CO2 等气体 ，促使碳酸基矿物溶解成重碳酸盐 ，高价氧化物还原成低价硫化物，酸性氧化环境变为碱性还原环境。此时沉积物质发生重新分配、组合，胶体矿物脱水陈化、压缩胶结，最终固结为岩石。

G. 引起变质作用的因素有哪些

接触来变质作用又称热力接触变质作用自
，是由于岩浆的活动散发出的热量和析出的气态或液态溶液引起的变质作用。主要发生在岩浆体周围接触带的围岩中。根据变质作用过程中有无交代作用又可分为2个亚类：

①热接触变质作用：以热力(高温)作用为主，原岩发生重结晶，而化学成分没有显著改变，没有明显的交代作用，如斑点板岩、角岩等;

②接触交代变质作用;除热力作用外，伴随有显著的交代作用，原岩的化学成分发生明显改变，如矽卡岩等。

动力变质作用又称“碎裂变质作用”或“错动变质作用 ”。是在构造运动所产生的定向压力作用下，岩石所发生的变质作用。其变质因素以机械能及其转变的热能为主，常沿断裂带呈条带分布，形成断层角砾岩、碎裂岩、糜棱岩等，而这些岩石又是判断断裂带的重要标志。

H. 学习任务了解变质作用的因素

地壳中已有岩石的变质原因，从根本上讲是与地壳运动、岩浆活动等内动力地质作用有关，而在发生内动力地质作用的过程中，又必然要引起地质体周围温度、压力及具有化学活动性流体等物理化学条件的变化。因此，温度、压力以及具有化学活动性流体，是变质岩矿物组合、组构发生变化的直接因素。这些因素的变化，可以较为确切地描述出不同地质环境的特点。

一、温度

温度的改变是引起岩石变质的重要因素之一，大部分的变质作用都是在温度升高的情况下发生的。温度升高对原岩产生的影响概括起来有三个方面。

（1）温度升高使岩石发生重结晶，使原岩中的矿物颗粒由细变粗。如隐晶质石灰岩，由于温度升高，其中隐晶质的方解石经重结晶而形成粗粒的晶体，使石灰岩变成大理岩。

（2）温度升高使岩石中化学元素的活动性增加，促使矿物之间发生化学反应（变质反应），各种组分重新组合形成新矿物。例如硅质灰岩在接触变质作用下（470℃，10⁵Pa）将形成硅灰石大理岩。这一变质反应说明，温度升高导致了新矿物相的形成，同时也说明了高温变质矿物的出现引起新岩石的形成。

（3）在某种情况下，温度继续升高（超过800～900℃），还可使原岩在变质结晶的基础上进一步发生选择性重熔，使其中长英质低熔组分呈液相出现，从而导致混合岩化作用。

变质作用最低温度是由成岩作用向变质作用的转化记录。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150～250℃。一般以浊沸石、蓝闪石、硬柱石、钠云母或叶蜡石的首次出现来表征变质作用的开始。变质作用高温限由变质作用与岩浆作用的转化限定。由于不同原岩熔融的起始温度不一样，压力和流体相的不同也会影响熔融的温度，所以没有一条截然的界限，一般认为在650～1100℃之间。

二、变质作用中热的来源

关于变质作用中热的来源，一般认为有如下几方面：

（1）地热增温：一般下降至地壳深处的岩石发生变质都与地热增温有关。深度愈大，温度愈高。一般情况为每加深100 m上升3℃。这样引起的热状态改变的范围可能很大，但温度一般并不高，往往造成较低级的变质作用。

（2）上地幔热流的运动：这是区域变质作用热能的主要来源。据研究，前寒武纪早期和中期地壳普遍较薄，而且从深部上升的热流值比较高，因此，大部分前寒武纪地层分布地区均发生了区域变质作用。古生代以后热流值较高的地区，仅限于地壳的活动带（造山带或断裂带），所以，区域变质带也只限于这些地区，而近代热流值很高的地区只限于一些岛弧和大洋中脊附近，因此，这些地区正发生着洋底变质作用。

（3）放射性元素衰变产生的热能：地壳中放射性元素的总含量在百万分之一以上，在自然衰变过程中所产生和积累的热能相当可观，是区域变质作用的热能之一。

（4）岩浆热：一般指围岩与侵入体接触所引起的变质作用，其热源来自岩浆热。近年来，有人认为大规模的区域变质作用也是受岩浆热的影响而引起的。岩浆热的高低显然与距侵入体的远近有关，并依次形成高温、中温、低温变质矿物或矿床。

（5）摩擦热：一般指在强烈错动带上发生的摩擦热，这可导致矿物重结晶，在极少数情况下则使岩石发生局部熔化，但摩擦热的影响范围较小。

三、压力

岩石的变质作用通常是在一定的压力条件下进行的，所以压力也是控制变质作用的重要物理因素。压力的标准国际单位为Pa（帕斯卡）、MPa（10⁶Pa）和GPa（10⁹Pa）。地质上也常用 bar（巴）和 kbar（千巴）。它们之间的关系为：1bar ＝10⁵Pa，1kbar ＝0.1 GPa。压力按其性质和所起的作用可分为三类。

（一）负荷压力（静压力）

负荷压力是指岩石在地壳一定深度时所承受上覆岩层的重力，通常以P_l表示，其数值随深度的增加而增加，而近于上覆岩层的重量。在距地表0～40 km范围内（根据岩石的平均密度计算），每增深1km，负荷压力增大0.0275GPa。通常当变质作用的压力为0.11～0.33 GPa时称为低压；压力为0.33～0.5 GPa时称为中压；压力大于0.5 GPa时称为高压。

负荷压力在变质作用中的影响有以下几个方面：

（1）原岩在负荷压力作用下，有利于形成分子体积较小、密度较大的新矿物。例如：密度为3.1g/cm³的红柱石，当压力增大后将变成密度为3.6g/cm³的同质异象蓝晶石；辉长岩中的钙长石和镁橄榄石，在大的静压力环境下，可反应形成分子体积小、密度大的石榴子石。

（2）负荷压力增大会推迟变质反应的进行和引起反应温度的增高。如在方解石和石英形成硅灰石的变质反应中，当负荷压力为1×10⁵Pa时，温度达到470℃时开始出现硅灰石；若负荷压力增大到5000×10⁵Pa时，则硅灰石的形成温度上升到800℃。

（二）流体压力

在岩层发生变质作用过程中，除负荷压力外，还有由于岩层内部有H₂O、CO₂等挥发分所具有的内压，这种由于挥发分产生的压力称为流体压力，以P_f表示其中各组分的分压则分别表示为

等，即P_f＝

＋…。

在地壳深部，由于岩层中构造裂隙不发育，固体岩石所承受的压力能全部传导给流体相（P_l＝P_f）它们都决定于上覆岩层的重力，亦即决定于深度，此时P_f不是决定物化平衡的独立因素。在地壳浅部，岩层小裂隙发育，因此流体相和地表连通，不呈密闭状态，此时其压力P_f等于相应深度该流体相的重力，而不等于上覆岩层的重力，由于流体相的密度都小于岩层密度，所以此时P_f＜P_l；在高温变质条件下，由于消耗了一部分流体相，也可能出现P_f＜P_l的情况。这些情况下二者成独立因素，对变质反应的平衡都起控制作用，非常有利于对流体相反应的进行，使反应的平衡温度降低。例如，Wall 和 Essene（1972）计算了叶蜡石分解反映：

岩石鉴定

当

分别为1.0，0.5，0.1时，在温压图（图3-1-1）上可以看出，随P_f的降低，同一反应的平衡温度会降低。

岩石鉴定

岩石鉴定

（转引自游振东等，1991）

在侵入体附近，由于岩浆结晶过程析出流体相也可出现P_f＞P_l的构造超压情况，此时，一般不利于对流体反应的进行，会使反应的平衡温度升高。

（三）定向压力（应力）

定向压力主要是指由构造运动或岩浆活动所引起的侧向挤压力。在一个地区它们的出现常具有阶段性，其强度在空间上也变化很大，且只对固态岩层起作用。一般应力在地壳浅部较强，在深部较弱。其作用主要有：

（1）定向压力可以使岩层遭到破坏，形成褶皱和断裂，形成特征的结构、构造，如劈理结构、碎裂结构、糜棱结构等。

（2）使矿物晶体的内部构造发生形变，如石英产生波状消光、方解石产生活动双晶、云母等片状矿物产生扭折等（图3-1-2）。

（3）定向压力对区域变质岩的结晶片理的形成起着重要作用。当定向压力与温度联合作用于某些富含挥发分的岩石时，不产生碎裂构造，而能局部溶解、再结晶形成片理构造，片状矿物则沿片理平行排列，如云母片岩、绿泥石片岩等。当定向压力作用于岩石后，在挤压方向上矿物的熔点降低，溶解度增大，可有局部溶解作用产生，溶解的物质在垂直于挤压方向上，重新沉淀结晶，平行于片理方向排列的具有拉长压扁现象的石英就是这样产生的。

图3-1-2 矿物受应力作用后的特征

（转引自刘作程，1992）

A.石英的波状消光；B.破碎石榴子石被叶理所环绕；C.压力镶边环绕黄铁矿（围绕黄铁矿的压力影）；D.扭折的黑云母；E.破碎的石榴子石；F.具变形双晶的斜长石；G.石榴子石具沿叶理的绿泥石外壳；H.大的角闪石晶体被破坏成小的晶体聚集体（碎斑结构）

（4）定向压力还可以促进岩石中粒间流体化学活动性的增加，从而加速变质反应和重结晶的速度，特别在低温变质条件下，这种影响尤为明显。

必须指出，定向压力是引起岩石变形的重要因素，但它不是变质反应的物化平衡条件，即不是形成变质矿物的必要条件。

四、具有化学活动性的流体

具有化学活动性的流体，主要是指岩石中沿裂隙或孔隙中循环的气态或液态物质，其中主要成分是H₂O和CO₂，其次是O₂、F₂、B、Cl₂等挥发分。在岩石变质过程中，主要是H₂O和CO₂起重要作用。

（1）在变质反应中具有化学活动性的流体起催化剂的作用，加速了矿物之间反应的进行。这种作用可通过人工合成镁橄榄石实验得到证明，如：

2MgO＋SiO₂→Mg₂SiO₄

上述反应，若在干燥的条件下进行，当温度达1000℃时，4天内只能形成26%的镁橄榄石；而要在有水参与的情况下，只需在450℃下几分钟内，反应就可全部完成。

（2）这些流体可直接参与变质反应，成为控制变质矿物组合的重要因素。岩石变质时，经常发生的脱水、水化、碳酸盐化及脱碳酸盐化等作用，其中H₂O和CO₂等作为一种组分直接参与反应，并控制变质反应的方向。例如，组成千枚岩的绢云母和绿泥石，当温度升高时发生脱水反应而形成黑云母；反之，若温度降低，黑云母可水化分解重新生成绿泥石和绢云母，即：黑云母＋H₂O→绢云母＋绿泥石。

（3）具有化学活动性的流体是物质组分迁移的媒介物，通过它们可将某些组分从外部带入岩石中，或将岩石中的某些组分溶解带出，从而发生交代作用，改变原岩的化学成分。例如：超基性岩中镁橄榄石在含SiO₂水溶液的作用下，可被交代形成蛇纹石。

（4）以水为主的化学活动性流体，在重熔作用中，可降低岩石的熔点。实验证明，水的存在可以降低花岗质岩石低熔组分的熔点。因此在混合岩化作用中，它们可以加速重熔作用的进行。

在化学活动性流体中，人们也越来越重视氧的作用，因为氧数量的多少，对变质矿物组合有很大的影响。当氧大量存在时，岩石中的铁多数呈Fe^3＋进入磁铁矿、赤铁矿等矿物中。从而使铁镁矿物中铁的含量降低，镁的含量相对增高。

在上述变质因素中，在一般情况下，温度总是最主要的因素，因为它不仅是控制变质反应平衡的热力学参数，而且也是促进变质反应实现的化学动力学因素。负荷压力和流体压力是影响物化平衡的独立因素，在某种情况下，它们对变质岩的矿物组合也起着决定性的作用。定向压力虽不是决定变质矿物共生组合的物化平衡因素，但对岩石的组构变化及变质反应速度和规模等都有重要的影响。具有化学活动性流体的性质、成分及浓度对变质作用进程影响也较大，但温度和压力等条件又是使它们具有较大活动性的必要条件。

此外，时间作为变质反应的影响因素，近年来越来越受到人们的重视。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。即变质作用是一个动态过程。岩石在变质作用过程中，变质条件不是静止不变的，而是随着时间（t）的变化而不断改变。England 和Thompson（1984）提出了PTt轨迹概念：岩石在变质作用过程中，温压条件随时间（t）的变化而变化的历程。

I. 变质作用的地质分类

变质作用有不同的规模和广泛的地质背景。根据其规模，可分为局部变质作用和区域变质作用两大类（Маракушев，1993；Raymond，2002）。

（一）局部变质作用（local metamorphism）

局部变质作用是分布局限（Raymond，2002，其体积小于100km³）的变质作用。它局限分布在一个具体的地质构造（断裂带、接触带等），往往一个因素起主导作用。在局部变质地区可清楚观察到变质岩与未变质岩石的渐变过渡。具体可分为四类：

◎接触－热变质作用（contact－thermal metamorphism）：是分布在侵入体与围岩接触带，主要由岩浆热而导致的变质作用。主要控制因素为温度，主要变质机制为重结晶，具有很低P/T比。在特殊情况下发生的火山岩捕虏体和火山岩接触带特别高温条件下的接触－热变质称为高热变质作用（pyrometamorphism）。

◎动力变质作用（dynamic metamorphism）：是分布在断裂带，在构造作用下导致的变质作用。主要控制因素为偏应力，主要变质机制为变形（脆性变形和韧性变形）及动态重结晶。可与不同的区域变质伴生，具有高至低P/T比，但通常P/T比较高。

◎冲击变质作用（impact metamorphism）：是分布在陨石坑附近，在陨石冲击地表的强大冲击波作用下产生的变质作用。瞬时的高压、高温条件是其控制因素。变形和伴随的部分熔融是其主要的变质机制。

◎交代变质作用（metasomatic metamorphism）：是指局限分布于侵入体接触带及其附近和火山喷气活动区，主要由岩浆热液引起的异化学变质作用。变质作用因素主要为流体中的活动组分化学位（或浓度）。变质作用机制主要为交代作用（扩散交代和渗透交代）。交代变质作用不仅改变岩石矿物成分、结构构造，而且使岩石总化学成分（除挥发分外）也发生变化。交代变质作用与金属矿床关系密切，常产在热液矿脉两侧，所以又称为围岩蚀变（country rock alteration）。分布在侵入体接触带的交代变质作用又称为接触－交代变质作用（contact－metasomatic metamorphism）。

（二）区域变质作用（regional metamorphism）

区域变质作用是在岩石圈范围规模巨大（Raymond，2002，其体积大于数千立方千米）的变质作用。其变质因素复杂，往往是温度、压力、偏应力和流体综合作用，P/T比范围很大，高、中、低、很低都有。其变质机制也多样，主要是重结晶和变形，有时还伴有明显的交代和部分熔融。在区域变质地区，很难找到变质岩与未变质岩石的界线。区域变质作用地质环境多样，可发生在大陆地壳、大洋地壳甚至发生在岩石圈地幔中（Mason，1990；Miyashiro，1994）。区域变质作用可划分为四种地质类型。

◎ 造山变质作用（orogenic metamorphism）：是大规模分布在前寒武纪结晶基底和显生宙造山带的变质作用，与造山作用有密切的成因联系。面积达数百至数千平方千米。在前寒武纪结晶基底呈面状，在显生宙造山带呈带状分布。不仅温度、压力，而且偏应力都是其重要的变质因素，主要变质机制为重结晶和变形，形成的岩石常显示面、线理，因而又称为区域动热变质作用（regional dynamothermal metamorphism）。它是区域变质最常见的类型，因而常常称其为区域变质作用。造山变质作用或区域变质具有范围宽广的P/T比范围，据此可分为高P/T、中P/T和低P/T区域变质类型，P/T比与构造环境密切相关：高P/T型见于俯冲带和碰撞带，中－低P/T型见于岛弧、大陆拉张带、大陆碰撞带和前寒武纪结晶基底。

◎洋底变质作用（ocean floor metamorphism）：是洋壳岩石在大洋中脊附近上升热流和海水作用下产生的规模巨大的变质作用。温度和流体（海水）中活动组分化学位（或浓度）是主要的变质因素。P/T比很低。变质作用机制是重结晶作用并伴随有交代作用，岩石的面、线理不发育。洋底变质不仅使岩石矿物成分、结构构造发生变化，也可导致岩石化学成分变化，因而是区域规模的异化学变质作用。典型的洋底变质岩为绿岩，是一种主要由钠长石、绿帘石、阳起石和绿泥石组成的绿色块状区域变质岩。

◎埋藏变质作用（burial metamorphism）：是无明显变形的大规模很低级（很低温）的变质作用。它通常出现在区域变质（造山变质）和洋底变质的很低级部分，或独立出现在强烈坳陷的盆地沉积的底部，P/T比变化范围很大。埋藏变质作用是变质作用向成岩作用过渡的类型，形成的岩石无明显面、线理，重结晶作用不完全，原岩结构构造多有残留。

埋藏变质作用和洋底变质作用形成的岩石均无明显变形特征，说明变质作用过程中无偏应力参与，这类变质作用又称为区域静力变质作用（regional static metamorphism）。

◎混合岩化作用（migmatization）：是高级区域变质（造山变质）伴随的部分熔融产生的低熔物质（新成体）与变质岩（古成体）混合形成混合岩的大规模变质作用。它是变质作用向岩浆作用过渡的类型，又称为超变质作用（ultrametamorphism）。

【中国大陆科学钻探工程】

中国大陆科学钻探（CCSD）工程是国家重大科学工程，于2001年4月18日在江苏省东海县安峰镇毛北村北侧破土动工，2005年3月钻探工程结束，井深达到5158m，是目前世界第三、亚洲第一深井。钻井在地质上位于华北板块与扬子板块之间的大别－苏鲁超高压变质带上，这是世界上规模最大的超高压变质带，是国内外地质学家公认的研究板块汇聚边界深部动力学的最佳场所。该工程不仅是中国钻探技术发展的新里程碑。而且在巨量物质深俯冲、超高压深俯冲与折返的精确定年、超高压岩石的原岩形成背景、上地幔流变学、地幔特殊新矿物发现、地下流体异常及地下微生物发现等方面都取得了重要进展（许志琴等，2005），使我国超高压变质带和地幔物质研究达到国际先进水平。

J. 什么是地质灾害，什么原因会造成

地质灾害是指在自然或者人为因素的作用下形成的,对人类生命财产、环境造成破版坏和损失的地质作用（现象）它权的主要类型有：滑坡、崩塌、泥石流、地面塌陷、地震等等。
滑坡：是指斜坡上的岩体由于某种原因在重力的作用下沿着一定的软弱面或软弱带整体向下滑动的现象。
崩塌：是指较陡的斜坡上的岩土体在重力的作用下突然脱离母体崩落、滚动堆积在坡脚的地质现象。
泥石流：是山区特有的一种自然现象。它是由于降水而形成的一种带大量泥沙、石块等固体物质条件的特殊洪流。
地面塌陷：是指地表岩、土体在自然或人为因素作用下向下陷落，并在地面形成塌陷坑的自然现象。