洞庭湖的演化与发展趋势
12.6.1 地史洞庭湖区的构造沉降 洞庭拗陷形成于运动早期第二幕（约97.5～144百万年），先在桃石门一带形成山间盆地，为洞庭拗陷的雏形。燕山运动晚期（距今65～97.5百万年），湖盆发生大面积的沉陷，为湖泊的鼎盛时期。喜马拉雅早期运动（距今约2.48～65百万年），以断块运动为主，凸起区范围扩大，凹陷范围缩小。至晚第三纪（距今2.48～24.6百万年），湖泊全部消失，形成广阔的平原和丘陵地貌。 早更新世（距今0.73～2.48百万年）早期（距今1.61～2.48百万年），盆地开始新一轮的沉降，至早期之末湖盆转为缓慢上升，湖泊萎缩退却，上升成陆。早更新世晚期（距今0.73～1.61百万年），盆地再次大面积沉降，晚期末（距今 0.84～0.88 百万年以后），湖盆转为以上升为主，再次出现洞庭平原地貌景观。中更新世（距今约 0.18～0.73 百万年），开始湖盆沉降，之后，湖盆上升为陆，至中期（距今0.40～0.25百万年）湖盆复又下沉，晚期，湖盆开始上升，至中更新世末（约距今0.18 百万年），湖盆普遍上升成陆。晚更新世（距今约0.01～0.18百万年）早期，整个湖盆上升为陆，形成平原和岗地地貌；晚期（约距今4万年）以来，目平湖凹陷和沅江—湘阴凹陷部分地区再次沉降，沉降幅度不大（20余米），随后又进入上升期（图12-2及图12-3）。 全新世（距今0.01百万年～现在）早期（距今11000～7500年），洞庭湖的水域主要分布在湖盆中部及四水河道的中下游，面积约2000 km2，为典型的过水型湖泊；中期（距今7500～2500年），湖盆进入新一轮沉降过程，湖面范围逐步扩大，面积达5000～6000 km2，此期内至少有四次地壳的升降过程；全新世晚期（距今2500年以来），湖盆进一步下沉，湖泊范围进一步扩大。 12.6.2 近代洞庭湖区河湖变迁 研究表明，近代洞庭湖的变迁和其北部的江汉平原呈消长关系。无论是洞庭湖区还是江汉平原，距今约2500年到50 年，是自然地质作用为主和人为地质作用逐渐加强时期，人为地质作用主要表现为无序状态的围湖造田，这一时期是创造洞庭湖区的经济文明时期，是奠定“湖广熟，天下足”的经济地位时期。近50 年以来，人为地质作用强烈的干扰了自然地质作用，以围湖造田为主要表现占据了主导地位。根据卫星遥感图像解译并查阅历史文献资料，洞庭湖区曾围垦2962.0 km2 ，其中1949年前围垦1028.3 km2 ，1949年后围垦1933.7 km2。具体围垦情况见表12-4。根据历史文献，近两千年来洞庭湖区和江汉平原曾发生了一系列的变化，具体变迁情况见图12-4。 12.6.3 地壳运动对洞庭湖发展演化趋势的影响 全新世以来，洞庭湖进入新一轮湖进发展时期，目前仍处于这一时期的初期阶段，地壳运动总趋势是沉降，但有次级的或次次级的升降波动，且区域上也会表现出差异性。现在，东部和南部湖盆继续沉降，北部华容、南县一带及澧水洪道以西地区主要表现为上升趋势，迫使湖泊东缩南迁西衰，即东洞庭向东退缩，南洞庭向南迁移并变窄，西洞庭逐渐衰亡。在未来相当长的时间里，洞庭湖的发展演化仍将受这一基本格局的影响。 图12-2 早更新世—中更新世时期洞庭湖区变迁图 根据洞庭湖的地壳沉降及伴生的阶段性震荡和差异性升降活动，洞庭湖区可划分为以下升降区：（Ⅰ）安乡—白马寺—东洞庭湖沉降区，又可划出东洞庭湖（Ⅰ-1）和白马寺（Ⅰ-1）两个强沉降区；（Ⅱ）官垸—华容上升区，又可划出官垸—大湖口强上升区（Ⅱ-1）；（Ⅲ）太阳山—赤山上升区，又可划出太阳山强上升区（Ⅲ-1）、柳叶湖—目平湖中度上升区（Ⅲ-2）和赤山强上升区（Ⅲ-3）；（Ⅳ）岳阳—湘阴上升区；（Ⅴ）澧县—监利断裂带以北沉降区。 洞庭湖盆断裂构造对河湖的发育和演化产生很大影响。钱粮湖─刘家湖断裂东盘下降，对断裂附近及其以东的堤垸构成湖进威胁。南洞庭湖有多条东西向断裂，地块从北至南掀斜沉降，湖泊南移威胁南岸堤垸。澧县─长沙断裂的南西盘上升，在南西侧，湖泊发展趋势是萎缩消亡。澧县─广兴洲东西向构造带的临澧─华容上升带，将成为阻挡荆江向南分流的重要屏障，对改变洞庭湖地区的水系结构产生重要影响。 图12-3 中更新世—全新世洞庭湖区变迁图 表12-4 洞庭湖区围垦情况细表 图12-4 江汉平原—洞庭湖区变迁系列图 12.6.4 多时相卫星遥感调查资料对洞庭湖区地壳沉降的研究 对洞庭湖的泥沙淤积，学术界取得了共识。而对洞庭湖的构造沉降，尽管从地质学的角度可以得到比较充分的说明，但仍然存在着争议。究其原因，主要是由于地壳沉降量很小，一年不到一个厘米，一般难以为人们注意。另一方面，目前用于测量构造沉降幅度的方法主要是大地水准重复测量，这种方法不仅只能进行点上测量，而且难以反映目标地区的区域沉降或上升状况，因此需要较长的监测周期。事实上迄今为止，学术界仍未获得足以证明洞庭湖构造沉降的证据。研究表明，利用多时相卫星数据进行泥沙淤积遥感调查，在此基础上进行系统的分析研究，能够较好的反映洞庭湖区构造沉降状况。 （一）洲土面积统计 如前所述，通过对洞庭湖20世纪70年代和90年代两个时段18 个时相的卫星图像进行系统的遥感解译，并进行湖盆面积量算与不同水位条件下洲土出露面积量算，东洞庭湖、南洞庭湖、目平湖及三湖合计的湖盆面积与洲土面积统计列入表12-5及表12-6。 表12-5 20世纪70年代 MSS卫星图像量算的洞庭湖洲土面积 （二）不同水位高程下的泥沙淤积特征 一般情况下，对洞庭湖而言，无论是洪水期还是枯水期，其持续时间是有限的，而洞庭湖的大部分时间处于平水期。洞庭湖的泥沙系长江“三口”与“四水”携带而来，由于洪水期长和枯水期时间相对短暂，来水有限，故泥沙来量相对较少。而在平水期，由于时间持续较长，来水较多，携带的泥沙也相对较多。因此，洞庭湖的泥沙淤积总是有规律地大部分分布在平水期水位高程。 如果洞庭湖总体处于构造沉降过程中，那么，在平水期，由于泥沙淤积速率较大，地壳沉降速率小于泥沙淤积速率的可能性也较大，洲土的标高将随着时间的增加而不断的增高，同水位时洲土出露面积也随之不断的扩大。相反，在洪水期和枯水期，由于泥沙淤积速率相对较小，地壳沉降速率大于泥沙淤积速率的可能性较大，故洲土的标高可能由于地壳的沉降而降低，同水位时洲土出露面积也将相应变小。 表12-6 20世纪90年代 TM卫星图像量算的洞庭湖洲土面积 综上所述，无论是东洞庭湖、南洞庭湖还是目平湖，只有在一定的高程区域时，90年代的洲滩面积才比70年代的大，而当水位高程大于或小于某一数值时，90年代的洲滩面积会反而比70年代的小。 （三）水位高程、洲土面积与地壳沉降的关系分析 根据表12-5及表12-6数据，以鹿角、杨柳塘、小河嘴、城陵矶等 4 个水文观测监测的水位分别代表东洞庭湖、南洞庭湖、目平湖及全洞庭湖的水位，以横坐标为洲土面积，纵坐标为水位高程，在同一个坐标系作出东洞庭湖、南洞庭湖、目平湖等三湖20 世纪70年代和90年代两个时段的洲土面积与水位关系曲线见图12-5、图12-6及图12-7。图中两条曲线上同一高程的横坐标相减，代表该水位时的洲土扩展面积或减少面积。 从图12-5可以看出，70年代的洲土面积与水位关系曲线和90年代的洲土面积与水位关系曲线分别在水位为 25.55 m和 27.90 m时形成两个交点，其对应的洲土面积分别为377 km2 和682 km2。两个交点之间形成封闭的区间，其两端为开口的区域。70 年代和 90年代两个时段的洲土面积与水位关系曲线没有重合，其原因是泥沙淤积与构造沉降等影响，使得即使水位相同，不同时段的洲土面积也不同。如图 12-5 所示，对中部封闭区间和两端开口区域分别作平行于横轴的三条平行线AA′、BB′和 CC′。线段 BB′代表的水位是27 m，这一水位标高在70年代时出露的洲土面积是420 km2 ，在90年代时出露的洲土面积是485 km2 ，亦即在27 m水位标高时90 年代的洲土面积大于 70 年代的洲土面积 65 km2。造成这一结果的原因是由于泥沙淤积速度大于地壳沉降速度。同样的，在水位25.55 m至27.90 m的两曲线封闭区间中，在任意水位条件下均具有这一特征。因此，对东洞庭湖而言，在水位标高为25.55 m至27.90 m之间，泥沙淤积速度大于地壳沉降速度。线段 AA′代表的水位是29.10m，这一水位标高在70 年代时出露的洲土面积是330 km2，在90 年代时出露的洲土面积是225km2，亦即在29.10 m水位标高时90 年代的洲土面积不仅没有比70年代的洲土面积大，反而比70年代的洲土面积还小105 km2。一般情况下，洞庭湖不断的接受着“四水”与“四口”的泥沙淤积，如果没有地壳沉降的影响，90 年代的洲土面积一定大于70年代的洲土面积。造成上述结果的原因是地壳的沉降，而且只有地壳沉降速率大于泥沙淤积速率时才出现这一结果。分析线段 CC′反映的洲土面积与水位关系，可以得出与线段AA′同样的结论，即当东洞庭湖水位小于25.55 m时，地壳沉降速率大于泥沙淤积速率。 图12-5 东洞庭湖洲土面积与水位的关系 图12-6 南洞庭湖洲土面积与水位的关系 图12-7 目平湖洲土面积与水位的关系 图12-6与图12-7分别是南洞庭湖与目平湖洲土面积—水位关系图。分析图12-6及图12-7可知：当南洞庭湖水位大于29.70 m或者小于28.00 m时，地壳沉降速率大于泥沙淤积速率，水位介于28.00 m与29.70 m之间时，地壳沉降速率小于泥沙淤积速率；当目平湖水位大于31.05 m或者小于 28.65 m 时，地壳沉降速率大于泥沙淤积速率，水位介于28.65 m与31.05 m之间时，地壳沉降速率小于泥沙淤积速率。 泥沙淤积是近代洞庭湖演化过程中最突出、最活跃的因素，它使洞庭湖急剧萎缩。但淤积量沿时程明显呈减少趋势，1956～1995年年均减少232万m3。按此递减率推算，在不考虑构造沉降的前提下，在2015年后较长时期内，洞庭湖湖容在现有边界范围内可能稳定在160～165亿m3之间。洞庭湖盆一方面不断接受大量的泥沙淤积，另一方面由于新构造运动又在不断的沉降。首先，重复大地水准测量和不同年代的湖底地形图比较表明，其沉降速率为5.00～31.3 mm/a。其次，现代考古研究表明，全新世早期（8500年前）以来大量的古文化遗址（文化层）和湖积物一起构成了近代或现代沉积层位，特别是明清以来的古建筑物，现已沉埋于地下或水下。另外，前述多时相卫星遥感调查的洲土变化规律，也充分的证明洞庭湖区确实正处于地壳沉降中。 综上所述，洞庭湖区泥沙淤积与地壳沉降关系具如下特点： （1）受长江“三口”与湘资沅澧“四水”来水来沙影响，洞庭湖泥沙淤积具有明显的标高分带特征。东洞庭湖主要泥沙淤积带水位标高为25.55～27.90 m，南洞庭湖为28.00～29.70 m，目平湖为28.65～31.05 m。除此以外的其它水位高程，泥沙淤积相对较少。 （2）通过对不同水位高程下20世纪70年代与90年代洲土分布面积比较，发现只有在平水期水位时洲土面积才增大，在洪水期与枯水期水位时洲土面积都在变小。 （3）根据水位高程、泥沙淤积及地壳的沉降关系分析，洞庭湖区总体上处于构造沉降过程中。平水期水位时泥沙淤积速率大于地壳沉降速率，洪水期和枯水期水位时泥沙淤积速率小于地壳沉降速率。 （4）研究表明，洞庭湖区现代正处于不断沉降过程中。如果“三口”与“四水”来沙量大幅度减少，洞庭湖不但不会消亡，而且还会逐渐扩大，湖盆也会逐渐加深。 12.6.5 堤防工程和人类活动对洞庭湖区发展演化趋势的影响 洞庭湖是一个浅碟形的调蓄湖泊，湖水自然活动的范围广，季节变化大。人类占据湖水部分活动空间，必须用大堤来挡住湖水的入侵，这就改变了湖泊演化的条件。对被大堤围起来的湖泊而言，水沙相对集中，淤积作用增强，从而加速湖泊的衰亡。对围垸而言，没有适当的泥沙淤积来补偿地面的沉降，造成垸老田低，内涝内渍严重、地下水位抬升、潜育化、沼泽化加剧，生态环境恶化，外湖水患频繁威胁，当生存条件恶化到一定程度后，围垸已得不偿失，最终被迫退垸还湖。所以未来洞庭湖的缩扩在很大程度上表现为人类活动和堤防工程的进退。
演变和演化的区别
演变 yǎn bin 化发展。 演化 yǎn huà ：又称进化，指生物在不同世代之间具有的现象，以释这些现象的各种理论。演化的主要机制是生物的可遗传变异，以及生物对环境的适应和物种间的竞争。
市场的演化趋势（政治经济学作业）
目前的市场演变只次短期的超弹还是探明大的一次较长时回升，这是我们所关心的。对于市场的中期演变，我们可以有多种方法进行分析和研判，本文仅以趋势分析方法进行研判。
以具有中短期性质的周线趋势来看，截至上周收盘再次转换为回升趋势。通常周线趋势在转换之后会持续5周或更长的时间，因此我们可以在不失一般性的情况下，对未来5周的市场保有信心。……
进入11月份，那时候的周线是否还能维持回升趋势我们不得而知，一般来说超过5周以后趋势转换的可能性就会随时间的延长而增加，不过对于更长时段的趋势我们还有月线趋势。
月线趋势并不为我们所经常提到，主要是因为月线趋势涉及的时间较长，通常在一年内只有一到两次的转换，因而受到市场基本面影响会比较大，不过从历史演变来看，月线的转换对于我们把握中期趋势来说还是具有积极参考意义的。
近一年来的市场演变表明，月线在去年的8月份进入回升趋势，然后在今年的4月份进入调整趋势，与上证指数的中期演变较为吻合。考虑到月线在不同市场位置的特殊性，在指标参数的选取上与周线有所不同，通常在研判月线转换成回升趋势的时候把参数定为4个月，而在研判月线趋势转换为调整的时候把参数定为6个月。……
月线趋势的分析已经比较明朗，实际上就是趋势转换能否从12月份提前到11月份的问题。尽管就月线本身的演变我们还无法断定11月份的趋势是否会转换，但前面的周线趋势研判表明11月份处于回升状态。在此背景下，最为悲观的结论是上证指数在11月份进行周线的横向整理，更为乐观的预期则是上证指数再上一个台阶，这样月线的转换就必然会提前到11月份。
一轮月线趋势的持续时间通常在4个月或以上，即使从11月份算起也起码可以延续到明年的2月份。不过从操作的层面上来说，还是应该以周线趋势为主，月线趋势只是提供一个更大的市场背景。
月线趋势每次转换所间隔的时间段是不一样的，这就表明市场基本面以及宏观基本面的变化已经反映在月线的趋势和转换中，接下来的这一轮月线趋势的转换实际上也已经得到了基本面的支持。供参考。
演变和演化有什么区别？
演变：时较久的发展。
演化：多指自然界的变化化又称进化，指生物在不同世代之间差异的现象，以及解释这些现象的各种理论。 演变是个短时间的过程。演化是长时间的。演化是量变的一个过程，演变是质变的一个过程。演化到一定的时间程度就达到了演变。演变重在变的过程,演化重在结果。
演化趋势与对策
结述指标演化趋势，8.2节评价结果的基础上，对湿地评价区开展红绿灯预警分析（8.5），显示在近期，黄河下游人工生态调度效果十分明显，黄河三角洲滨海湿地在生态调度的影响下，生境质量正逐步改善，往健康方向发展；2010年6月刁口故道作为黄河入海口备用流路恢复淡水供给，故道两侧生态环境质量将会有较大程度的改善；而河口区南部农林混合区和神仙沟流路两侧部分地区由于人类活动的加强，其健康条件将有所下降；北部滩涂区和南部部分滩涂区受水产养殖和海水入侵影响，环境质量会有一定的下降。 可以看出，当前影响黄河三角洲滨海湿地健康条件的主要因素为自然因素（全球气候变化）和人为因素（湿地开发和黄河下游生态调度）。 表8.5 湿地健康条件分析及趋势预测 注：表中红黄绿灯表示当前的健康水平，左箭头表示好转，右箭头表示下降，无箭头表示基本维持现状。 8.3.2.1 全球气候变化 全球气候变化的影响主要表现为温度、降水、海平面及蒸散发变化，且这些变化都与水资源直接相关。因此，全球气候变化背景下的区域水循环对滨海湿地健康影响较大，而加强水利建设、优化水资源配置是黄河三角洲滨海湿地适应气候变化，特别是应对极端气候事件的重要基础。 8.3.2.2 人类负面干扰 黄河三角洲湿地资源面临的威胁直接或间接地来自于人类的干扰。评价区包括东营临港产业区、生态旅游区和河口北部产业区，属于黄河三角洲高效生态经济区建设的核心区。区内石油开采、滩涂养殖和农业开垦等经济开发活动使滨海湿地遭受不同程度的生态破坏和环境污染，造成湿地水资源生态调蓄功能减弱、植被退化、面积萎缩，尤其是在自然保护区的缓冲区和实验区。人类活动对滨海湿地的重压，迫切要求加强生态环境的建设与保护，加快实施生态修复工程。 8.3.2.3 生态调度 黄河作为黄河三角洲的塑造者，其状况和动态如泥沙淤积、改道、洪水泛滥等是影响湿地生态系统演化的主要因子。 1）在自然状态下，海水入侵顶托和地表蒸发浓缩会导致黄河三角洲滨海湿地浅层地下水Cl-含量不断上升，土壤积盐愈加严重，甚至造成生态退化。 2）黄河现道不断向海淤长，形成大面积土壤含盐量低、土质肥沃的土地。在新淤地上当年就有芦苇出现，3～5a后芦苇成片；随着河口的延伸，芦苇也向前推进，而原来的芦苇群落最终为白茅群落所取代。若生态条件不发生大的变化，白茅群落将长期存在或发展成旱柳林等落叶阔叶林；若发生不适当开垦，则发生逆向演替，生态恶化。 3）黄河故道两岸曾是低盐肥沃的土地，有白茅群落、“万亩槐林”等，部分被开垦为农田。1976年黄河改道后，海潮的侵袭、冲刷已将原来的老河口削去大部，同时，海水沿老河道倒灌，两岸土壤“返盐”，地下水含盐量也在增大，原有的中、轻度耐盐植被逐渐被高度耐盐植被所取代，甚至成为裸地。故道河口湿地已由“咸淡混合型”向“滨海咸水型”过渡。 4）面积广阔的滨海滩涂湿地保持相对稳定的状态，并随着黄河三角洲的扩大逐渐脱盐。 5）黄河泛滥、黄河来水减少会对湿地生态产生较大影响。黄河泛滥时，河水所到之处，獐茅、茵陈蒿、白茅、野大豆等群落遭到破坏，但可促进芦苇群落的扩展；洪水过后土壤盐分降低，又反过来促进白茅等群落的发育。黄河来水减少乃至发生断流，受黄河水补给的湿地淡水补给量减少，将促使湿地生态系统发生逆向演化。 鉴于上述问题，有必要在遵循黄河自然水文规律的前提下，适当调节水文过程，保证河流的生态流量，人工协助维持比较自然的水文状态，以维护河流生态系统的完整性和流域生态系统的健康。 近年来，基于汛前调水调沙的黄河下游生态调度，对黄河三角洲湿地有计划地生态补水，成效显著；但黄河下游生态调度的规模和影响范围还相当有限，仍需进一步挖掘生态调度的潜力，充分发挥其“压咸补淡”作用，促进黄河三角洲滨海湿地的持续健康发展。
如何避免三买的趋势+盘整演化成趋势+反趋势
趋势+盘整后的走势盘背就出来。
区域变质作用的温压条件与p-T轨迹演化趋势
前人曾对本区区域变石的温压条件和p-T进行定的研究（沈其韩等，1992；曹国权等，1996；顾德林等，1997；苏尚国等，1997）。不同研究者对本区变质岩石温压条件的计算结果不完全一致，所建立的p-T轨迹也有较大的差异。有的研究者重点以变质花岗质岩石为对象，结合流体包裹体进行研究（沈其韩等，1992；曹国权等，1996）；有的研究者则把变质表壳岩和变质花岗质岩石结合起来进行研究（顾德，1997；苏尚国等，1997）。尽管变质表壳岩和变质花岗质岩石同属麻粒岩相变质的岩石，但由于属不同时期变质作用的结果，它们的变质时代和变质演化便不尽相同，不宜合而为一，只是可进行比较。用矿物对计算的温压条件，尽可能与流体包裹体实测的结果相对照，互相补充印证，使综合的结果更趋合理。 1.前人工作评述 前人已进行了大量的矿物对温压测定，本次研究中也做了若干矿物对的计算，并积累了不少数据；现选择比较有代表性的结果尽可能地加以利用。在进行温压计算时，最关键的问题是正确选择共生的矿物对，但在实际应用时有较大的难度。有的有较好的矿物对温度，但难以得到相应的压力数据，只能在有限的数据中进行挑选，增加了若干的人为因素。另外，根据近年来温度的计算经验，选用的岩石最好统一以基性岩或泥质岩为标准。现在用以计算的温度计，大都考虑矿物中的铁镁配分，对超镁铁质岩，其岩石成分中w（MgO）高达15%～20%，影响铁镁配分的比值，使计算的温度数值偏高；因此本文不采用超镁铁质岩石中的矿物对进行温度计算。 以往各家计算的温压数据已不少，有的较一致，有的则差别较大。本次研究中又对部分矿物对重新做了测定，在综合分析的基础上采用了部分温压数据，作为编制p-T演化趋势的依据。由于研究尚不够系统，今后仍应加强这方面的研究。 2.采用的温压数据 本次研究中主要采用变质基性岩石中测得的温压数据（表7-5）。 麻粒岩相变质作用的早期代表主要是辉石中包裹的角闪石晶体（表7-5序号1），顾德林等（1997）已测得温度为580℃，压力为0.53GPa。笔者认为此数据可作为早期的代表。 顾德林等（1997）和苏尚国等（1997）用Cpx-Opx对计算的表壳岩麻粒岩相的峰期变质温度为900～850℃，压力为0.9GPa，温度比笔者计算的稍高，压力大体一致；后来他们又据Sp+Q＝Gt+Sill的反应式（Senguto,1995）和Somnath等（1995）的研究结果，认为该反应生成的温度大于950℃，压力大于0.9GPa，为此他们最终采用的温度为950～900℃，压力为0.95GPa。笔者认为这两个数据偏高。以在基性岩中测得的数据为标准，温度最高的为850℃（少数偏高，少数稍低，以此作为平均数，详见表7-5中序号为“4”和“5”的样品），稍低的为800℃，故总体温度区间为850～800℃。 地体中央黑云二辉斜长片麻岩的石英Ia型流体包裹体（d＝1.095～1.056 g/cm3）的等容线“1”与岩石中二辉石矿物温度计给出的平均温度813℃相交，可得到捕获的压力为0.73～0.82GPa（详见第五章）。根据单斜辉石-石榴子石地质压力计（Fe端元，Moecher,Essene和Anevitz,1988）为主估算的压力为0.8～0.9GPa。另外，单斜辉石中w〔NaSiO3（硬玉）〕＜3%,w（Na2O）为0.08%～1.36%,w（Al2O3）＜2%（一般情况），据6个O计算的AlⅥ最高只有0.06；这些特征都说明本区单斜辉石形成的峰期变质的压力不会超过0.9GPa。此外，本区基性岩中尚可见Sp+Q＝Gt+Sill的变质反应，因此也不可能存在大于900℃和0.9GPa的岩石；所以采用的压力为0.9GPa。 表7-5变质基性岩的实测温压数据 注：T1—Wood和Banno（1973）；T2—Nehru和Wyllie（1974）；T3—Lindsley和Dixon；T4—Wells（1974）；T5—Powell（1985）。p1—Fe endmenber；Moecher等（1988）；p2—Newton和Perkins（1982）。矿物对寄主岩石名称：1—二辉斜长麻粒岩；2—二辉斜长角闪岩；3—二辉斜长角闪岩；4—石榴角闪二辉斜长麻粒岩；5—马山岩体中麻粒岩包裹体；6—石榴角闪二辉斜长麻粒岩；7—石榴角闪二辉斜长麻粒岩；8—二辉斜长麻粒岩中含石榴子石石英脉；9—石榴二辉斜长麻粒岩；10—石榴二辉斜长角闪岩；11—大山岩体中二辉麻粒岩包裹体；12—二辉斜长麻粒岩；13—黑云变粒岩。 关于麻粒岩相岩石主期变质作用的温压条件，根据表7-5中实测数据，采用的温度为700～720℃，压力为0.76～0.81GPa。 晚期变质作用的温压条件：T＝560～590℃，p＝0.6GPa。 根据以上数据编制了麻粒岩相表壳岩的p-T演化趋势图（图7-1）。 紫苏花岗岩中两种辉石的温压测定结果变化较大。黄姑山马山岩体中两种辉石所得的温度为716℃（三个平均）。罗家庄地区同类岩石的温度为732℃（五个平均），蔡峪石榴紫苏花岗岩中石榴子石一斜方辉石的共生温度为521℃时的压力为0.7GPa，顾德林等（1997）测得石榴紫苏花岗闪长岩（P35-1b1）的温度为802℃，压力为0.72～0.87GPa，平均为0.81GPa。 根据流体包裹体研究（详见第五章第四节），地体中央马山紫苏花岗闪长岩中具有最高密度的Ia型和Ib型包裹体〔Th（CO2）＝-28～-30℃，d＝1.068～1.076g/cm3〕的等容线在700～750℃时通过了0.67～0.72GPa的压力区间。蔡峪石榴紫苏花岗岩石榴子石包裹的石英中Ia型包裹体的等容线（d＝1.075g/cm3）在T＝750～800℃时通过了p＝0.73～0.77GPa的压力区间。 图7-1 基性麻粒岩和紫苏花岗闪长岩的p-T轨迹演化趋势图 A.基性麻粒岩的P-T演化趋势（1-4） B.紫苏花岗闪长岩的P-T演化趋势（a.b.c） A—基性麻粒岩的p-T趋势（1～4）；B—紫苏花岗闪长岩的p-T趋势（a,b,c）；R为Al2SiO5的三相点（Richardson,1969）.1—Act+Czo+Ch+Qz＝Hb（Winkler,1976）；2—Tr+Ch+Pl＝Hb+Di+H2O（Tracy,1984）；3—Hb+Qz＝Opx+Pl+H2o（Binns,1969）；4—Gt+Cpx+Qz＝Opx+Pl（Green等，1977） 综合以上的温压数据，初步确定紫苏花岗闪长岩由峰期至晚期退变质的温压数据范围：a.峰期变质期，二辉石的计算温度取800℃，压力取0.81GPa；b.主期变质期的温度压力条件为：T＝700～720℃，p＝0.7GPa；c.晚期变质期（蓝绿色角闪石阶段）的温度压力条件为：T＝530℃，p＝0.5GPa。 根据以上三点连线形成紫苏花岗岩的p-T演化趋势，与表壳岩从麻粒岩相变质作用峰期以后至晚期变质阶段的p-T趋势线大致平行。 从图7-1上可以看出，基性麻粒岩的p-T趋势总体上呈逆时针轨迹，而紫苏花岗闪长岩为顺时针轨迹，其中降温阶段的轨迹与基性麻粒岩峰期变质以后的特征相似，只是总体的温压稍低一些，说明紫苏花岗闪长岩遭受麻粒岩相变质时与基性麻粒岩峰期变质后的大环境相一致。根据变质流体数据编制的p-T条件，基性麻粒岩和紫苏花岗闪长岩的p-T演化趋势十分相似（第五章图5-4）。 基性麻粒岩的原岩形成后曾经过一个埋深阶段，可能是构造增厚；达到一定深度后，发生麻粒岩相变质，在峰期前后有大量花岗质岩石的增生，它们也遭受麻粒岩相变质；然后逐渐抬升，降温降压。 | 
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