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変成作用とは、既存の岩石（原岩）が異なる鉱物組成や組織を持つ岩石に変化することである。変成作用は150℃（300℉）を超える温度で起こり、高圧下や化学的に活性な流体の存在下でも起こることが多いが、変成作用の間、岩石は大部分が固体のままである。[1]変成作用は、地球の表面またはその直下で起こる変化である風化作用や続成作用とは異なる。 [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、さまざまな形態があります。これらは、発生する特徴的な温度、圧力、速度、および反応性流体が関与する程度が異なります。圧力と温度の条件が上昇する中で起こる変成作用は順行変成作用と呼ばれ、温度と圧力が低下する中で起こる変成作用は退行変成作用と呼ばれます。
変成岩石学は変成作用を研究する学問です。変成岩石学者は、変成プロセスを理解するために 統計力学と実験岩石学に大きく依存しています。
変成作用
変成作用とは、既存の岩石が高温で物理的または化学的に変化する一連のプロセスであり、実際にはそれほど溶融することはありません。変成岩の形成における加熱の重要性は、現代地質学の父と呼ばれることが多い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ました。ハットンは1795年に、スコットランド高地のいくつかの岩層はもともと堆積岩であったが、高熱によって変化したと書いています。 [3]
ハットンは変成作用において圧力が重要であるとも推測した。この仮説は友人のジェームズ・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間に合わせの圧力容器に白亜を封入し、それを鋳鉄炉で加熱した。ホールは、これによって白亜を屋外で加熱して生成される通常の生石灰ではなく、大理石に非常に似た物質が生成されることを発見した。その後、フランスの地質学者は、地中の岩石を介した流体の循環である交代作用を、変成作用を引き起こす過程のリストに加えた。しかし、変成作用は交代作用を伴わずに（等化学変成作用）、または圧力が比較的低い数百メートルの深さで（接触変成作用など）起こることもある。[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できるため、溶融せずに変形することができます。鉱物粒子の間に存在する間隙水は、原子を交換するための重要な媒体です。[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]この変形により、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した（化学平衡に近い）形態に変換されます。 [5] [6]
変成作用は一般に 100～200 °C (212～392 °F) の温度で始まると考えられています。これには、堆積岩の形成につながる圧縮と石化による続成作用は含まれません。 [7]変成条件の上限は岩石の固相線、つまり岩石が溶け始める温度にあります。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よって異なります。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) までの範囲です。[10]ミグマタイトはこの上限で形成された岩石であり、溶融し始めたが耐火残留物から完全に分離していない物質の塊や鉱脈が含まれています。[11]
変成作用は、地表近くの圧力（接触変成作用）から16kbar（1600MPa）を超える圧力まで、ほぼあらゆる圧力で発生する可能性がある。 [12]
再結晶
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変成作用の過程で岩石の粒子のサイズと配向が変化することを再結晶化といいます。例えば、堆積岩の石灰岩や白亜中の小さな方解石結晶は、変成岩の大理石ではより大きな結晶に変化します。[13]変成砂岩では、元の石英砂粒子の再結晶化により、メタ石英岩としても知られる非常に緻密な石英岩が生成され、その中では多くの場合、より大きな石英結晶が絡み合っています。[14]再結晶化には高温と高圧の両方が寄与します。高温では固体結晶内の原子とイオンが移動し、結晶が再編成されますが、高圧では岩石内の結晶が接触点で溶解し（圧力溶解）、細孔空間に再堆積します。[15]
再結晶化の間、鉱物の性質は変化せず、その組織のみが変化する。再結晶化は通常、ケルビンスケールで鉱物の融点の半分以上の温度に達したときに始まる。[16]
圧力溶解は続成作用（堆積物が堆積岩に石化する過程）の間に始まりますが、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、歪んだ石英粒子が新しい歪んでいな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。変成の程度が増すにつれて、さらなる再結晶化によって、三重点で出会う多角形の粒子を特徴とする泡状組織が形成され、次に、いくつかのより大きな粒子（斑状晶）を含む粗く不規則な粒子を特徴とする斑状晶組織が形成されます。 [17]
変成岩は、典型的には、それが形成された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列に囲まれている。結晶の表面ではこの配列が部分的に失われ、表面エネルギーが生じ、表面が熱力学的に不安定になる。粗い結晶への再結晶により表面積が減少し、表面エネルギーが最小限に抑えられる。[18]
粒子の粗大化は変成作用の一般的な結果であるが、激しく変形した岩石は、マイロナイトと呼ばれる細粒の岩石として再結晶化することで歪みエネルギーを除去する可能性がある。石英、炭酸塩鉱物、またはカンラン石を多く含む特定の種類の岩石は特にマイロナイトを形成しやすいが、長石やザクロ石はマイロナイト化に抵抗性がある。[19]
相変化
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ことです。これには、結晶内の原子の再配置が伴います。アルミニウムケイ酸塩鉱物である藍晶石、紅柱石、珪線石がその一例です。これら 3 つの鉱物の組成はすべてAl 2 SiO 5です。藍晶石は地表状態では安定しています。しかし、大気圧下では、藍晶石は約 190 °C (374 °F) の温度で紅柱石に変化します。次に、紅柱石は温度が約 800 °C (1,470 °F) に達すると珪線石に変化します。約 4 kbar (400 MPa) を超える圧力下では、温度が上昇するにつれて藍晶石は直接珪線石に変化します。[20]方解石とアラゴナイトの間でも同様の相変化が見られることがあり、方解石は高圧と比較的低温でアラゴナイトに変化します。[21]
新結晶化
新結晶化は、原岩とは異なる新しい鉱物結晶の生成を伴う。化学反応により原岩の鉱物が消化され、新しい鉱物が生成される。これは固体結晶を介した原子の拡散を伴うこともあるため、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は、高温高圧下でファイアライトと斜長石が反応してガーネットを形成する反応が挙げられる。反応は次の通りである。[23]
鉱物が溶けることなく、鉱物間では多くの複雑な高温反応が起こる可能性があり、生成された各鉱物集合体は、変成作用時の温度と圧力に関する手がかりを与えてくれます。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ります。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ます。[4]
新結晶化反応の中で特に重要なグループは、水や二酸化炭素などの揮発性物質を放出する反応である。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、多量の水が生成される。[24]水は上部マントルに上昇し、そこでマントル岩石の融点を下げ、フラックス溶融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球の表面に到達し、火山噴火を引き起こす可能性がある。その結果生じる島弧火山は、水分含有量が多いために爆発性が極めて高く、危険な噴火を引き起こす傾向がある。[26]
水を放出する脱水反応の例としては、以下のものがある。[27]
脱炭酸反応の例は以下の通りである: [28]
塑性変形
塑性変形では、原岩に圧力が加わり、せん断または曲げが生じますが、破損は起こりません。これが起こるためには、脆性破壊が起こらない程度に温度が高くなければなりませんが、結晶の拡散が起こるほど高くてはいけません。[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ります。[29]
種類
地域
広域変成作用は、地球の地殻の全域に影響を及ぼす変成作用の総称である。[30]広域変成作用は、造山帯（山の形成が起こっている地域）で起こる熱動変成作用を指すことが最も多いが、 [31]沈降盆地で岩石が地表下の深いところまで埋もれることによって生じる埋没変成作用も含まれる。 [32] [33]
ダイナマサーマル
多くの地質学者にとって、広域変成作用は実質的に熱変成作用と同義である。[30]この形態の変成作用は、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起こる。衝突帯は造山帯と呼ばれる山脈形成帯となる。造山帯は地殻の肥厚を特徴とし、その間に深く埋もれた地殻岩石は高温高圧にさらされ、激しく変形する。[33] [34]その後の山脈の浸食により、造山帯の根元が変成岩の広大な露頭として露出し、[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、よく発達した葉理構造を示す傾向がある。[33]葉理構造は、変成作用中に岩石が1つの軸に沿って短縮されるときに発達する。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となり、縞模様にはそれを形成した鉱物の色が示されている。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、頁岩に由来する葉理のある変成岩の一例であり、通常、よく発達した劈開を示し、スレートが薄い板に分割される。[36]
発達する葉理の種類は、変成度によって異なります。たとえば、泥岩から始まり、温度が上昇するにつれて、次の順序で発達します。泥岩はまず粘板岩に変わります。粘板岩は、非常に粒子が細かく、葉理のある変成岩で、非常に低度の変成作用の特徴です。粘板岩は次に、粒子が細かく、低度の変成作用の地域で見られる千枚岩に変わります。片岩は中程度から粗粒で、中程度の変成作用の地域で見られます。高度の変成作用により、岩石は粗粒から非常に粗粒の片麻岩に変わります。[ 37 ]
あらゆる方向から均一な圧力を受けた岩石、または特徴的な成長習性を持つ鉱物が欠如している岩石は、葉状構造になりません。大理石は板状鉱物を欠いており、一般的に葉状構造にはならないため、彫刻や建築の材料として使用できます。
衝突造山運動の前には海洋地殻の沈み込みが起こる。 [38]沈み込み帯でマントルに向かって沈み込む沈み込みプレート内の条件は、対になった変成帯を特徴とする独特の地域的変成効果を生み出す。[39]
スコットランド高地の広域変成作用に関するジョージ・バローの先駆的な研究は、一部の広域変成作用が、変成度が増加する、明確で地図化可能な帯を形成することを示した。このバロビアン変成作用は、世界で最もよく知られている変成系列である。しかし、バロビアン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、泥質岩の中でも独特なものではない。スコットランド北東部の別のシーケンスは、バロビアンよりも低い圧力で起こったバカン変成作用を定義している。 [40]
埋葬
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埋没変成作用は、単に岩石が沈降盆地の地表下の深いところまで埋没することによって起こる。[33]ここで岩石は高温と、上部の岩石層の膨大な重量によって引き起こされる大きな圧力にさらされる。埋没変成作用は低品位変成岩を生成する傾向がある。これは、熱変成作用の特徴である変形や褶曲の影響をまったく示さない。[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、北アメリカの大陸中部地溝帯のスー珪岩[42]やオーストラリアのハマーズリー盆地[ 43]の岩石などが挙げられる。
接触
接触変成作用は、マグマがより冷たい母岩に侵入 することで温度が上昇した結果として、貫入火成岩の周囲で典型的に起こる。接触変成作用の影響を受ける貫入岩の周囲の領域は、変成帯[44]、接触帯、または単に帯と呼ばれる。[45]接触変成岩は通常、ホルンフェルスとして知られている。接触変成作用によって形成された岩石は、大きな変形の兆候を示さず、多くの場合、細粒[46] [47]で非常に強靭である。[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た。[49]
接触変成作用は貫入岩に隣接した場所でより大きく、接触から遠ざかるにつれて消失する。[50]変成帯の大きさは、貫入岩の熱、その大きさ、および壁岩との温度差によって決まる。岩脈は一般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1～2の岩脈の厚さを超えて広がることはないが、[51]バソリス周辺の変成帯は最大数キロメートルの幅になることがある。[52] [53]
変成帯の変成度は、変成帯に形成される変成鉱物のピーク値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。浅い深さの変成帯の変成度は、生成温度の上昇順に、アルバイト-緑簾石ホルンフェルス、ホルンブレンドホルンフェルス、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、最も低い温度のグレード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]
貫入岩から出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混入すると、影響を受ける岩石の化学的性質が著しく変化する可能性がある。この場合、変成作用は交代作用に変化する。貫入岩が炭酸塩に富んでいる場合、その結果はスカルンとなる。[55] 冷却中の花崗岩から出るフッ素に富んだマグマ水は、花崗岩の接触部内および隣接部にグライゼンを形成することが多い。 [56]交代作用で変化した変成帯は、金属鉱石鉱物の堆積を局所化することがあり、経済的に興味深い。[57] [58]
フェナイト化作用、またはNa交代作用は、交代作用を伴う接触変成作用の独特な形態である。これは、炭酸塩に富みシリカの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起こる。カーボナタイトマグマの冷却体は凝固する際にナトリウムを豊富に含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オーレオール内の鉱物成分の多くをナトリウムを豊富に含む鉱物に置き換える。[59]
化石燃料の火災に関連する特殊なタイプの接触変成作用は、熱変成作用として知られています。[60] [61]
熱水
熱水変成作用は、岩石とさまざまな組成の高温流体との相互作用の結果である。既存の岩石と侵入した流体の組成の違いにより、一連の変成反応と交代反応が引き起こされる。熱水流体は、マグマ性（侵入したマグマに由来）、循環地下水、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により、拡大中心やその他の海底火山地域に隣接して広範な熱水変成作用が発生する。流体は最終的に、ブラックスモーカーと呼ばれる海底の噴出口から排出される。 [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]
ショック
衝撃変成作用は、地球外物体（例えば隕石）が地球の表面に衝突したときに発生します。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（SiO 2 多形 コエサイトやスティショバイトなど）と組織は、これらの条件に特徴的です。[64]
動的
動的変成作用は断層帯などの高ひずみ地帯と関連している。[33]これらの環境では、岩石の変形において化学反応よりも機械的変形の方が重要である。岩石中に存在する鉱物は化学平衡の状態を反映していないことが多く、動的変成作用によって生成される組織は鉱物組成よりも重要である。[65]
岩石が機械的に変形するメカニズムは3つある。これらは、鉱物粒子の破壊と回転による岩石の変形であるカタクラシス[66]、個々の鉱物結晶の塑性変形、および拡散プロセスによる個々の原子の移動である。[67]動的変成帯の組織は、温度と拘束圧によって支配的な変形メカニズムが決まるため、形成された深さに依存している。[68]
最も浅い深さでは、断層帯は断層ガウジや断層角礫岩などのさまざまな種類の固結していない破砕岩で満たされます。より深いところでは、これらはクラッシュ角礫岩などの固結した破砕岩に置き換えられ、そこではより大きな岩石の破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) より深いところでは、カタクレーサイトが出現します。これは非常に硬い岩石で、高温でのみ形成されるフリント質のマトリックス内の破砕された岩石の破片で構成されています。さらに深いところでは、温度が 300 °C (572 °F) を超え、塑性変形が起こり、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状構造が特徴です。[69]マイロナイトは、より細かい粒子サイズによって周囲の岩石と区別されます。[70]
カタクレーサイトは、塑性変形と再結晶化によって形成されるが、粒子の脆性破壊によって形成されること、また、その過程で岩石が完全に凝集力を失うことはないという証拠がかなりある。鉱物によって延性になる温度は異なるが、石英は最初に延性になる鉱物の一つであり、異なる鉱物で構成された剪断された岩石は、同時に塑性変形と脆性破壊の両方を示すことがある。[71]
ひずみ速度も岩石の変形に影響する。中部および下部地殻では、ひずみ速度が低い場合（10 −14 sec −1未満）は延性変形が起きやすいが、ひずみ速度が高い場合は脆性変形が起きる可能性がある。ひずみ速度が最大になると、岩石が非常に強く加熱されて一時的に溶け、擬似タキライトと呼ばれるガラス質の岩石が形成されることがある。[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]
変成岩の分類
変成岩は、岩石自体の特性から原岩が特定できる場合は、原岩によって分類されます。たとえば、変成岩の検査で原岩が玄武岩であることが判明した場合、変成岩は変玄武岩として分類されます。原岩が特定できない場合は、岩石の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]
変成岩グレード
変成度は変成作用の量や程度を非公式に示すものである。[78]
バロビアン層（スコットランドの累進変成作用帯でジョージ・バローが記述）では、変成度は泥質（頁岩、アルミニウム質）起源 の岩石中の主要な鉱物の出現に基づく鉱物の組み合わせによっても分類されます。
低級 ------------------- 中級 --------------------- 上級
- 緑色片岩 ------------- 角閃岩 ----------------------- グラニュライト
- 粘板岩---千枚岩----------片岩----------------------片麻岩---ミグマタイト
- 緑泥石帯
この強度や程度をより完全に表すのが変成相の概念である。[78]
変成岩相
変成相は、変成作用の際に特定の範囲の温度と圧力の下で平衡状態にあった主要な鉱物の集合体を含む、認識可能な地層または帯である。変成相は、その相条件下で玄武岩から形成された変成岩にちなんで名付けられている。[79]
特定の鉱物の組み合わせは、その原岩の組成に多少依存しており、例えば大理石の両閃岩相は、ペライトの両閃岩相と同一ではない。しかし、変成岩の相は、可能な限り幅広い組成範囲をもった変成岩を特定の相に割り当てることができるように定義されている。変成岩相の現在の定義は、主にフィンランドの地質学者ペンティ・エスコラの1921年の研究に基づいており、その後の実験研究に基づいて改良されている。エスコラは、イギリスの地質学者ジョージ・バローが開拓した指標鉱物に基づく帯状構造を参考にした。[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、両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をグラニュライトで分類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]しかし、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]
詳細については図を参照してください。
順行と逆行
変成作用はさらに、順行変成作用と退行変成作用に分けられる。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の変化（共生）を伴う。これらは固体の脱水反応であり、水や二酸化炭素などの揮発性物質の損失を伴う。順行変成作用の結果、経験した最大圧力と温度の特性を持つ岩石が形成される。変成岩は通常、地表に戻されてもそれ以上の変化は起こらない。[80]
後退変成作用は、温度（および通常は圧力）の低下下での再揮発作用による岩石の再構成を伴い、前進変成作用で形成された鉱物の組み合わせが、それほど極端でない条件でより安定したものに戻ることを可能にする。これは比較的まれなプロセスである。なぜなら、前進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入る経路を提供すると、局所的な後退変成作用が発生する可能性がある。[80]
平衡鉱物の組み合わせ
変成作用は、原岩を熱力学的平衡に近づける作用があり、これが原岩の最大安定状態である。例えば、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方向に変形する傾向がある。[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、ギブスの自由エネルギーを最小化するものである[82]
どこ：
- Uは内部エネルギー（SI単位：ジュール）であり、
- pは圧力（SI単位：パスカル）、
- Vは体積（SI単位：m 3）、
- Tは温度（SI単位：ケルビン）です。
- Sはエントロピー（SI単位：ジュール毎ケルビン）
言い換えれば、変成反応は原岩の全ギブス自由エネルギーを低下させる場合にのみ起こる。粗大結晶への再結晶は表面エネルギーを低下させることでギブス自由エネルギーを低下させ、[18]相変化と新結晶化はバルクギブス自由エネルギーを低下させる。反応は試薬のギブス自由エネルギーが生成物のギブス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、一般に、内部エネルギーが低いほど安定しており、原子間の結合が強いことを反映している。密度が高い相（モル容積Vが低いことで表される）は高圧でより安定しているが、秩序構造の少ない鉱物（エントロピーSが高いことで表される）は高温で好まれる。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、低圧でのみ安定しているが、シリマナイトは秩序構造が最も少ないため、高温で安定した形態である。[84]
特定の温度と圧力における特定の鉱物のギブス自由エネルギーは、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鉱物組成の特性と相境界に対して較正されます。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組成は、コンピューターで計算できます。[85] [86]
しかし、平衡鉱物の組み合わせをさまざまな種類の図表を使って表現することは非常に有用であることが多い。[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]などが含まれる。
岩石生成グリッド
岩石生成グリッドは、与えられた岩石組成の圧力と温度条件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条件を決定できます。 [88] [89]示されているAl 2 SiO 5ネソケイ酸塩相図は、アルミニウム(Al)、シリコン(Si)、酸素(O) のみの組成を持つ岩石の非常に単純な岩石生成グリッドです。岩石はさまざまな温度と圧力にさらされるため、3 つの与えられた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、多くの相転移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、岩石生成グリッドは、アルミニウムケイ酸塩相転移と、アルミニウムケイ酸塩とカリウム長石から白雲母と石英への転移の両方を示す場合があります。[92]
互換性図
岩石成因グリッドは、温度と圧力の範囲にわたって単一の組成の相を示しますが、適合性図は、一定の温度と圧力で鉱物の組み合わせ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に発生する鉱物の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つ以上の成分を表すのは難しいため（三元図として）、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]
参照
脚注
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- ^ ヴァーノン2008、1ページ。
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さらに読む
- Winter JD、2001、「火成岩および変成岩岩石学入門」、Prentice-Hall ISBN 0-13-240342-0。
外部リンク
- 変成岩の分類に関するIUGS小委員会の勧告、1. 変成岩の命名方法
- 変成岩の分類に関する IUGS 小委員会の勧告、2. 変成作用の種類、程度、相
- 変成岩の分類に関するIUGS小委員会の勧告、3.断層岩用語を含む構造用語
- IUGS 変成岩の分類に関する小委員会の勧告、4. 高 P/T 変成岩
- ジェームズ・マディソン大学: 変成作用 2011-03-04ウェイバックマシンにアーカイブ
- バロビアン変成作用：ブロック大学
- 炭酸塩岩の変成作用：ウィスコンシン大学グリーンベイ校
- 変成岩岩石学データベース ( MetPetDB ) –レンセラー工科大学地球環境科学部