一个地区的构造环境决定于地壳和岩石圈的运动形式和性质，如洋壳板块俯冲和幔源岩浆底侵，等等，它们又有特定的动因，如地幔对流等。目前一般将一个地区大地构造演化的运动学和动力学泛称为地球动力学。一个地区的变质作用特征从根本上来说决定于其大地构造环境和地球动力学。根据变质作用温压条件时空变化规律与变形样式及历史来确定相应的构造 － 热事件的特征，并用以分析构造环境和地球动力学是现代变质岩石学的重要任务之一。变质作用温度 － 压力演化规律及其 PTt 轨迹是进行这方面研究的最佳途径，因为它们反映一个地区压力 ( P) 和温度 ( T) 在时间上相关变化的特征。P ( 相对于 T)的变化特征主要反映地壳增厚或减薄的相对速率和幅度，而 T ( 相对于 P) 的变化特征主要反映热源性质及热流增减的速率和幅度，两者的各种不同配合形式必然反映地壳或岩石圈内部不同性质的运动学和动力学特征，因此 PTt 轨迹成为分析构造环境和地球动力学的重要依据之一。但另一方面它又不可能是制约构造环境的唯一标志，所以必须结合区域构造变形作用、原岩建造及花岗质岩石成因特征等方面资料进行综合分析。
一、洋壳或陆壳俯冲带的高 P/T 变质作用
洋壳俯冲带的构造环境相当于大洋和大陆板块的聚合带，前期以洋壳板块较快速俯冲和消减为特征，后期则必须继之以地体的较快速折返和抬升。这一全过程的变质作用 PTt轨迹可以我国大别山地区的蓝片岩相高压带为代表 ( 图 23 －6) 。Miyashiro ( 1961，1973)认为由于大洋板块的挠曲和主动俯冲的牵引作用，出现一个坳陷的海沟地带，大洋板块顶部的洋壳及表层的深海相沉积随着俯冲过程中被带到较深部，使其承受越来越大的压力。另一方面因大洋板块俯冲速度较大，而其岩石对热的传导又较慢，所以冷的洋壳和表层沉积物被带到较大深度时，温度增加不大，结果使海沟地带深部的地温梯度暂时降低，一般不超过 10 ～15℃ /km，即出现高 P/T 的环境。在图 23 －6 中表现为进变质阶段的 PTt 轨迹坡度极陡，由开始 ( 处于浅部) 时的极低温压的浊沸石相 － 葡萄石 － 绿纤石相，到后来进入深部时转变为低温高压的蓝片岩相，如能继续俯冲进入更深部，压力更高，温度也稍高时，则可在俯冲洋壳中出现榴辉岩化。当俯冲终止时，洋壳岩石处于图 23 －6 PTt 轨迹的压力高峰位置，接着由于新的地球动力学机制出现，地体迅速折返，这必须会导致出现一个近等热减压 ( 或温度稍有升高) 的过程，如图 23 －6 PTt 轨迹中峰期后这一线段所示，从此进入了低绿片岩相范围。这类 PTt 轨迹以陡峰式和顺时针型为特征，表述这种变质作用全过程是在较低温范围内，压力的大幅度变化为主导，图 23 －6 中 A、B 和 C 分别代表洋壳板块俯冲深度不同 PTt 轨迹，总之，这种 PTt 轨迹样式是反映洋壳板块俯冲和随后快速折返的地球动力学过程。
图 23 －6 模式化的蓝片岩相高压变质作用的 PTt 轨迹( 转引自索书田等，1993)反应曲线:
榴辉岩相变质作用出现于高压环境，特别是近年来在世界各地都发现含柯石英或金刚石等的榴辉岩，说明其压力可大于 3. 0GPa，形成于深度达百余千米的上地幔中，对这种超高压变质作用的地球动力学机制目前还不完全清楚。我国大别山和苏鲁地区即存在典型的超高压变质地带，近年来有过许多研究。一般认为它们是在碰撞造山带发生陆 － 陆碰撞后，陆壳俯冲到极大深度，接着又通过各种地球动力学机制折返所形成。因此其变质作用PTt 轨迹的样式与蓝片岩相高压变质大致相同，只是温压，特别是压力变化幅度更大而已。图 23 －7 是我国大别山地区榴辉岩相高压 － 超高压变质作用的 PTt 轨迹。图中带箭头的曲线反映表壳岩随温压增高进入绿帘角闪岩相 ( EA) ，然后等温增压依次出现普通榴辉岩( CE) →含金刚石榴辉岩 ( DCE) ，此时为 PT 高峰期，然后等热大幅度减压，依次退变为角闪岩相 ( AM) →绿帘角闪岩相 ( EA) →绿片岩相 ( GS) 。
图 23 －7 榴辉岩相高压 － 超高压变质作用的 PTt 轨迹 ( 以大别山地区为例)( 转引自索书田等，1993，部分修改简化)
二、陆壳碰撞造山带的低 －中 P －T 变质作用
陆壳碰撞带的地球动力学基本特征是前期地壳较大幅度构造增厚和后期与重力均衡作用有关的地体迅速折返上升。其变质作用 PTt 轨迹为顺时针型式，阿尔卑斯造山带的 PTt轨迹 ( 图 23 －8a) 可作为其典型代表。这类地区当古大洋闭合之后，相邻板块的地壳将在进一步碰撞过程中迅速大幅度乃至成倍地构造增厚，其机制主要包括: ① 大规模陆壳岩片逆冲推覆; ② 一系列推覆体和平卧褶皱的叠瓦式构造堆垛作用，使地壳整体均匀增厚; ③ 通过 A 型俯冲使岩石圈整体增厚。在此过程中，低温表壳岩迅速进入下部地壳，故增压较快，但因岩石导热慢，故温度升高相对较慢，结果引起热扰动，地温梯度有所降低。图23 －8a 中较陡的 AB 线段即代表这阶段的 PT 变化趋势，但其坡度与高 P/T 变质地带 ( 图 23 －6，图 21 －7) 相比又较平缓，结果以形成低温绿片岩相组合为特征，而不出现蓝片岩相。当构造作用停止时 ( 图 23 －8a 的 B 点) ，表壳岩达最大深度，承受最大压力 ( 变质压力高峰) 。此后一般会有一段构造作用宁静时期，此时表壳岩滞留在深部，或开始缓慢回返，由于环境对它的加热致使温度较快升高。该阶段相当于图 23 － 8a 中 BC线段，以近等压 ( 或小幅度减压) 增温为特征，至 C 点达变质温度高峰期。在这一阶段中，发育中 － 高温变质作用，形成递进变质带。接着由于重力均衡作用，地体迅速折返上升，同时因快速剥蚀而减薄，或同时因拉张体制出现而构造减薄。导致岩石中出现近等热减压过程。图 23 －8a 中接近平行压力轴的线段 CD 即与该阶段相当，结果在岩石中出现低压共生组合取代峰期形成的、压力相对较高的共生组合。线段 DE 为折返过程的晚期，此时地壳上升和剥蚀速度减缓，相应的减压现象也变得不明显，而温度则因岩石回到浅部开始大幅度下降，所以形成近等压降温的过程，相应的岩石中发育低温蚀变性质的矿物变化。最后全区达到新的构造稳定状态，这一变质事件结束，地壳进入新的稳态地温梯度。图 23 －8b 是内蒙古早前寒武纪集宁群孔兹岩系的变质作用 PTt 轨迹，也是顺时针样式，基本特征与图 23 － 8a 相似。M1之前这一阶段主要是陆壳构造增厚，故压力增加较快。M1至 M2阶段以增温为主，压力增加不明显，这表明构造作用已趋向停止，岩石与环境恢复热平衡，故温度升高，达到了热高峰期。由 M2到 M3－ M4阶段以明显减压为特征，反映地体的较快速回返和减薄。到 M5以后则为近等压降温阶段。这种 PTt 轨迹明确反映陆壳碰撞造山带的构造演化历史。
但不同地区 PTt 轨迹的具体形式还决定于以下各方面的复杂因素: ① 构造加厚事件的速度、机制和涉及的地球层圈及深度; ② 从构造加厚停止到地壳回返开始之间的时间间隔; ③ 地壳因上升和剥蚀 ( 或构造拉张) 而减薄的速度、时间跨度和深度; ④ 上地幔热贡献和地壳内部放射性生成热的强度，热补给和散失的相对速度等等。热模拟实验表明，这类造山带以出现中压相系和带状变质为主。但当有与深熔岩浆作用或与深源流体有关的额外热量加入时，也可以出现中低压乃至高温低压变质作用。它们的 PTt 轨迹样式基本相同，只是后者峰期温度较高，压力较低，而且峰期后的等热减压过程会变得不明显。总之这种地球动力学过程的变质作用 PTt 轨迹样式具有以下明显特征: ① 顺时针型式;② 进变质阶段压力的增大比温度的升高更显著; ③ 变质压力峰期和温度峰期不是严格同时达到; ④ 峰期后有典型的近等热减压 ( ITD) 过程。
图 23 －8 陆壳碰撞造山带的变质作用 PTt 轨迹
三、岛弧及活动陆缘造山带与岩浆底侵及地壳垂向增生有关的变质作用
在这种构造环境中，由于大洋板块的俯冲，其上方的地幔楔受其影响发生部分熔融，所成的基性岩浆大量入侵地壳底部，或由地幔分熔形成的大量 TTG 系列岩浆进入地壳内部 ( 壳内增生) 。在这些过程中，岩浆带入的热流首先使地壳不断增温，接着又引起下地壳大规模熔融，形成大量花岗质岩浆，它们的上升致使上部地壳也增温和普遍发生进变质作用。Wells ( 1980) 将这类地球动力学过程称为岩浆增生模式。Bohlen ( 1980) 认为Adirondack 等地区的麻粒岩相变质作用即形成于这种构造环境，其 PTt 轨迹如图 23 － 9 所示。其特征是开始阶段因大量热流加入，所以以增温为主，压力变化不大，这段轨迹坡度较平缓，接着随岩浆加入引起地壳垂向增生，和相伴的侧向构造压缩作用，原来较薄的陆壳厚度也不断增大，从而使压力升高成为主导趋势，在图中表现为 PTt 轨迹线变陡，而且常同时达到了温度和压力的高峰期 ( 图 23 －9中 B 点) 。本类地区虽陆壳可有较大幅度增厚，但以密度较大的铁镁质岩石在其底部增生为主，且原来陆壳又较薄，所以增生之后在变质峰期后，地体不会因重力均衡效应立即快速折返上升和减薄，相反基本在原来深部停留或上升极缓慢，因此这阶段的 PTt 轨迹表现为近等压冷却过程 ( IBC) ，如图中 BC 线段所示。这类 PTt 轨迹总体为逆时针型式，其具体形态主要决定于岩浆性质、规模、温度、增生方式和深度及地壳由岩浆增生而增温和增压的相对速率等因素。它们一般较有利于形成低 P/T 的变质作用类型。近年研究还表明，一些以 TTG 系列片麻岩为主体的太古宙麻粒岩相高级变质区也有类似上述型式的逆时针 PTt 轨迹，如我国华北克拉通北缘的冀东地区即为一例。有些研究者认为其地质背景也和基性岩浆底侵和地壳垂向增生这种地球动力过程有关。
图 23 －9 岛弧和活动陆缘造山带，与岩浆底侵有关的麻粒岩相变质逆时针 PTt 轨迹( 据 Bohnen，1987)
四、陆壳拉张过程的变质作用
Wickham ＆ Qxburgh ( 1985) 对东比利牛斯海西造山带变质作用的研究结果认为，其成因并非是陆壳碰撞有的结果，而是与裂谷作用相联系，属于陆壳拉张的构造背景。陆壳拉张使地壳和岩石圈减薄，下伏的高温软流圈顶面上升，直接的热传导及大量下地壳熔融岩浆的上升和侵入使上部地壳中温度也大大升高，导致出现低压变质作用。Sandiford＆ Powell ( 1986) 研究了与地壳拉张有关的变质作用PTt 轨迹型式 ( 图 23 － 10) ，他认为: ① 在均匀剪切条件下，发生轴对称拉张时，其效应以地壳减薄为主，岩石圈地幔厚度变化不大，故地壳中岩石只减压不增温; ② 不均匀剪切，轴对称拉张时，张性应变涉及整个岩石圈，并使上地幔的减薄速度大于地壳的减薄速度，因此地壳中出现增温、减压现象; ③ 沿滑脱带发生简单剪切时，岩石圈上部出现不对称拉张，在上地幔和整个岩石圈明显变薄部位出现近等压增温现象，在只是地壳变薄处则以减压为主，温度变化不大。图 23 －10 是反映岩石圈拉张过程岩石变质的 ( 定性的) PTt 轨迹，其特点是前期拉张过程的PTt 轨迹以减压同时增温为主，有时为等温减压。拉张停止后这一阶段则以近等压冷却为特征，它们总体均为顺时针形式。
图 23 －10 陆壳不对称拉张过程的变质作用 PTt 轨迹( 据 Sandiford et al. ，1986)
以上只是对目前变质地质动力学方面的一些初步认识，还远没有查明全球各种构造环境的变质作用 P － T 演化样式和成因模式。实际上，不同地区，不同变质事件的大地构造背景和 PTt 轨迹样式不会完全相同，应各有特征，所以上述各种类型之间必然还存在各种过渡形式。其次，即使在同一大规模造山带或早前寒武纪变质地体范围内，其不同构造部位的变质作用 P － T 演化样式和 PTt 轨迹也可能不同。如前述苏格兰高地下古生代变质地带的一部分地区为中压相系的巴洛式变质作用，另一部分则为低压的布奇式变质作用。Slip ( 1979) 等的研究则表明，新罕布什州下古生代变质地带的复背斜隆起区和复向斜拗陷区的变质作用 P － T 演化样式不同。Spear ( 1984) 经研究认为，当碰撞造山带由一系列大型构造岩片堆垛所成时，不同岩片的变质作用 P － T 演化过程将不相同，如当深部热的板片逆冲推覆到浅部冷的岩片之上时，则前者的变质作用 P － T 演化途径为降温降压，后者则为增压升温。此外，还应指出，形式类似的 PTt 轨迹也可以出现于不同的构造环境和地球动力学过程。在多数中高温变质地带，其进变质阶段的 PTt 轨迹难以建立，主要依靠变质峰期后这一阶段的 P － T 演化样式来分析构造环境。目前一般认为其 PTt 轨迹可分两大类型: ① 等热减压型 ( Isothermal Decompression，简称 ITD 型) ，认为是顺时针 PTt 轨迹的组分部分，代表碰撞造山带地壳构造增厚的动力学模型; ② 等压冷却型 ( IsobaricCooling，简称 IBC 型) ，是逆时针 PTt 轨迹的组成部分，代表幔源岩浆底侵和地壳垂向增厚的动力学模式。但最近一些研究表明情况绝非如此简单，相反两者均可形成于多种不同构造环境和地球动力学过程，必须结合其他地质作用的特征进行综合分析才能奏效。总之，变质作用特征，尤其是其 P － T 时空演化样式与大地构造环境和地球动力学相联系的研究是变质岩石学现阶段的主导内容之一，这方面虽已取得一系列进展，但还远远没有建立起完善的理论和方法学体系。今后应加强 PTt 轨迹的岩矿反演和热模拟正演的配合，并进一步与区域变质地质学研究相结合，这样才能将变质作用的成因研究真正纳入地球动力学的总体框架之中。
思 考 题
1. 评述变质动力学的概念及其研究意义。
2. 正确理解变质作用 PTt 轨迹的概念，说明它与递进变质带，变质相和相系的不同。
3. 举例说明如何识别矿物之间的平衡共生或转变关系，并确定与之有关的各种变质反应性质。
4. 如何确定一个变质事件中变质结晶 － 变形期次及其时间序列?
5. 确定变质事件全过程各阶段的温压条件有哪些方法? 讨论应用中应注意的问题有哪些?
6. 说明应用变质作用 PTt 轨迹样式探讨大地构造环境的原则和方法。
7. 洋壳板块消减带、陆 － 陆碰撞带和陆壳裂解带的变质作用 PTt 轨迹样式各有何特征?讨论其成因机制。
8. 说明等热减压 ( ITD) 和等压冷却 ( IBC) 过程所反映的不同构造环境。
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