(1)溫度(t)
1.溫度是變質作用的決定性因素
溫度是熱量的表現。長期以來，人們公認熱量是變質作用和變質反應的最終驅動力(Trebear & 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。
溫度的升高有利於吸熱反應(如脫水反應)，溫度的降低導致放熱反應。溫度的升高可以增加活化分子的比例，克服活化能的障礙，大大加快變質反應速率和晶體生長，這是再結晶的決定性因素。溫度升高也會改變巖石的變形行為，從脆性變形變為塑性變形。溫度升高還會影響變質作用，通過脫水脫碳形成變質熱液，作為催化劑、載體和熱媒。此外，溫度升高還會導致部分熔融和混合巖化。
2.變質溫度範圍
變質作用的最低溫度是由成巖作用向變質作用的轉化記錄的(圖20-9)。這個最低溫度值與許多因素有關(如壓力p或深度d、有無流體相、流體相的成分、巖石受溫度支配的時間等。)，而且通常是150 ~ 200℃，但也可以達到350℃以上(Mason，1999)。
圖20-9變質作用的溫度和壓力範圍(根據Miyashiro，1994)
變質作用的高溫界限受變質作用和巖漿作用轉化的限制。然而，如圖20-9所示，在它們之間有壹個寬的P-T過渡區。這是因為熔融溫度不僅與壓力有關，而且強烈地依賴於巖石成分、流體的存在和流體成分。在區域變質的壹般過程中，地殼中廣泛分布的巖石，如花崗巖、泥質巖、玄武巖等，在有水流體存在的情況下，其熔融溫度在600℃~ 750℃之間。而在下地殼和上地幔，在沒有水流體的情況下可能發生熔融，熔融溫度遠高於有水流體的情況(圖20-9)。變質巖礦物組合推斷的最高區域變質溫度約為1100℃(哈雷，1998)。上限超基性巖的幹實線在1200 ~ 2000℃之間(Mason，1999)。
3.地熱梯度
由於地球內部熱流的存在，地球內部的溫度隨著深度的增加而升高。溫度隨深度的變化率(增加率)稱為地溫梯度，單位為℃/km。熱源主要是地幔熱對流、地殼中放射性元素轉化產生的輻射熱和巖漿熱(Condie，1982)。變形產生的摩擦熱可能在局部地區具有重要意義，但其在大規模變質作用中的作用尚未得到證實。地球上不同的地方熱流是不壹樣的:因為俯沖帶的冷板向下俯沖，熱流值最低。根據俯沖帶變質作用的研究，可以推斷最低地溫梯度為5℃/km。而在大洋中脊上，由於大量地幔物質上湧，具有異常高的熱流值。意大利利古裏亞變質巖的礦物學研究表明，洋底變質地熱梯度可高達900 ~ 1300℃/km。
4.傳熱方式
熱量是傳遞能量。可以清楚地看到，熱量從高溫區流向低溫區，或者就地球而言，熱量從內部流向表面。壹般來說，熱量傳遞的方式包括傳導、輻射和對流(Press &Siever，1986)。
◎熱傳導:熱能以原子振動的形式存在於固體中。振動強度決定溫度。當熱擾動的原子和分子相互推動時，發生熱傳導，機械振動從熱區轉移到冷區(圖20-10)。單位時間內兩點間的傳熱量與單位距離的溫差和導熱性能成正比。導熱系數因物質而異，是對物質導熱系數的壹種度量。巖石是很差的導熱體，導熱系數很小，這也是地下水管不會結冰的原因，也是地下拱頂接近常溫的原因，不像地表的季節性溫度變化。厚度為100m的熔巖流冷卻大約需要300年。400公裏厚的巖板壹側的熱量從另壹側流出大約需要50億年。另外，如果地球只靠傳導降溫，熱量是無法從400km以上的深度到達地表的！因此，雖然目前的變質作用熱模擬(包括後面要討論的P-T-t-T軌跡)大多假設熱傳導是地殼或巖石圈的熱傳播方式，但並不普遍適用。
圖20-10示出了通過固體的熱傳導流動的示意圖(根據Press & Siever，1986)。
◎熱輻射:當壹種物質熱到像燃燒的撥火棍壹樣流動時，熱量可以通過輻射傳播。大多數輻射熱在近紅外和可見光譜區以電磁波的形式輻射。在某些材料中，這種輻射傳輸可能是比傳導更有效的過程，但輻射熱損失可能不如傳導損失重要，因為地球中的礦物是不透明的。但是，來自太陽的輻射熱對地表外力的地質作用具有重要意義。
◎熱對流:20世紀英國最偉大的物理學家之壹瑞利勛爵發現，在圖20-11所示的條件下，熱的下表面和冷的上表面之間的流體會發生對流。對流是通過物質運動傳遞熱量的壹種方式。巨大的溫差和高熱膨脹系數導致對流。因為膨脹的物質較輕，它傾向於上升，取代了下沈的冷的較重的物質。增加冷熱界面之間的距離也會促進對流。粘度和高導熱率抑制了對流。高導熱率會讓熱傳遞更有效率，所以對流在某種意義上就不那麽“必要”了。
稱為對流的現象(圖20-11)相當普遍，可以在壹壺快速加熱的水中看到。由於液體導熱差，如果對流不能快速散熱，壹壺水要加熱到沸點需要很長時間。當煙囪冒煙時，或者當煙升起時，或者當積雲在炎熱的天氣中形成時，對流就發生了。所有這些對流的例子都是由熱流體(液體或氣體)膨脹和上升的事實所支配的，因為熱流體比周圍較冷較重的物質輕。這樣，熱量通過移動的熱物質迅速向上傳遞，而不是通過傳導緩慢傳遞。冷的物質流動取代提升的流體，然後被加熱提升繼續這個循環。圖20-11所示的上升熱流體和下降冷流體的規則流動循環稱為對流胞。
毫無疑問，熱傳導是地球內部熱量傳遞的重要方式，但與對流，尤其是地幔軟流圈的熱對流相比，它可能會“黯然失色”。熱對流不僅是地幔中的壹種熱傳遞(通過物質的運動傳遞熱量)，也是地幔中物質的壹種運動過程(由物質內部的密度差或溫差驅動)，是向地球表面輸送能量、動量和物質的有效方式。它被認為是地球演化最可能的驅動因素，內部對流熱流引起構造現象(板塊構造、造山運動和地震)、巖漿活動和變質作用。到目前為止，已經提出了許多對流方案，其中最著名的是霍爾姆斯(1928)和格裏戈斯(1939)的地幔對流驅動的大陸漂移模型和丸山(1994)的超級地幔柱模型。
圖20-11壹個常見的對流例子是在咖啡壺中加熱水。
(2)壓力(P)
1.基本概念
壓力的SI單位為Pa(常見壓力單位的換算關系為1GPA = 109Pa，1Bar = 105Pa，1 kbar = 103 bar = 0.1 GPA)。熱力學壓力是各向同性的靜水壓力，影響礦物相平衡。壓力的增加有利於體積的減小和高密度礦物組合的形成。
地下變質環境中存在三種壓力:載荷壓力或巖石靜壓力、定向壓力和流體壓力。荷載壓力P1來自上覆巖柱，方向壓力來自構造運動，流體壓力來自粒間孔隙流體。為簡單起見，它們對總壓力P的貢獻用地下壹定深度處單位巖石的垂直剖面圖來表示(圖20-12a)。
圖20-12作用於單位巖石的不同壓力類型示意圖(根據Yardley，1989)
地下壹定深度處巖石的應力狀態如圖20-12A所示，包括垂直主應力(垂直正應力)σA和水平側向正應力σ b..無構造作用時，σ a = σ b =上覆單位巖柱重量，即為荷載壓力P1。因此，荷載壓力為各向同性靜水壓力，其大小等於上覆單位巖柱的重量，即P1 = ρ GD，其中ρ為巖石密度(g/cm3)，g為重力加速度(取9.81m/s2)，d為深度(m)。
當巖石受到來自構造運動的定向壓力時，其應力狀態在某壹剖面上仍可用垂直直應力σA和水平直應力σB表示，但σ a ≠ σA≠σB .總應力狀態可視為包括兩部分:壹部分是平均應力σm(平均應力)，σ m = (σ a+σ b)/2，這是壹種靜水壓力，引起物體的體積變化，即影響礦物相平衡；另壹部分是偏應力，是壹種非靜水壓力，與(σ a-σ b)的應力差有關。兩個主偏應力的大小為σ a = σ a-σ m = (σ a-σ b)/2，σ b = σ b-σ m =-(σ a-σ b)/2。偏心應力引起巖石變形，但壹般不影響相平衡。
平均應力與載荷壓力之差稱為構造超壓，是構造對總壓力的貢獻。但構造超壓的大小受巖石強度的限制，而巖石強度本身又因成分、溫度、變形速率等因素而變化。由於變質作用發生在高溫下，巖石的強度通常不大，所以構造超壓通常較小，在正常變質條件下小於0.1GPa(宮城，1994)。
在變質作用的P-T條件下，巖石往往含有流體相，流體相充滿孔隙，沿晶界分布。如圖20-12b所示，載荷壓力P1作用在礦物顆粒的邊界上，使顆粒粘結在壹起。而流體壓力Pf作用在顆粒表面，與P1的作用相反，有分離顆粒的傾向。流體壓力Pf可以由於溫度的增加、流體體積的膨脹或由於去除H2O和CO2的反應而導致的流體體積的增加而增加。當它增加到等於P1的值時(即與負載壓力平衡)，Pf進壹步增加，通常流體會從顆粒間隙擴散開以維持這種平衡。但如果系統高度封閉，難以擴散，就會造成局部PF > P1，這種差異稱為流體超壓，顯然會導致粒子分離和破裂。因此，流體超壓也受巖石強度的限制，在變質條件下最多不超過0.1GPa。
從上面的討論可以看出，總壓力P = P 1+構造超壓+流體超壓。但由於構造超壓和流體超壓相對較小，在大多數變質作用情況下，我們可以假設P≈Pl≈Pf。當然，在這個假設的基礎上，根據礦物組合估算的壓力會表示最大深度。實際深度有時可能小於3km(約0.1GPa)甚至更多。
2.變質壓力範圍
從地表向下，壓力以0.029GPa/km的速度隨深度增加。穩定陸殼的平均厚度為35公裏，其底部壓力約為65438±0 GPA。現代和新生代造山帶中觀測到的大陸地殼最大厚度約為70km，其底部壓力約為2.0GPa，根據地質壓力計，現今地表出露的大部分變質巖在0.1 ~ 1.0 GPA的壓力下結晶，深度為3 ~ 35 km。在較淺的深度，溫度通常太低，不會導致結晶。變質作用在更深的地方必然是廣泛的，但形成的變質巖很難被擡出地表。這也是傳統變質作用概念將變質作用限制在地殼35公裏以內深度的原因。
然而，壹些在俯沖帶或大陸碰撞帶及其附近變質的巖石似乎是在100km或更深的地幔深度結晶的。指示這種超高壓條件的礦物是柯石英(Coe)和金剛石(Dia)，它們在大約3.0GPa以上的壓力下是穩定的(見圖20-9)。變質巖中的柯石英首次發現於西阿爾卑斯山(肖邦，1984；Smith，1984)，在哈薩克斯坦首次發現變質巖中的金剛石(Sobolev & Shatsky，1990)。後來柯石英(奧凱等人，1989；王等，1989)和鉆石(徐書同等，1994)。這給地質學帶來了壹場革命。Schreyer(1988)曾評論“超高壓變質作用(柯石英的出現)是大陸地殼巖石俯沖入地幔的巖石學證據”。
(3)流體成分(X)
含H2O礦物(雲母、閃石等)的存在。)，變質巖中的碳酸鹽礦物及其包裹體，尤其是流體包裹體，是變質作用過程中流體相存在的直接證據。早先由於高級變質麻粒巖的無水礦物組合，人們認為下地殼缺乏流體。但近30年來對變質巖和上地幔巖石中流體包裹體的研究證明，即使在麻粒巖和地幔巖石中，流體也廣泛存在(許，1991，1998；鄭建平和盧鳳祥，1994)。總的來說，在上地殼中淺變質巖中，流體成分主要是揮發性的H2O、CO2和CH4，還有少量的N2和H2S，H2O/CO2比值變化較大。下地殼和上地幔巖石中的麻粒巖相變質巖流體主要是CO2，還有少量的H2O、H2S和CH4。因此，對於整個巖石圈來說，H2O和CO2是流體中最重要的成分，可以近似地認為是由H2O和CO2組成的流體相。
變質作用的P-T條件通常大於臨界點，所以流體相處於超臨界狀態。在這種狀態下，液體和氣體是無法區分的。如圖20-13所示，不同成分的流體在300 ~ 400℃以上可以完全互溶。因此，在通常的P-T變質條件下，流體相是均勻的。不同的成分(H2O、二氧化碳)會相互稀釋。當濃度用摩爾分數表示時，xh+xco = 1。這個表達式可以近似地表達巖石圈中的流體成分。
圖20-13在0.05 GPA (1)和0.1GPa(2)下流體不混溶隨溫度降低的示意圖(根據Marakushev，1991)。
變質作用涉及大量涉及流體相的反應，如脫水反應和脫碳反應。流體的成分對這些反應有很大的影響。根據化學平衡的濃度定律，如果系統中某壹物質的濃度增加，反應就會向其濃度減少的方向進行。因此，對於脫水脫碳來說，流體的xH增加(即xCO減少)，反應會朝著xH減少，xCO增加的方向進行，即阻礙脫水，促進脫碳。提高脫水反應溫度，降低脫碳反應溫度。相反，增加xCO(降低xH會促進脫水，阻礙脫碳)會降低脫水溫度，提高脫碳溫度。
除揮發分外，造巖組分如K、Na、Ca、Si和成礦組分如Fe、Cu和Ag也溶解在流體中。在開放系統條件下，巖石中的元素在流體的作用下被帶入並與環境進行交換，導致巖石化學成分的變化，形成礦床。因此，流體促進交代和礦化。
流體作為變質作用重要因素的另壹個方面是流體作為催化劑可以大大提高變質反應(包括交代反應)的速率。在沒有流體的幹燥系統中，反應很難發生或完成。
從圖20-9可以看出，流體大大降低了巖石的熔點，從而促進了混合巖化作用。
變質作用過程中的流體主要有以下來源:(1)原巖中的流體，主要是沈積巖中的孔隙流體，在埋藏變質中起重要作用；(2)海水在海底變質和俯沖帶變質中起重要作用；(3)變質流體廣泛存在於各種變質環境中，來源於變質作用過程中的除液反應；(4)巖漿流體在接觸變質和交代變質中起重要作用；(5)深源流體，主要來自地幔出氣，是高級變質流體相的主要來源。
(4)時間(t)
變質作用的時間因素通常從兩個角度理解:壹是變質作用的地質時代，即不同時代變質作用的特征不同，這是由地球發展的方向性和不可逆性決定的。比如太古宙地溫梯度遠高於現今地溫梯度，缺乏高P/T比(即高壓)變質作用；第二個是壹個變質作用從頭到尾經歷的時間，即P-T-t-T軌跡中的T。不同時期變質作用的特征不同，下面進壹步闡述。
還有兩個與時間相關的重要概念:壹個是反應速率，壹個是應變速率。
反應速率是反應進程隨時間變化的速率。變質外部條件的變化率小於變質反應的變化率時，變質反應才能進行，這顯然對變質結晶具有重要意義。
應變率是應變隨時間的變化率。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。比如應時→柯石英的反應，正常情況下在2.5 GPa的壓力下就可以實現，但在沖擊變質的高應變率條件下(French，2003)要25 ~ 40 GPA才能實現，大於正常情況下形成應時的壓力。