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変成作用とは、既存の岩石（原岩）が異なる鉱物組成または組織を持つ岩石に変化する現象です。変成作用は通常、 150 °C (300 °F)を超える温度で起こり、多くの場合、高圧または化学的に活性な流体の存在下でも起こりますが、岩石は変成の間、ほとんど固体のままです。[ 1 ]変成作用は、地球の表面またはすぐ下で起こる変化である風化作用や続成作用とは異なります。 [ 2 ]
変成作用には、広域変成作用、接触変成作用、熱水変成作用、衝撃変成作用、動的変成作用など、さまざまな形態が存在する。これらの変成作用は、発生する際の特徴的な温度、圧力、速度、および反応性流体の関与の程度によって異なる。圧力と温度が上昇する条件下で起こる変成作用は順行変成作用として知られ、温度と圧力が低下する条件下で起こる変成作用は逆行変成作用として知られている。
変成岩石学とは、変成作用を研究する学問である。変成岩石学者は、変成作用の過程を理解するために、統計力学と実験岩石学に大きく依存している。
変成作用とは、既存の岩石が高温下で物理的または化学的に変化する一連の過程であり、実際に大きく溶融することはない。変成岩の形成における加熱の重要性は、近代地質学の父と称されることもあるスコットランドの先駆的な博物学者、ジェームズ・ハットンによって初めて認識された。ハットンは1795年に、スコットランド高地の岩層の一部はもともと堆積岩であったが、高温によって変成したと記している。[ 3 ]
ハットンはまた、変成作用において圧力が重要であると推測した。この仮説は彼の友人であるジェームズ・ホールによって検証された。ホールは、大砲の砲身で作った即席の圧力容器にチョークを封入し、鉄鋳造炉で加熱した。ホールは、チョークを屋外で加熱して通常生成される生石灰ではなく、大理石に非常によく似た物質が生成されることを発見した。フランスの地質学者はその後、埋没した岩石中の流体の循環であるメタソマティズムを、変成作用を引き起こすプロセスのリストに追加した。しかし、変成作用はメタソマティズムなしでも（等化学的変成作用）、あるいは圧力が比較的低い数百メートルの深さでも起こり得る（例えば、接触変成作用の場合）。[ 3 ]
岩石は、熱によって原子結合が切断され、原子が自由に移動して他の原子と新しい結合を形成するため、溶融せずに変質することがあります。鉱物粒子の間に存在する間隙流体は、原子が交換される重要な媒体です。[ 4 ]これにより、既存の鉱物の再結晶化、または異なる結晶構造や化学組成を持つ新しい鉱物の結晶化（新結晶化）が可能になります。 [ 1 ]この変質により、原岩中の鉱物は、変成作用が起こる圧力と温度の条件下でより安定な（化学平衡に近い）形態に変化します。 [ 5 ] [ 6 ]
変成作用は一般的に100 ～ 200 °C (212 ～ 392 °F)の温度で始まると考えられています。これは、圧縮と岩石化による続成作用の変化を除外し、その結果、堆積岩が形成されます。[ 7 ]変成条件の上限は岩石の固相線にあり、これは岩石が溶け始める温度です。この時点で、プロセスは火成プロセスになります。[ 8 ]固相線温度は、岩石の組成、圧力、および岩石が水で飽和しているかどうかに依存します。典型的な固相線温度は、数百メガパスカル(MPa) の圧力での湿った花崗岩の650 °C (1,202 °F) [ 9 ]から、大気圧での湿った玄武岩の約1,080 °C (1,980 °F)までです。[ 10 ]ミグマタイトは、この上限で形成された岩石であり、溶融し始めたが難溶性残渣から完全に分離していない物質の塊や脈を含んでいる。[ 11 ]
変成作用は、地表付近の圧力（接触変成作用の場合）から16kbar（1600MPa）を超える圧力まで、ほぼあらゆる圧力で起こり得る。 [ 12 ]
変成作用の過程で岩石中の結晶粒の大きさや向きが変化することを再結晶化と呼びます。例えば、堆積岩である石灰岩や白亜岩中の小さな方解石結晶は、変成岩である大理石中ではより大きな結晶に変化します。[ 13 ]変成砂岩では、元の石英砂粒の再結晶化によって、メタ石英岩としても知られる非常に緻密な珪岩が形成され、その中ではしばしばより大きな石英結晶が互いに絡み合っています。[ 14 ]高温と高圧の両方が再結晶化に寄与します。高温は固体結晶中の原子やイオンの移動を可能にし、それによって結晶を再編成します。一方、高圧は岩石中の結晶が接触点で溶解し（圧力溶解）、間隙空間に再沈着します。[ 15 ]
再結晶化の過程では、鉱物の正体は変化せず、組織のみが変化する。再結晶化は一般的に、温度がケルビン尺度で鉱物の融点の半分を超えると始まる。[ 16 ]
圧力溶解は続成作用（堆積物が堆積岩に固化する過程）中に始まりますが、変成作用の初期段階で完了します。砂岩の原岩の場合、続成作用と変成作用の境界線は、歪んだ石英粒子が歪みのない新しい小さな石英粒子に置き換わり始め、偏光顕微鏡で薄片を観察すると識別できるモルタル組織が形成される時点に置くことができます。変成作用の度合いが増すにつれて、さらに再結晶化が進み、三重点で多角形の粒子が出会う泡状組織が形成され、その後、粗大で不規則な粒子（斑状結晶を含む）が特徴的な斑状組織が形成されます。[ 17 ]
変成岩は、一般的に、形成元の原岩よりも結晶が粗い。結晶内部の原子は、隣接する原子の安定した配置に囲まれている。結晶表面ではこれが部分的に欠落しており、表面エネルギーが生じ、表面が熱力学的に不安定になる。より粗い結晶への再結晶化は表面積を減少させ、表面エネルギーを最小限に抑える。[ 18 ]
変成作用では粒が粗大化するのが一般的ですが、激しく変形した岩石は、マイロナイトと呼ばれる細粒岩として再結晶化することで歪みエネルギーを解消することがあります。石英、炭酸塩鉱物、またはカンラン石を多く含む岩石など、特定の種類の岩石は特にマイロナイトを形成しやすい一方、長石とガーネットはマイロナイト化に抵抗性があります。[ 19 ]
相変化変成作用とは、原岩の鉱物と同じ化学式を持つ新しい鉱物が生成される現象です。これには結晶中の原子の再配列が伴います。例として、ケイ酸アルミニウム鉱物であるカヤナイト、アンダルサイト、シリマナイトが挙げられます。これら3つはすべて同じ組成、Al 2 SiO 5を持っています。カヤナイトは地表の条件下では安定しています。しかし、大気圧下では、カヤナイトは約190 °C (374 °F)の温度でアンダルサイトに変化します。アンダルサイトは、温度が約800 °C (1,470 °F)に達するとシリマナイトに変化します。約 4 kbar (400 MPa) を超える圧力では、温度の上昇に伴い、カヤナイトは直接シリマナイトに変化します。[ 20 ]同様の相変化は方解石とアラゴナイトの間でも見られることがあり、高圧と比較的低温で方解石がアラゴナイトに変化する。[ 21 ]
新結晶化とは、原岩とは異なる新しい鉱物結晶が生成される過程である。化学反応によって原岩の鉱物が分解され、新しい鉱物が生成される。これは、固体結晶を通して原子が拡散することもあるため、非常にゆっくりとしたプロセスである。[ 22 ]
新結晶化反応の一例として、高圧高温下でのファヤライトと斜長石の反応によるガーネットの形成が挙げられる。反応式は以下の通りである。[ 23 ]
鉱物が溶融することなく、多くの複雑な高温反応が鉱物間で起こり、生成された各鉱物集合体は、変成作用時の温度と圧力の手がかりを与えてくれる。これらの反応は、高温での原子の急速な拡散によって可能になる。鉱物粒子間の間隙流体は、原子が交換される重要な媒体となり得る。[ 4 ]
特に重要な新結晶化反応のグループには、水や二酸化炭素などの揮発性物質を放出する反応がある。沈み込み帯で玄武岩がエクロジャイトに変成する過程で、含水鉱物が分解し、大量の水が生成される。[ 24 ]水は上層のマントルに上昇し、そこでマントル岩の融解温度を下げ、フラックス融解によってマグマを生成する。[ 25 ]マントル由来のマグマは最終的に地表に到達し、火山噴火を引き起こす。結果として生じる弧状火山は、含水量が多いため非常に爆発的であり、危険な噴火を起こす傾向がある。[ 26 ]
水を放出する脱水反応の例としては、次のものがあります。 [ 27 ]
脱炭酸反応の例は次のとおりです。[ 28 ]
塑性変形では、原岩に圧力が加えられ、せん断または曲げは起こるが、破壊は起こらない。これが起こるためには、脆性破壊が起こらないほど十分に高い温度でなければならないが、結晶の拡散が起こるほど高くあってはならない。[ 22 ] 圧力溶解と同様に、塑性変形の初期段階は続成作用中に始まる。[ 29 ]
広域変成作用は、地球の地殻の広範囲に影響を与える変成作用の総称です。[ 30 ]これは、造山帯（造山運動が行われている地域）で起こる動的熱変成作用を指すことが最も多いですが、 [ 31 ]沈降盆地で岩石が地表から深いところに埋没することによって生じる埋没変成作用も含まれます。 [ 32 ] [ 33 ]
多くの地質学者にとって、広域変成作用は実質的に動的熱変成作用と同義である。[ 30 ]この変成作用は、2 つの大陸プレートまたは大陸プレートと島弧が衝突する収束型プレート境界で発生する。衝突帯は造山帯と呼ばれる山脈の形成帯となる。造山帯は、地殻の厚化を特徴とし、その過程で深く埋没した地殻岩石は高温高圧にさらされ、激しく変形する。[ 33 ] [ 34 ]その後の山脈の侵食により、造山帯の根元が広範囲にわたる変成岩の露頭として露出し、 [ 35 ]山脈の特徴となる。[ 33 ]
このような環境で形成された変成岩は、よく発達した葉理を示す傾向がある。[ 33 ]葉理は、変成作用中に岩石が一軸に沿って短縮されるときに形成される。これにより、雲母や緑泥石などの板状鉱物の結晶が回転し、その短軸が短縮方向と平行になる。その結果、縞模様、つまり葉理のある岩石が形成され、その縞模様は、それを形成した鉱物の色を示す。葉理のある岩石は、しばしば劈開面を発達させる。 スレートは、頁岩から形成された葉理のある変成岩の一例であり、通常、スレートを薄い板状に割ることができるよく発達した劈開を示す。[ 36 ]
発達する葉理の種類は変成度によって決まります。たとえば、泥岩から始めると、温度の上昇に伴って次のシーケンスが発達します。泥岩はまず粘板岩に変化します。粘板岩は非常に細かい粒状で葉理のある変成岩であり、非常に低度の変成作用の特徴です。次に粘板岩は千枚岩に変化します。千枚岩は細かい粒状で、低度の変成作用の地域で見られます。片岩は中粒から粗粒で、中度の変成作用の地域で見られます。高度の変成作用は岩石を片麻岩に変化させます。片麻岩は粗粒から非常に粗粒です。[ 37 ]
あらゆる方向から均一な圧力を受けた岩石、あるいは特徴的な成長様式を持つ鉱物を含まない岩石は、葉理構造を示さない。大理石は板状鉱物を含まず、一般的に葉理構造を示さないため、彫刻や建築材料として利用できる。
衝突造山運動は海洋地殻の沈み込みに先行する。 [ 38 ]沈み込み帯で沈み込むスラブ内部の条件は、対になった変成帯によって特徴づけられる独自の地域変成作用を生み出す。[ 39 ]
ジョージ・バローによるスコットランド高地の広域変成作用に関する先駆的な研究は、一部の広域変成作用が、変成度が増す明確な地図化可能なゾーンを生み出すことを示した。このバロー変成作用は、世界で最もよく知られている変成系列である。しかし、バロー変成作用は泥岩またはシルト岩から形成された泥質岩に特有のものであり、泥質岩の中でも唯一無二のものではない。スコットランド北東部の別の系列は、バロー変成作用よりも低い圧力で起こったブカン変成作用を定義している。[ 40 ]
埋没変成作用は、沈降盆地で岩石が地表下の深いところに埋没することによって起こります。[ 33 ]ここでは、岩石は高温にさらされ、上にある岩石層の膨大な重量によって大きな圧力を受けます。埋没変成作用は、低変成度の岩石を生成する傾向があります。これは、動的熱変成作用に特徴的な変形や褶曲の影響を全く示しません。[ 41 ]
埋没変成作用によって形成された変成岩の例としては、北米大陸中央リフトシステムのスー石英岩[ 42 ]やオーストラリアのハマーズリー盆地の岩石[ 43 ]などが挙げられる。
接触変成作用は、通常、マグマがより低温の母岩に貫入することによって生じる温度上昇の結果として、貫入火成岩の周囲で発生します。接触変成作用の影響が現れる貫入岩の周囲の領域は、変成変成帯[ 44 ]、接触変成帯、または単に変成帯[ 45 ]と呼ばれます。接触変成岩は通常、ホルンフェルスとして知られています。接触変成作用によって形成された岩石は、強い変形の兆候を示さないことがあり、多くの場合、粒度が細かく[ 46 ] [ 47 ]、非常に丈夫です[ 48 ] 。リンカーン記念館の外壁やアーリントン国立墓地の無名戦士の墓に使用されているユール大理石は、接触変成作用によって形成されました[ 49 ] 。
接触変成作用は貫入岩体の近傍でより大きく、接触部からの距離とともに減少する。[ 50 ]変成帯の大きさは、貫入岩体の熱、その大きさ、および壁岩との温度差に依存する。岩脈は一般的に変成作用が最小限の小さな変成帯を持ち、周囲の岩石に岩脈の厚さの 1 つまたは 2 つ分以上は伸びないが、[ 51 ]バソリスの周囲の変成帯は数キロメートルの幅に達することがある。[ 52 ] [ 53 ]
変成帯の変成度は、変成帯で形成されるピーク変成鉱物によって測定されます。これは通常、泥質岩またはアルミノケイ酸塩岩の変成温度と、それらが形成する鉱物に関連しています。浅い深度での変成帯の変成度は、形成温度の昇順で、アルバイト-緑簾石ホルンフェルス、角閃石ホルンフェルス、輝石ホルンフェルス、珪線石ホルンフェルスです。ただし、アルバイト-緑簾石ホルンフェルスは、最も低い温度の変成度であるにもかかわらず、形成されないことがよくあります。[ 54 ]
貫入岩から来るマグマ流体も変成反応に関与する可能性がある。マグマ流体が大量に加わると、影響を受ける岩石の化学組成が大きく変化する。この場合、変成作用は交代作用へと移行する。貫入岩が炭酸塩に富む場合、結果としてスカルンが形成される。[ 55 ]冷却中の花崗岩に残るフッ素に富むマグマ水は、花崗岩の接触部内およびその近傍にグライゼンを形成することが多い。 [ 56 ]交代作用によって変質した変質帯は、金属鉱石鉱物の沈殿を局所化することができ、そのため経済的に興味深い。[ 57 ] [ 58 ]
フェニタイゼーション、またはNaメタソマティズムは、メタソマティズムを伴う接触変成作用の独特な形態です。これは、炭酸塩に富みシリカが少ない、カーボナタイトと呼ばれる珍しいタイプのマグマの貫入の周囲で発生します。冷却中のカーボナタイトマグマは固化する際にナトリウムに富む高アルカリ性の流体を放出し、高温で反応性の高い流体が接触変成帯の鉱物成分の大部分をナトリウムに富む鉱物に置き換えます。[ 59 ]
熱水変成作用は、岩石と組成が変化する高温流体との相互作用の結果である。既存の岩石と侵入する流体との組成の違いが、一連の変成作用と交代作用を引き起こす。熱水流体は、マグマ性（貫入マグマに由来）、循環する地下水、または海水である可能性がある。 [ 33 ]海底玄武岩中の熱水流体の対流循環は、拡大中心やその他の海底火山域に隣接する広範囲の熱水変成作用を引き起こす。流体は最終的に、ブラックスモーカーとして知られる海底の噴出口から噴出する。 [ 62 ]この熱水変質のパターンは、貴重な金属鉱石の鉱床を探す際のガイドとして使用される。 [ 63 ]
衝撃変成作用は、地球外天体（例えば隕石）が地球の表面に衝突したときに起こります。したがって、衝撃変成作用は超高圧条件と低温を特徴とします。結果として生じる鉱物（ SiO₂の多形であるコーサイトやスティショバイトなど）や組織は、これらの条件を特徴づけるものです。[ 64 ]
動的変成作用は、断層帯などの高歪みゾーンに関連しています。[ 33 ]これらの環境では、岩石の変質において、化学反応よりも機械的変形の方が重要です。岩石中に存在する鉱物は、しばしば化学平衡の状態を反映しておらず、動的変成作用によって生じる組織は、鉱物組成よりも重要です。[ 65 ]
岩石が機械的に変形するメカニズムは3 つあります。それは、カタクラシス（鉱物粒子の破砕と回転による岩石の変形）[ 66 ]、個々の鉱物結晶の塑性変形、拡散過程による個々の原子の移動です。[ 67 ]動的変成帯の組織は、形成された深さに依存します。温度と拘束圧力によって、支配的な変形メカニズムが決まるからです。[ 68 ]
最も浅い深度では、断層帯は断層ガウジや断層角礫岩など、さまざまな種類の未固結の破砕岩で満たされます。より深い深度では、これらは破砕角礫岩などの固結した破砕岩に置き換わります。破砕角礫岩では、より大きな岩片が方解石や石英によって固められています。約5 キロメートル (3.1マイル)より深い深度では、破砕岩が現れます。これらは、高温でのみ形成される、砕かれた岩片が火打石質の基質中に存在する非常に硬い岩石です。さらに深い深度では、温度が300 °C (572 °F)を超えると、塑性変形が支配的になり、断層帯はマイロナイトで構成されます。マイロナイトは、ほとんどの破砕岩には見られない強い葉理によって特徴付けられます。[ 69 ]また、周囲の岩石よりも粒径が細かいことでも区別されます。[ 70 ]
カタクラサイトは、粒子の脆性破壊だけでなく、塑性変形や再結晶によっても形成されるという証拠がかなりあり、岩石はその過程で完全に凝集力を失うことはないかもしれない。異なる鉱物は異なる温度で延性を示し、石英は最初に延性を示す鉱物の一つであり、異なる鉱物で構成された剪断岩は、塑性変形と脆性破壊の両方を同時に示す可能性がある。[ 71 ]
ひずみ速度も岩石の変形の仕方に影響を与える。中下部地殻では、低いひずみ速度（10 −14秒未満）では延性変形が起こりやすいが、高いひずみ速度では脆性変形が起こる可能性がある。最も高いひずみ速度では、岩石が非常に強く加熱されて一時的に溶融し、擬似タキライトと呼ばれるガラス質の岩石を形成することがある。[ 72 ] [ 73 ]擬似タキライトは、グラニュライトなどの乾燥した岩石に限定されているようだ。[ 74 ]
変成岩は、岩石自体の特性から原岩を特定できる場合は、原岩によって分類されます。たとえば、変成岩の調査で原岩が玄武岩であることが判明した場合、それはメタ玄武岩と呼ばれます。原岩を特定できない場合は、岩石は鉱物組成または葉理の程度によって分類されます。[ 75 ] [ 76 ] [ 77 ]
変成度は、変成作用の量または程度を示す非公式な指標である。[ 78 ]
バロビアン系列（ジョージ・バロウがスコットランドの漸進的変成帯で記述したもの）では、泥質（頁岩質、アルミナ質）起源の岩石中に現れる主要鉱物の出現に基づいて、鉱物組成によって変成度が分類される。
低グレード ------------------- 中グレード --------------------- 高グレード
変成相とは、変成作用中に特定の温度と圧力の範囲で平衡状態にあった主要鉱物の集合体を持つ、識別可能なテレーンまたはゾーンのことである。これらの相は、玄武岩からその相の条件下で形成された変成岩にちなんで名付けられている。[ 79 ]
特定の鉱物集合は、その原岩の組成に多少依存するため、（例えば）大理石の角閃岩相は、ペライトの角閃岩相と同一ではありません。しかし、相は、可能な限り幅広い組成の変成岩を特定の相に分類できるように定義されています。現在の変成相の定義は、主に1921年のフィンランドの地質学者ペンティ・エスコラの研究に基づいており、その後の実験的研究に基づいて改良されています。エスコラは、イギリスの地質学者ジョージ・バローが先駆的に提唱した、指標鉱物に基づく帯状区分法を利用しました。[ 12 ]
変成岩を原岩、鉱物モード、または組織に基づいて分類する場合、変成相は通常考慮されません。しかし、いくつかの変成相は非常に特徴的な岩石を生成するため、より正確な分類が不可能な場合は、岩石に相名が使用されます。主な例は角閃岩とエクロジャイトです。英国地質調査所は、グラニュライト相に変成した岩石の分類としてグラニュライトを使用することを強く推奨していません。代わりに、そのような岩石はグラノフェルスとして分類されることがよくあります。[ 76 ]ただし、これは普遍的に受け入れられているわけではありません。[ 77 ]
詳細は図を参照してください。
変成作用はさらに順行変成作用と逆行変成作用に分けられます。順行変成作用は、温度と（通常は）圧力条件の上昇に伴う鉱物集合体（共生）の変化を伴います。これらは固体状態の脱水反応であり、水や二酸化炭素などの揮発性物質の損失を伴います。順行変成作用の結果、岩石は経験した最大圧力と温度の特徴を示します。変成岩は通常、地表に戻された後、それ以上の変化を受けません。[ 80 ]
逆行変成作用とは、温度（および通常は圧力）の低下に伴う再揮発によって岩石が再構成される過程であり、順行変成作用で形成された鉱物集合体が、より穏やかな条件下でより安定なものへと変化する。これは比較的まれなプロセスである。なぜなら、順行変成作用中に生成された揮発性物質は通常岩石から移動し、冷却中に岩石と再結合することができないからである。岩石の亀裂が地下水が冷却中の岩石に流入する経路となる場合、局所的な逆行変成作用が発生することがある。[ 80 ]
変成作用は、原岩を熱力学的平衡、つまり最大の安定性の状態に近づけるように作用します。たとえば、せん断応力（非流体力学的応力）は熱力学的平衡とは相容れないため、せん断された岩石はせん断応力を緩和するような変形を起こします。 [ 81 ]特定の組成の岩石にとって最も安定した鉱物の組み合わせは、ギブズ自由エネルギーを最小化するものです。[ 82 ]
どこ：
言い換えれば、変成反応は、原岩の全ギブズ自由エネルギーを低下させる場合にのみ起こる。より粗い結晶への再結晶化は、表面エネルギーを低下させることでギブズ自由エネルギーを低下させるが、[ 18 ]相変化と新結晶化はバルクギブズ自由エネルギーを低下させる。反応は、反応物のギブズ自由エネルギーが生成物のギブズ自由エネルギーよりも大きくなる温度と圧力で始まる。[ 83 ]
鉱物相は、一般的に内部エネルギーが低いほど安定であり、これは原子間の結合がより強いことを反映しています。密度が高い相（モル体積Vが低いことで表される）は高圧下でより安定であり、一方、構造の秩序が低い鉱物（エントロピーSが高いことで表される）は高温下でより安定です。したがって、アンダルサイトはアルミニウムケイ酸塩多形の中で最も密度が低いため、低圧下でのみ安定であり、一方、シリマナイトは構造の秩序が最も低いため、高温下で安定な形態です。[ 84 ]
特定の温度と圧力における特定の鉱物のギブズ自由エネルギーは、さまざまな解析式で表すことができます。これらは、実験的に測定された特性と鉱物集合体の相境界に基づいて較正されます。特定の温度と圧力における岩石の特定のバルク組成の平衡鉱物集合体は、コンピュータで計算できます。[ 85 ] [ 86 ]
しかし、平衡鉱物集合体をさまざまな種類の図を使用して表現することは非常に有用な場合が多い。[ 87 ]これらには、岩石成因グリッド[ 88 ] [ 89 ]や適合性図（組成相図）[ 90 ] [ 91 ]が含まれる。
岩石生成グリッドは、特定の岩石組成に対する圧力と温度の条件下で実験的に得られた変成反応をプロットした地質学的相図です。これにより、変成岩石学者は岩石が変成する圧力と温度の条件を決定できます。 [ 88 ] [ 89 ]図に示すAl2SiO5ネソケイ酸塩相図は、アルミニウム(Al)、ケイ素(Si)、酸素(O)のみで構成される岩石に対する非常に単純な岩石生成グリッドです。岩石が異なる温度と圧力を受けると、与えられた 3 つの 多形鉱物のいずれかになります。[ 84 ]複数の相を含む岩石の場合、多くの相変化の境界をプロットできますが、岩石生成グリッドはすぐに複雑になります。たとえば、岩石生成グリッドには、ケイ酸アルミニウムの相転移と、ケイ酸アルミニウムとカリ長石から白雲母と石英への転移の両方が表示される場合があります。[ 92 ]
岩石成因図は、温度と圧力の範囲にわたって単一の組成の相を示すのに対し、適合性図は、一定の温度と圧力で鉱物集合が組成によってどのように変化するかを示します。適合性図は、岩石の組成の変化が、特定の圧力と温度の条件下で岩石中に発達する鉱物共生にどのように影響するかを分析する優れた方法を提供します。 [ 90 ] [ 91 ] 3つ以上の成分（三成分図として）を描写するのが難しいため、通常は最も重要な3つの成分のみがプロットされますが、4つの成分の適合性図が投影された四面体としてプロットされることもあります。[ 93 ]
