沉积岩的成岩作用大部分包括压实作用引起的沉积物孔隙度减少，但也有重结晶作用。变质作用通常发生在比成岩作用较高的温压条件下，但是两个过程中物理化学机制的本质特征是一样的，这使得二者之间渐变过渡、没有明显的界限，定义成岩作用和变质作用的界限问题一直没有很清楚地解决（Kornprobst，2002）。埋藏变质作用又称近变质作用（anchimetamorphism），是指从成岩作用向低级变质作用的转变过程，又常常称为很低级变质作用（very low－grade metamorphism）。但这三个概念范畴并不完全相同。很低级变质指的是很低温变质，包括沸石相、葡萄石－绿纤石相和蓝片岩相。埋藏变质（Coombs，1961）和近变质（Kubler，1967）指的都是从成岩作用到低级变质作用之间的很低级过渡带，都不包括蓝片岩相。尽管二者定义相同但由于研究者（沉积岩石学家，粘土矿物学家或变质岩石学家）、主要研究对象（矿物组合或粘土矿物）、主要研究方法（共生分析或现代测试技术）不同，造成埋藏变质和近变质有不同的名词系统，彼此不能严格相对应。作为岩石学教材，本章主要按埋藏变质相（沸石相和葡萄石－绿纤石相）介绍埋藏变质岩石，同时也扼要介绍近变质研究方法。由于埋藏变质与石油、天然气和煤等能源矿产紧密联系，具有重要理论意义和实际意义，所以近年来埋藏变质岩，受到广泛重视，研究进展很快。
（一）埋藏变质与近变质
前已述及，埋藏变质根据矿物组合将从成岩作用到低级变质作用之间的很低级过渡带划分为沸石相和葡萄石－绿纤石相，关于这点我们在后面会详细介绍。
近变质带的划分，Kubler（1967）以泥质岩为主要研究对象，泥质岩在盆地中广泛分布，但由很细小的粘土矿物组成，用常规的岩相学方法研究很低级变质非常困难，因此必须运用X衍射（XRD）、透射电镜（TEM）等现代微束分析技术，尤其是当泥质岩化学成分不可能出现黑硬绿泥石（Stp）、硬绿泥石（Cld）等指示矿物时尤为必要。Kubler（1967）将粘土矿物学X衍射技术运用于很低级变质的系统性区域研究，通过测定伊利石－白云母X衍射峰剖面的变化技术，为很低级变质泥质岩中最常见的粘土矿物系列提供了一个具体的近变质参数，即伊利石结晶度（illite crystallinity）。
图27－6 伊利石结晶度Kubler指数的测量（Merrimanand Peacor，1999）
伊利石结晶度测定的是面网间距约为1nm的二八面体伊利石－白云母的底面反射峰的形状的变化。对于1nm反射峰测定方法有很多种，而Kubler首创的方法应用最广，其方法是测量1nm峰的半高宽（图27－6），后来表示为布拉格角的差值。这一测量值被称为Kobler指数（Kubler index，KI）。从图27－6可看出，变质级的增加X衍射图上反映为伊利石－白云母1nm衍射峰的宽度变窄，从未变质泥岩中伊利石的宽峰（左图）变为低级变质板岩中白云母或多硅白云母的尖峰（右图）。
根据Kubler指数KI，从成岩作用到低级变质作用之间的很低级过渡带变质泥质岩的类型可分出晚期成岩带（late diagenetic zone，1 ＞KI＞0.42）和近变带（anchizone，0.42＞KI＞0.25）两个带；近变带之下的低级变质带称为浅变带（epizone，KI＜0.25），晚期成岩带之上的未变质带称为早期成岩带（early diagenetic zone，KI＞1）。
透射电镜（TEM）也被广泛应用于很低级变质作用的研究中，它可提供近原子级分辨率的结构信息及晶体构造信息，一般在（001）面上形成晶格衍射图像。通过TEM图像可直接观测晶体形貌，测量雏晶大小的分布状况。TEM与XRD的研究表明：随着变质级的增加，伊利石结晶度在减少，而伊利石晶体粒度在增大，二者有很好的相关关系，这符合Ostwald相律，即晶体趋于向表面积增大、自由能减少的稳定态发展。此外，镜质体反射率（vitrinite reflectance）测量也是现代很低级变质作用研究的有效手段。
瑞士Glarus阿尔卑斯地区是研究很低级变质作用的一个经典地区，有40多年研究历史。该区不仅用指示矿物、矿物组合划分了埋藏变质相，而且用伊利石结晶度技术划分了近变质分带，同时还作了镜质体反射率和流体包裹体测量。从该区变质图（图27－7）可以看出，埋藏变质与近变质不同的名词系统之间的对应关系：晚期成岩带相当于沸石相，近变带相当于葡萄石－绿纤石相。
图27－7 瑞士Glarus阿尔卑斯变质图（引自Merriman＆ Frey，1999）
【变质泥质岩分带与盆地成熟度】
当盆地充填沉降之时，沉积物中的有机物会因埋藏而发生一系列的不可逆反应。此类反应具有成油、成气和成煤的趋势，因而是盆地成熟度（basin maturity）的重要方面。估算热成熟化的时间、埋藏的最大深度及盆地的发育，包括后期的隆升，是评估碳氢化合物的潜能和远景的重要因素。盆地成熟度研究大多凭借有机物为标志，如镜质体反射率。它能测量植物或木质碎屑因挥发分连续丢失和成熟过程中的初始石墨化而引起光学性质变化。对于估算沉积物中分散的有机物质点，对于估算最高温度最为适用，并可用于指示煤的成熟度和等级。Horsfield ＆ Rullkotter（1994）用镜质体反射率值（Rr），将沉积物中有机质的成熟度分为与成煤、成气有关的3阶段：成岩阶段（Rr ＜0.5％）形成干酪根，是石油的前身，接着的后成（catagenesis）阶段（0.5％＜Rr＜1.0％）是石油形成的主要阶段，石油裂解产生碳氢化合物气体（湿气）出现在晚期后成阶段。在变生（metagenesis）阶段（2.0％ ＜Rr ＜4.0％）则只产生干气，主要是甲烷。这些阶段可以与煤的等级，粘土矿物的连续反应和变泥质岩的分带对比，如图27－8所示。图左侧依据伊利石结晶度、TEM测定的伊利石晶片厚度、伊蒙混层中伊利石百分含量确定的变泥质岩分带界线的深度和温度估算，是以正常地温梯度25～30℃/km为依据的。图27－8还列出了各阶段牙形石色变指数（CAI）。
图27－8 盆地成熟度图（据Merriman ＆Frey，1999）
盆地成熟度研究的矿物学方法与有机物法各有优点又彼此互补。例如，虽然在低温下有机物比粘土更易于反应，但它们在许多沉积序列中是一种稀少的物质成分。而粘土矿物几乎总在盆地的沉积物中出现，所以在一些无生物的红层沉积中，以及一些陆生植物出现以前的盆地研究，矿物学方法是唯一的评估方法。图27－8所示的对比表可用以建立盆地类型或构造环境，其中矿物和有机物有不同的反应。但矿物学方法与有机物法对比是困难的，难度在于对沉积深埋的物理条件而言它们各自的反应是不同的。比如，在某些盆地中，高于正常地温梯度能加速有机物的成熟度，同样条件下，伊利石结晶度却没有相应的效应。其他一些地区快速沉积深埋或者超压，使挥发分不会逃逸而阻止有机物的成熟。变形所引起的岩石应变会提高镜质体的成熟度并促进伊利石的晶体生长（Merriman ＆ Frey，1999）。所以图27－8所表示的泥质岩变质分带与盆地成熟度等分带对比是大体相当的。
（二）埋藏变质岩的一般特点
（1）出现在造山变质（区域变质）和洋底变质的很低级部分，或独立出现在强烈坳陷盆地沉积的下部，与未变质沉积岩、火山岩渐变过渡。
世界许多地方都报导有埋藏变质存在，可出现在太古宙直到新生代的整个地质时代，但大多数集中在环太平洋区域的中新生代变质地体之中。它们包括所有4个P/T比类型：很低P/T埋藏变质是洋底变质的很低温部分，发育在扩张的洋中脊，可以在诸如塞浦路斯Troodos等蛇绿岩系中识别出来；低P/T埋藏变质以日本Tanzawa（丹泽）地区为代表；中P/T埋藏变质典型地区新西兰南岛Taringatura地区是Coombs（1961）定义埋藏变质的地区；高P/T埋藏变质发生在俯冲带，以美国加州Franciscan俯冲变质杂岩为代表（Miyashiro，1994；Merriman ＆Frey，1999）。
我国埋藏变质研究起步较晚。20世纪80年代，董申保院士领导的1：400万中国变质地质图编制工作确定了新疆（低－中P/T）、西藏和台湾（高 P/T）等地的埋藏变质岩（董申保等，1986），为我国埋藏变质研究奠定了基础。90年代以来，油气勘探的发展有力地促进了鄂尔多斯盆地（张立飞等，1992）、右江盆地（燕守勋，2003；索书田等，1998）、若尔盖盆地（Wang et al.2008；汤艳等，2007）等靶区埋藏变质研究的深入。
（2）变质因素以很低温（150～350℃）、低压（＜0.35 GPa）为特点，流体成分也是一个重要因素，因而常常伴随低温交代作用。但透入性变形微弱，偏应力较次要。P/T比变化范围很大，从高P/T直到很低P/T各类型都有。由于温压范围小，仅包括沸石相（Z）和葡萄石－绿纤石相（P－P）两个变质相（见图23－11）。
（3）由于温度很低，矿物成分上以含沸石、葡萄石（Prh）、绿纤石（Pu）、混层状粘土矿物等很低温矿物及大量原岩中残留矿物为特征。这些新生矿物的分布常常限于间隙、脉、气孔、杏仁或蚀变带中。它们颗粒细小，用偏光显微镜难于区分，有效的鉴定手段是粉晶X射线衍射（XRD）、透射电子显微镜（TEM）和电子探针分析（EMPA）。
沸石是含Na、Ca、K的架状铝硅酸盐，结构非常疏松，是天然的分子筛。天然产出的沸石达30多种，许多类型既可出现在埋藏变质中，也可出现在成岩作用中。具有指示埋藏变质意义的沸石为浊沸石（Lm）、斜钙沸石（Wr）；葡萄石（Prh）、绿纤石（Pu）是钙铝的硅酸盐，化学成分与浊沸石（Lm）、斜钙沸石（Wr）、钙长石（An）、绿帘石（Ep）接近。
混层状粘土矿物包括伊利石（Ill）－蒙皂石（Sm）混层（记作Ill/Sm或I/S）、绿泥石（Chl）、蒙皂石（Sm）、伊利石（Ill）、白云母（Ms）的各种混层（Chl/Sm、Ill/Chl、Ill/Chl/Sm，Ill/Ms）等。伊利石－白云母混层与细小的白云母镜下不能分辨，通称为白色云母（Wm）。目前，已进一步理解了很低级变泥质岩中的粘土矿物的转变过程，建立了变质泥质岩石的矿物反应系列。即：
◎ 二八面体2：1型粘土矿物：蒙皂石→伊利石/蒙皂石混层（I/S）→伊利石→白云母
◎ 三八面体2：1型粘土矿物：蒙皂石→绿泥石/蒙皂石混层（Chl/Sm）→绿泥石
◎高岭石1：1型和叶蜡石：高岭石→地开石/珍珠陶土→叶蜡石
Kubler指数及其所界定的泥质变质岩分带序列，实际上是与蒙皂石→I/S→伊利石→白云母系列（系列1）所进行的反应进程相关联的（Merriman ＆Peacor，1999）。
（4）岩石无片理，变余结构构造发育，原生的沉积、火山或火山碎屑结构等结构，原生的层理、气孔等构造保留完好，外貌上与未遭受变质的原岩很难区分。
（5）由于温度很低，通常缺乏与埋藏变质相关的岩浆活动。
（6）与石油、天然气和煤等能源矿产紧密联系。
在成岩－很低级变质阶段，随着变质程度的增加，油气演化阶段从石油－湿气－干气变化，煤则经历由泥煤－烟煤－无烟煤的变化过程。因此，石油、天然气、煤等能源矿产与埋藏变质作用关系密切（毕先梅和莫宣学，1998）。Best（2003）说明了泥岩的埋藏变质作用与石油的形成和运移有密切关系。
【泥岩的埋藏变质作用与石油的形成和运移的关系】
据Best（2003），石油来源于生物残骸主要是植物物质的不完全氧化，生物残骸与粘土以及其他细粒沉积物一起沉积在盆地中。随着时间推移，由于新的沉积物不断覆盖，这些泥土和生物残骸在盆地中变得越来越深，温度也随之在增加。当温度升到约50℃时，生物残骸转化为黑色固态的复杂碳氢化合物，称为干酪根（kerogen）。随着进一步埋深，当温度从50℃升到100℃时，固态的干酪根转变为液态的碳氢化合物，称为原油。
从这点来说，原油是一个粘性的液体，在盆地内细粒分散并粘附在粘土和其他沉积质点颗粒之中。当油井钻遇到这些物质时，并不能采到石油，因为原油太过广泛分散，并粘附在沉积颗粒中，而不能从岩石中流到井内。为了使石油变得可采，首先必须将其从源岩中移出，并在储集岩中聚集。是什么使得石油从富粘土的源岩中移出，最终又在别处聚集呢？
蒙皂石是风化形成的最丰富的粘土矿物，随后在盆地中沉积。当温度随着埋深从50℃上升到100℃时，蒙皂石经变质作用转化为另一个粘土矿物伊利石。因此，伊利石是页岩中含量最丰富的成分。
蒙皂石含有40％的水；伊利石只含有少量水。因此，当蒙脱石向伊利石转化时，大量的水会从岩石中排出。在粘土的很低级变质作用过程中，这种水的排出发生的温度范围与干酪根转化为液态油的相同。随后这种强力排出的水冲洗着来自富粘土源岩的石油，并将其运移到储集岩中。水力破碎在这种运移中很有可能起着重要作用。
沉积盆地中从干酪根转化为石油所需的能量计算结果表明，在大部分盆地中，温度在50 ～100℃范围内，其热能不足以形成液态石油。没有获得较高的温度，这种转化是不能发生的。然而在大部分沉积盆地中，观察到的油层其温度范围是50～100℃。
最近的实验和理论研究表明，蒙脱石转化为伊利石的反应可作为催化剂，使得干酪根向石油的转化发生在较低的温度下。催化剂可以是物质也可以是个过程，它导致或加速化学反应，但不被反应所改变。
沉积盆地中粘土矿物之间反应的研究表明，在很多世界著名的产油盆地中，粘土矿物的低级埋藏变质作用对从源岩到储集岩中石油的形成和运移都很重要（Best，2003）。
（三）埋藏变质岩的主要岩石类型
由于埋藏变质岩的变余结构构造非常发育，一般用“变质××岩” 命名，或直接以原岩名称称呼。主要包括变质火山岩－火山碎屑岩、变质硬砂岩和变质泥质岩等类型。
1.沸石相（Z）
沸石相变质岩与未变质岩石渐变过渡，很难区分。二者界线需经过详细矿物学研究确定，通常以变质火山岩和硬砂岩中出现浊沸石（Lm），或Ab代替方沸石（Anl）＋Q为标志。
浊沸石（Lm）由片沸石（Hu）分解而成：
岩石学（第二版）
Ab代替Anl＋Q的变质反应为（图23－11反应(1)）：
岩石学（第二版）
这些反应估计的成岩作用与变质作用温度界限在150～200℃之间。当然，由于是脱水反应，平衡温度受流体成分影响显著。
图27－9是沸石相ACF、AFM图。不过，埋藏变质岩石很难达到化学平衡，许多观察表明，即使在一块薄片范围内也未接近平衡（Miyashiro，1994），因此，这些共生图解仅供参考。如图27－9所示，沸石相典型的矿物组合为：(1)Kao（高岭石）＋Ill/Sm＋Chl/Sm＋Wm（白色云母）＋Q（泥质）；(2)Q＋Ab＋Lm＋Chl＋Wm＋Ill/Chl（长英质：中酸性火山岩、硬砂岩）；(3)Ab＋Lm＋Prh＋Chl＋Q（基性火山岩）。
由于浊沸石、葡萄石是富钙的矿物，因此，它们出现在变质火山岩、火山碎屑岩和硬砂岩中，由火山玻璃、斜长石等火山物质形成，而不能出现在贫钙的变质泥质岩中。变泥质岩中无指示矿物出现，只表现为伊利石结晶度KI的变化：KI＜1标志着埋藏变质的开始，大体上在Z相，1＞KI＞0.42。
图27－9 沸石相ACF、AFM图（据Raymond，1995，略有修改）
2.葡萄石－绿纤石相（P－P）
岩石结晶程度比沸石相稍高。矿物成分以变质火山岩、硬砂岩中浊沸石（Lm）消失，绿纤石（Pu）出现，富铁的变质泥质岩和长英质岩石中黑硬绿泥石（Stp）出现为特征（图27－10）。在该相，0.42 ＞KI＞0.25。此外，该相中部变泥质岩开始出现微弱板劈理而成为板岩。
图27－10 葡萄石－绿纤石相ACF图（a）和AFM图（b）（据Raymond，1995）
如图27－10所示，该相典型矿物组合为：(1)Wm＋Chl/Sm＋Stp＋Ab（泥质）；(2)Q＋Ab＋Wm＋Stp＋Prh＋Pu＋Chl（长英质）；(3)Prh＋Ab＋Pu＋Chl＋Ep＋Q（基性）。
在P＜0.3GPa，T＝200－300℃下，发生浊沸石（Lm）消失反应，伴随斜钙沸石（Wr）生成（图23－11反应(2)）：
岩石学（第二版）
绿纤石（Pu）在约260℃由葡萄石（Prh）和绿泥石（Chl）水化形成：
岩石学（第二版）
若溶液中含硅，则反应（27－4）平衡温度增加。
黑硬绿泥石（Stp）由下列反应生成：
岩石学（第二版）
黑硬绿泥石是脆云母族的富铁层状硅酸盐，手标本乃至偏光显微镜下都很难与黑云母相区分。但 ｛001｝ 解理不如黑云母完全，且有垂直 ｛001｝ 的另一组解理，近消光位时不出现黑云母的斑点状外貌。