构造岩(tectonite)也称为动力变质岩，是发育在地壳高应变带内由变形作用、变质作用和流体作用共同作用形成的一种与原岩组构、矿物成分完全不同的新类型岩石。其形成与地壳构造变形息息相关，记录构造演化过程中的重要信息，为重建地壳构造演化历史过程提供最直接证据，所以构造岩成因与分类是构造地质学领域中最基础的地质问题。

自从Lapworth (1885)描述来自苏格兰西北部Moine逆冲断层的糜棱岩以来，对与断层有关的构造岩分类提出两种不同划分方案：一类是以岩石学描述为主的结构分类方案(Bell and Etheridge, 1973; Sibson, 1977a; White et al., 1980; Marshak and Mitra, 1988; 钟增球, 1994; Woodcock and Mort, 2008)；另一类是成因机制分类方案(Takagi et al., 1982; Wise et al., 1984; Heitzmann, 1985; Marshak and Mitra, 1988)。其中最有影响的结构分类方案是Sibson (1977a)提出的分类方案(图 1)，以是否固结和叶理化为判别标志，将未固结的断层岩划分为断层角砾岩和断层泥；固结的断层岩划分为随机组构碎裂岩和叶理化糜棱岩。依据基质性质、含量将碎裂岩进一步划分为假玄武玻璃(基质主要为玻璃质)；角砾岩类(基质含量 < 10%，碎块>5mm为压碎角砾岩，碎块在1~5mm为细压碎角砾岩，碎块 < 1mm为压碎微角砾岩)；初碎裂岩(基质含量10%~50%)；碎裂岩(基质含量50%~90%)和超碎裂岩(基质含量>90%)。依据矿物晶体粒度生长还是减小、基质含量将叶理化糜棱岩划分为初糜棱岩(基质含量10%~50%)、糜棱岩(基质含量50%~90%)、超糜棱岩(基质含量>90%)和变晶糜棱岩(以晶体颗粒生长为主)。Sibson分类方案中把非叶理化作为碎裂岩鉴定主要标志，但是近年来研究已经证明在地壳上部脆性构造变形域中也可以产生强烈叶理化碎裂岩(Chester et al., 1985; Lin, 1999, 2001)。另外，对碎裂岩中碎斑、基质和胶结物的粒度、含量没有明确标准，在野外难以识别与划分。

图 1

Fig. 1

图 1 Sibson (1997a)断层岩石结构分类图表 Fig. 1 Classification of fault rocks by Sibson (1977a)

其他一些学者认为结构分类方案存在很大缺陷，不能包含所有的构造岩类型，所以提出了成因分类方案(Takagi et al., 1982; Wise et al., 1984; Schmid and Handy, 1991)。成因分类方案不仅能对构造岩进行分类命名，而且能反映构造岩的形成机制和变形条件，且随着新技术与新方法应用，对天然和实验变形岩石可以开展深入研究。Wise et al. (1984)提出最具代表性的成因分类方案(图 2)，依据应变速率和恢复速率之间关系，将断层构造岩划分为碎裂岩类、糜棱岩类和变质岩类。这个分类方案基本上概况了地壳不同层次上各种类型的构造岩，但是要揭示构造岩的成因，还需要对矿物的变形行为和显微组构特征及变形机制等进行深入的研究，这对多数野外地质工作者来说并非易事，成因分类方案实际应用性不强。

图 2

Fig. 2

图 2 断层构造岩分类图解(据Wise et al., 1984) Fig. 2 Classification diagram of fault tectonic rocks (after Wise et al., 1984)

目前存在多种构造岩分类与命名方案，彼此之间既有共同之点，又有独创之处，相互渗透与借用，名称术语应用相当混乱，很多并不适合于野外的实际工作。存在的主要问题包括：(1)碎裂岩系列分类识别标志不明显，碎斑、基质和胶结物没有明确定义，其粒度、含量没有明确标准，野外工作不易识别；(2)穈棱岩系列主要以基质与残斑含量为标志，没有考虑新矿物形成和结晶生长因素，比如原来粉砂岩和泥质岩石经过构造作用，同构造新生矿物形成，矿物粒度增大，不存在残斑与基质之分；(3)地壳深部构造层次高温、高压环境中，存在广泛深熔作用，岩石不是单一固相，而是固相与熔体共存双相体系，岩石矿物变形机制以高温扩散蠕变、超塑性流动和新矿物化作用为主，变形矿物粒度没有明显减小。

构造岩的分类最好还是基于岩石的组成、结构或构造等岩相学标志，结合变形实验或理论研究的一些成果加以比较，找出合理的判别准则，从而对构造岩进行合理的分类命名。此外，构造岩是地壳高应变带内由各种类型岩石的流变产物，其形成演化受岩石变形机制、应变速率、物质成分、流体、温度、压力等物理化学因素所控制。

本文对近几十年来不同构造层次条件下矿物、岩石的天然变形机制与岩石流变学研究成果，以及构造岩分类、特征及形成机制方面的进展进行了系统的总结与分析，修改完善了构造岩分类与命名方案，探讨了构造岩形成与地壳不同构造层次岩石流变机制的耦合关系。

在岩石分类中将构造岩划归为变质岩大类，但是与传统变质岩不同的是应变强烈，发育各种不同类型的变形组构和S-L组构，其形成受变形机制、应变速率、物质成分、流体、温压条件等因素控制。地壳不同构造层次上物质成分、物理化学条件和变形机制明显不同，形成了不同类型的构造岩。上部地壳层次为弹性摩擦域，岩石以脆性变形机制为主；中深部构造层次是准塑性构造域，岩石以晶质塑性流变机制为主，并伴随有变质作用和深熔作用，广泛发育同构造新生矿物。所以本文提出的构造岩分类方案主要依据变形机制、物质组成与组构等标志，同时考虑一些名词沿用，尽量使得分类方案适用，易于野外地质人员识别辨认。依据变形机制将构造岩划分为碎裂岩系列和变质构造岩系列，依据其结构与组构特征，对每一个系列又进行了进一步的分类(表 1、表 2)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 碎裂岩系列岩石类型命名表 Table 1 Classification nomenclature table of cataclasite series 岩石类型 基质类型及含量 粒度 组构特征 定向叶理 命名原则 碎裂岩 碎基或胶结物＜10% 碎斑＞2mm 碎裂状，无位移，碎块复位好， 保留原岩组构 碎裂化××岩 (碎裂化花岗岩) 碎基或胶结物， 30%~10% ××碎裂岩 (花岗质碎裂岩) 断层角 砾岩 粗角砾岩 碎基+胶结物， 0~50% 碎斑＞2mm 角砾呈棱角状 角砾磨圆 无序 发育叶理 粗断层角砾岩 叶理化粗断层砾岩 细角砾岩 碎基+胶结物, 50%~90% 碎斑＞2mm 角砾呈棱角状 角砾磨圆 无序 发育叶理 细断层角砾岩 叶理化细断层砾岩 微角砾岩 碎基+胶结物 ＞90% 碎基粒度 2~0.1mm 随机分布 定向组构 无序 发育叶理 微角砾岩 叶理化微角砾岩 超碎裂岩 碎基+胶结物 ＞90% 碎基粒度 ＜0.1mm 无定向组构 定向组构 无序 发育叶理 超碎裂岩 叶理化超碎裂岩 断层泥 以新生粘土矿物+碎基， 碎班(＞2mm)含量小于10% 随机分布 定向分布 无序或发育叶理 断层泥 叶理化断层泥 假玄武玻璃 基质为摩擦熔体(玻璃质) 随机组构或流动组构 流动叶理 假玄武玻璃

表 1 碎裂岩系列岩石类型命名表 Table 1 Classification nomenclature table of cataclasite series

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 变质构造岩分类命名表 Table 2 Classification nomenclature table of metamorphic tectonic rocks 系列 岩石类型 基质含量 组构特征 变质级别及构造层次 流体及主导变形基质 原岩建造及命名原则 构造片岩系列 千糜岩 无 千枚理、细粒鳞片变 晶结构，S=L，S>L 低绿片岩相，地壳中浅部构造层次 含Ca、Si水溶液，新矿物化、位错蠕变、破裂作用 原岩为粘土岩、细碎屑岩，以新生微晶片状矿物命名，如绢云母千糜岩 构造片岩 片理、片状变晶结构，S>L，S=L 绿片岩相-角闪岩相，中浅部-中部地壳层次 以片状矿物组合命名, 如白云母构造片岩、绿泥阳起构造片岩等 糜棱岩系列 糜棱岩化岩石类 < 10% 晶体形态组、晶内变形组构，残斑基质，S=L 绿片岩相-角闪岩相，中部构造层次上 水溶液和少量熔体，以位错蠕变机制为主 原岩主要为深成侵入岩，糜棱岩化××岩、××质初糜棱岩、××质糜棱岩、××质超糜棱岩 初糜棱岩 10%~50% 糜棱岩 50%~90% 超糜棱岩 >90% 构造片麻岩系列 构造片麻岩 片麻状构造、条纹条带状构造，L＞S，S=L 角闪岩相-麻粒岩岩相，地壳深部构造层次 熔体、富CO2流体发育，熔体增强颗粒流动、扩散蠕变为主 以特征性同构造矿物组合命名, 如二辉斜长构造片麻岩、夕线石榴钾长构造片麻岩等

表 2 变质构造岩分类命名表 Table 2 Classification nomenclature table of metamorphic tectonic rocks

碎裂岩系是上部地壳脆性变形产物已经得到公认(Sibson, 1977a; Wise et al., 1984)，是由瞬间摩擦滑移断层作用形成的岩石，形成于温度低于300℃环境中。前人依据固结与否，以及基质含量，划分为未固结断层泥、断层角砾岩，固结的假玄武玻璃、碎裂角砾岩、初碎裂岩、碎裂岩和超碎裂岩(Sibson, 1977a)，以不发育叶理随机组构为特征(Sibson, 1977a; Wise et al., 1984)。然而，在过去的十年中，类似于糜棱岩的叶理化断层岩在碎裂岩中也得到了承认，如断层泥(Chester et al., 1985; Chester and Logan, 1987; Evans, 1988; Takagi and Kobayashi, 1996; Lin, 1996, 1997a; Lin and Uda, 1996)和碎裂岩(Kanaori et al., 1991; Tanaka, 1992; Lin, 1996, 1997b, 1999, 2001)。此外，对断层角砾岩缺乏初始固结标准(Higgins, 1971; Sibson, 1977a)也造成了一些困难，一些构造角砾可能保留初始固结，很多构造岩固结可能是同构造流体将其固结，也可能是后期地质作用造成其固结，所以将固结与否作为分类标志不适合，本次分类不考虑其固结与否。

依据目前研究结果，碎裂岩系主要由碎斑、碎裂基质(碎基)、胶结物、摩擦熔体和新生黏土矿物组成。碎斑是由应力作用使岩石破碎产生的，也可能是水压破裂或者由流体隐爆形成(称为热液角砾岩)(Clark and James, 2003)的粒度相对粗大碎块。碎裂基质是由原岩碎裂成更细小碎裂物质，粒度小于2mm。胶结物为同构造活动流体中化学沉淀物，主要为硅质和钙质结晶矿物或者非晶质物质。新生黏土矿物主要为高岭土、蒙脱石、伊利石为主，以及绿泥石和绢云母等。

碎斑与碎基粒度划分标准一直没有统一意见，Spry (1969)给出构造角砾大于5mm，细角砾岩是1~5mm，微角砾岩小于1mm，而Killick (2003)认为断层角砾粒度大于0.5mm。有些研究者认为所有角砾，包括断层角砾，其粒度大于2mm(Laznicka, 1988; 宋鸿林, 1986; Woodcock and Mort, 2008)，所以本文采用2mm作为碎斑与碎基划分标志。依据碎裂岩系列岩石组成、结构，考虑前人术语继承，符合岩石结构分类理念，依据碎斑与基质(包括胶结物、新生矿物)含量、是否发育叶理，对碎裂岩系列分类与命名进行重新修改与划分。碎斑与碎基划分标志为2mm，如果基质(碎基+胶结物)含量小于30%为碎裂岩化岩石，依据基质含量可以进一步划分为碎裂化岩石和碎裂岩。如果基质含量大于30%为断层角砾岩，基质含量在30%~50%为粗角砾岩，基质含量在50%~90%为细断层角砾岩。如果碎斑含量小于10%，碎裂基质粒度在2~0.1mm，称为微角砾岩。碎裂基质粒度小于0.1mm，称为超碎裂岩。碎斑含量小于10%，基质主要由新生粘土矿物称为断层泥，如果基质由玻璃质熔体组成为假玄武玻璃(地震岩)。

(1) 碎裂岩，分布在断层带周围破碎带中，主要有碎斑组成，基质含量小于30%。碎斑是岩石受力作用后破碎呈大小不同碎块构成，呈棱角状，碎块之间无明显移动，原岩成分、结构构造保存完好(图 3a, b)。如果基质含量小于10%，称为碎裂化岩石，如果基质含量在10%~30%称为碎裂岩。

图 3

Fig. 3

图 3 各种碎裂岩石类型中显微组构照片 (a)碎裂状花岗岩，岩石中裂隙发育，将岩石切割呈不规则碎块，碎块之间没有明显位移，原岩结构构造保留完好(据Woodcock and Mort, 2008)；(b)花岗质碎裂岩，基质含量大于10%，碎块呈次棱角状(据Woodcock and Mort, 2008)；(c)断层角砾岩，由石英岩破裂构成，角砾成分单一，呈次圆状，基质含量约45%(据Passchie and Trouw, 2005)；(d)断层角砾岩，角砾为长石和花岗岩碎块，呈次棱角状，基质含量50%(据Lin, 1999)；(e)微角砾岩，角砾由长石、石英和云母构成，碎块呈次圆状(据Lin, 1999)；(f)微角砾岩，基质出现明显流动，发育叶理构造(据Lin, 1999)；(g)断层泥，暗色为断层泥，出现明显定向叶理构造，发育微断层和破裂构造，残斑两端出现了压力影(据Snoke et al., 1998)；(h)假玄武玻璃，在叶理化斜长角闪岩中假玄武玻璃注入脉体，围岩碎块位于暗色假玄武玻璃中(据asschie and Trouw, 2005) Fig. 3 Microstructural photographs of various fractured rock types

(2) 断层角砾岩，基质含量大于30%为断层角砾岩，基质含量在30%~50%为粗断层角砾岩，基质含量在50%~90%为细断层角砾岩。如果角砾呈棱角状，呈随机分布在细粒基质中，称为棱角状断层角砾岩(图 3c, d)；若角砾岩具有一定的磨圆、压扁，并具有定向排列，胶结物围绕角砾分布，显示叶理状定向，称为叶理化断层角砾岩。

断层角砾形态与断层带力学性质无关，而与是否产生碎裂流动有关，断层带内如果发生了强烈碎裂流动，角砾产生磨圆定向，否则呈随机分布棱角状。

(3) 微角砾岩，碎斑含量 < 10%，碎基粒度在2~0.1mm，岩石破碎强烈，基质由碎裂基质和胶结物构成。岩石呈致密状，发育密集破劈理和叶理构造(图 3e, f)，并且见有较多同构造脉体沿着劈理贯入。微角砾岩是强烈变形产物，发育在断层带核部。

(4) 超碎裂岩，碎斑含量 < 10%，岩石中碎裂基质粒度 < 0.1mm，岩石主要细小碎裂基质、胶结物和部分黏土矿物组成。发育在断层带滑移面附近，经常与断层泥伴生在一起(也有研究者将其划归为断层泥)，与断层泥主要区别是新生粘土矿物较少。大多数超碎裂岩产生强烈流动，形成了定向叶理构造，发育叶理称为叶理化超碎裂岩。

(5) 断层泥，碎斑含量 < 10%，是断层反复运动时两侧岩石破碎和水化作用形成的，主要成分为碎斑、碎基与黏土矿物(如蒙脱石、伊利石、高岭石)等混合物，碎斑与碎基为石英、长石、方解石等矿物碎块。此外，断层泥中炭质与有机质成分增加，其颜色发暗，呈黑色或暗绿色(图 3g)。

(6) 假玄武玻璃玻，亦称玻化岩、地震岩，是在高应变速率下，沿断面快速摩擦滑动所形成的，呈不规则的单脉或网状脉贯入断层破碎带中(图 3h)，与围岩呈侵入关系并有截然的边界。脉体由暗色非晶质或隐晶质玻璃基质组成，内有树枝状或球状微晶结构。基质中含有大量母岩的岩屑和晶屑，晶屑主要为石英、长石等矿物，具有熔蚀现象。另外还有杏仁、气孔、球粒、冷凝边和流动等构造。

长期以来一直将地壳中深部构造层次上准塑性域内岩石流变的产物称之为糜棱岩系列(Sibson, 1977b; Wite, 1976; Wise et al., 1984)，1981年国际会议上，赋予糜棱岩三个主要特征：(1)粒度变细，与原岩相比粒度小1~2个数量级；(2)糜棱叶理与矿物拉伸线理发育；(3)分布线性高应变带内。依据残斑与基质含量糜棱岩划分为初糜棱岩、糜棱岩和超糜棱岩，代表了应变由弱到强。如果矿物晶体颗粒出现明显生长，称为变晶糜棱岩(Sibson, 1977b)，有人称其为糜棱片麻岩(Liu et al., 2013)。

原岩为颗粒粗大结晶岩石经过晶体位错蠕变，颗粒由大逐渐变小，随着变形程度的增加，糜棱岩中残斑变少，粒度由大变小的事实是无可怀疑的。但是，原岩为细碎屑粉砂岩、泥岩等岩石，在变形过程中新矿化作用(变质结晶作用)非常强烈，出现定向生长同构造新生矿物，变形后岩石粒度增大而不是减小，不发育残斑-基质结构。此外，原岩为流纹岩和英安岩，长石含量很多，很容易以残斑残存下来，因为长石的塑性变形的温度比石英、云母等均高，所以母岩中长石的含量不同就直接影响其粒度大小的变化。因此，在母岩为非均质的情况下，用残斑粒度变化来区别其变形程度是不太可靠的。粒度的大小不能作为一个区别变形程度的绝对指标。

另外，在地壳深部构造层次上高温高压变质条件下，变形作用伴随变质作用、深熔作用，呈现固相与熔体相共存现象(Brown and Solar, 1998)，恢复速率大于应变速率，其高应变带中构造岩与糜棱岩的组构特征存在明显差异，不具有典型的糜棱岩组构，所以前人将其称为“层状片麻岩、强直片麻岩、变晶糜棱岩、变余糜棱岩、糜棱片麻岩、条纹片麻岩和构造片麻岩”(Sibson, 1977a; Wise et al., 1984; Passchier et al., 1990; Passchier and Trouw, 2005; Liu et al., 2013; 刘正宏等, 2007, 2011)等不同术语，造成变质构造岩分类与术语应用混乱。变晶糜棱岩或者变余糜棱岩是指的糜棱岩经过后期变质作用叠加，岩石发生重结晶作用改造后的糜棱岩，不是变形作用的直接产物，不应纳入构造岩分类中。

近年来由于扫描电镜与透射电镜等先进技术的引进，以及高温高压岩石实验模拟，对地壳深部构造层次上矿物和岩石变形机制有了深入的了解，认为深部构造层次上岩石矿物变形机制从位错蠕变转变为熔体增强扩散蠕变、超塑性流动，使岩石宏观上呈现强烈流变，片麻状、条纹条带状构造发育，形成各种尺度上的塑性流动褶皱。但是在微观尺度上，矿物晶体内部变形组构和形态组构不发育，没有明显粒度变小和矿物晶体拉长现象，矿物晶体多以三联点结构为主。这种组构不是糜棱岩经受后期升温发生静态重结晶的结果，而是高温下特殊流变机制造成的。此外，在地壳中浅部构造层次上，由于变形岩石物质成分与组构差异，尤其原岩为细粒结构粘土矿物，是以新矿物化为主，造成矿物晶体生长，不发育残斑与细粒基质。如果变形过程中有大量流体参入，也会出现新矿物化作用，形成同构造定向生长片状矿物与柱状矿物，岩石粒度增大，以及沿着叶理形成同构造细脉体，构造岩以发育千枚状或片状构造，或条纹条带状构造为特征。

因此，糜棱岩只是受母岩与变形机制控制的一种特殊类型的变质构造岩，不能够包括地壳中深部构造层次上所有类型的变质构造岩。依据岩石组构、同构造新矿物组合，以及流体(包括熔体)活动特征，将变质构造岩划分为三个系列：构造片岩系列、糜棱岩系列和构造片麻岩系列(表 2)，分别形成于地壳中浅部构造域、中深部构造域和深部构造域，受变形岩石的物质成分、组构、变形机制、流体(包括熔体)等因素控制。

构造片岩系列是以同构造新生的纤状、片状矿物为特征，根据构造特征划分为千糜岩和构造片岩两类。千糜岩以发育千枚状构造为特征，形成于地壳中浅部低绿片岩相条件下，其原岩主要为细碎屑岩、凝灰岩，以及花岗岩和各种熔岩类，它们遭受韧性-脆韧性变形作用之后形成了千糜岩。新生矿物颗粒细小，以鳞片状绢云母、绿泥石为主，发育典型千枚状构造，为细粒鳞片变晶结构(图 4a, b)。

图 4

Fig. 4

图 4 各种变质构造岩微观与宏观特征照片 (a、b)千糜岩，大青山逆冲推覆构造下盘二叠系脑包沟组泥岩和粉砂岩变形，形成透入性千枚理，新生矿物定向生长，碎屑颗粒压扁拉长，沿着千枚理面有流体贯入，形成条带；(c)石英白云母构造片岩，赤峰解放营子早古生代碎屑岩变形形成，白云母为同构造矿物，定向生长；(d)糜棱岩，残斑与基质两个部分组成；(e)大青山地区长英质构造片麻岩，发育条纹与条带状构造；(f)大青山地区长英质构造片麻岩显微照片，长石颗粒为细粒多边形颗粒，石英条带由熔体贯入形成，形态组构发育，晶体内部消光均匀，晶内变形组构不发育 Fig. 4 Photographs of microstructures and macroscopic features of various metamorphic tectonic rocks

构造片岩形成在绿片岩相-角闪岩相条件下，其形成过程中有广泛流体参与，是处于构造开放系统范围内，矿物组合是不平衡的，变形作用导致流体进入构造带中并产生了交代作用和变质重结晶作用，形成大量同构造新生片状、柱状矿物，如白云母、黑云母、阳起石和角闪石等。在温度较高环境中，广泛出现矿物晶体生长颗粒变大、延长的现象，形态组构发育，以发育典型片理为特征(图 4c)。

构造片岩多产于开放断裂带体系中，并与其它类型构造岩相伴生。由于应力的作用，矿物以其延长方向彼此平行于糜棱叶理面而生长，且垂直于最大压应力，或是沿着拉长方向而生长。片状、柱状和板状矿物定向性极为明显，并在其延长方向上出现不同程度的挠曲和扭折构造。

糜棱岩最初用于描述苏格兰高地莫因断层中细粒薄纹层岩石，认为是一种细粒的具强烈叶理化的岩石，是在脆性破碎和研磨作用下形成的(Sibson, 1977b)。直到20世纪70年代人们对糜棱岩的显微构造、组构等特征及成因机制等才有了新的认识。1981年在美国加里福尼亚州召开的国际会议，提出限定糜棱岩三个基本特征是：粒度减小，粒度比围岩小1~2数量级；分布在线性高应变带内；具增强叶理和线理构造，主要为糜棱叶理与剪切叶理，线理发育糜棱叶理面上，为矿物拉伸线理。

岩石主要由残斑与基质两个部分组成(图 4d)，残斑主要原岩刚性矿物残留，表现为不对称眼球状、透镜状，发育拖尾构造，晶内发育显微裂隙，或者各种变形组构，有的残斑周围被细小亚颗粒和动态重结晶新颗粒围绕，构成典型核幔结构。基质由动态重结晶细小晶体和新生矿物组成，颗粒细小，总体上变形较弱。同构造新生矿物主要沿着剪切叶理分布，或者在残斑两端压力影处分布。依据基质含量，划分为糜棱岩化岩石(< 10%)、初糜棱岩(1%~50%)、糜棱岩(50%~90%)和超糜棱岩(>90%)。

构造片麻岩形成于中下部地壳构造层次上的韧性变形带中，变形作用与变质作用、部分熔融作用相伴。变形机制主要以熔体增强的颗粒流动、高温物质扩散蠕变机制为主，在局部存在高压熔体，可以引起脆性破裂和隐爆。

岩石以颗粒之间相互滑动和边界迁移方式来调节外施差值应力，在宏观上显示出强烈不对称流变构造，发育大量的旋转应变组构，如S-C组构、熔融线理、叶理鱼、包体旋转及不对称塑性流动褶皱等。岩石中片麻状构造、条纹条带状构造十分发育，密集平直，故此有人称其为强直片麻岩或糜棱片麻岩(Liu et al., 2013)。这些特殊的组构要素不仅使之与常见的变质岩相区别，而且还可以作为判别构造运动方向的标志。而微观上矿物晶体形态和内部结构并不发生变化，形成了典型花岗变晶结构和三联点结构。岩石粒度相对比较粗，粒度相对均匀，没有残斑和基质之分，多数浅色矿物呈三联点结构，发育石英复晶条带(图 4e, f)。少数浅色矿物和部分暗色镁铁质矿物表现出塑性变形，被拉长定向排列，发育晶内变形组构。

根据组成矿物变形特征和相互关系，构造片麻岩由早期残留矿物、同构造新生矿物和熔体三部分组成。残留矿物在构造片麻岩中占很少一部分，是变形前母岩组成矿物，多为暗色辉石类和角闪石类，呈被动变形，沿着片麻理定向排列，构成典型辉石链结构(刘正宏等, 2007, 2011)。同构造新生矿物主要沿叶理面定向生长，其组合不仅与原岩物质成分有关，而且与温压条件有关。熔体是构造片麻岩中重要的组成部分，由于变形时温度、压力相对较高，加上变形时的差值应力作用，在构造片麻岩形成过程中岩石发生强烈部分熔融，其熔融组分占构造片麻岩的5%~50%，部分岩石中甚至超过了50%，主要是浅色长英质矿物，构成条纹或者条带构造。在伸展变形条件下，浅色熔体沿着应变椭球体X轴定向分布，形成了典型L构造岩。

构造岩的变形机制包括碎裂作用、碎裂流动、扩散物质迁移、重结晶作用、晶体塑性、塑性流动等机制。不同变形机制出现于不同的构造环境，其主导性变形机制受变形介质、温压条件、流体及其变形体制与应变速率等因素控制。地壳不同构造层次上其主导变形机制不同，决定了构造岩类型及其特征不同。

岩石破碎作用、旋转、矿物颗粒边界摩擦滑移构成了地壳浅部构造层次碎裂作用，在快速地震摩擦滑移情况下，可能产生摩擦熔融形成假玄武玻璃(Sibson, 1975; Passchier, 1982; Hobbs et al., 1986, Magloughlin and Spray, 1992)。如果存在流体，可能形成纤维状矿物、纤维脉(Knipe and White, 1979; Ramsay, 1980)和大量黏土矿物。外施应力超过岩石强度发生破裂，宏观裂缝是孤立显微裂缝成核、扩展、连接形成的(Hallbauer et al., 1973; Blenkinsop and Rutter, 1986; Lloyd and Knipe 1992; Moore and Lockner, 1995)。岩石变形实验表明，在近地表围压较小的条件下，沿着张性破裂面破裂；而在地壳深部围压较大条件下，沿着剪切裂隙破碎(Griggs and Handin, 1960; Sibson, 1986)。无论是张性破裂还是剪切破裂，岩石破裂碎块呈棱角状，随着应变增强，碎块粒度减小，并产生碎裂流动，碎块产生磨圆，趋于定向排列。

碎裂流动是碎块之间相互滑移和旋转引起的，这些碎斑进一步破碎呈更小碎块(Sibson, 1977a; Evans, 1988; Blenkinsop, 1991; Rutter and Hadizadeh, 1991; Lin, 2001)。在碎裂流动情况下，空隙被来自热液脉充填，随后热液脉体又碎裂，结果在碎裂岩和角砾岩含有大量来自脉体石英和方解石碎斑。碎裂流动主要发生在成岩到低级变质作用条件和围压较低情况下，并有大量流体参与，流体不仅减少碎块之间摩擦力，高流体压力可以促使岩石破碎与流动，流体是促使碎裂流动重要因素。

扩散物质迁移是通过矿物颗粒之间或颗粒不同部位上物质成分扩散迁移导致变形作用(Kerrich and Allison, 1978; Kerrich et al., 1984)。物质扩散迁移动力是矿物集合体中化学能变化，而这种变化是由矿物集合体中应力梯度变化(Wheeler, 1987)、流体压力梯度的变化或颗粒内部应变能的变化(Wintse, 1985; Bell and Babcock, 1986)所引起的。扩散物质迁移是控制细粒物质变形主要机制，细粒物质中扩散路径短，易于产生物质扩散。

根据物质扩散迁移通道与方式不同，主要有以下三种变形机制：(1)压溶作用，在压力差作用下物质通过颗粒边界上流体从高应力部位，迁移到低应力部位上；(2)纳巴罗-赫林蠕变，晶体结构作为扩散介质，也称为晶格扩散蠕变；(3)柯勃尓蠕变，沿着已变形的和无序的固体颗粒边界晶体结构扩散作用，也称为颗粒边界扩散蠕变。物质扩散可以产生明显形态组构特征，但晶内变形组构不发育。

在高温条件下晶体通过位错运动引起晶体塑性变形，使矿物晶体形态拉长、产生各种晶内变形组构。位错运动受晶体构造、杂质数量和其它晶格缺陷的存在所控制，在低温条件下主要为位错滑移，称之为低温塑性(Handy, 1990)。限制进一步位错运动的位错缠结出现，诱导出加工硬化。这些作用可以产生一系列特征显微构造，包括形态组构、晶格优选方位、变形纹与变形条带。在高温条件下，热导致恢复作用，出现了位错攀移和交叉滑移，有助于减少加工硬化作用，并增强材料的韧性。这些高温恢复作用的物质流动称之为位错蠕变，形成了亚晶粒、动态重结晶新颗粒和典型核幔结构。

重结晶作用是地壳中浅部-中深部构造层次上一种重要变形机制，可分为动态重结晶作用和变质重结晶作用。动态重结晶作用发生在温度较高和应变速率较低的条件下，使初始大颗粒变成了许多亚颗粒和新颗粒的集合体，使岩石细粒化，形成典型核-幔结构。而同构造变质重结晶作用是发生在高温条件下或者流体参入条件下，同构造新生矿物大量出现，一般使晶粒增大，并降低了颗粒边界的表面能、形成多边形颗粒边界。在构造片岩与构造片麻岩中变质重结晶作用广泛存在。

在一定温度和应变速率条件下，应变量达到1000%以上，不出现缩颈和断裂，这种现象称为超塑性，超塑性有两种类型；一类是相变超塑性，晶体在应力作用下温度在相变点附近反复变化时出现的超塑性，如α石英和β石英。另一类是结构超塑性，是指粒度十分细小矿物集合体在变形时所出现的超塑性。

另外，在高级变质条件下，出现岩石部分熔融，变形体系是固相与熔体相共存的双相体系，这个时候岩石呈现塑态流动，宏观上产生大流变，矿物颗粒为平直边界平衡结构，晶内变形组构与形态组构不发育。

超塑性蠕变有以下几个特征：(1)较高温度(T>0.5Tm)；(2)粒度细小，岩石由双相组成；(3)应变速率较低，颗粒发生了旋转，颗粒形态为等轴；(4)应变量大，但矿物颗粒内不存在亚构造，位错密度低。这种变形机制是地壳深部构造层次上岩石主导变形机制，控制构造片麻岩形成与发育。

构造岩形成受变形机制、应变速率、物质成分、流体、温压条件等因素控制，是物质成分与物理化学条件、变形机制等众多变量的函数(图 5)。这些因素相互影响、相互制约，控制构造岩类型与组构特征。

图 5

Fig. 5

图 5 构造岩主要控制因素及其相互关系示意图 Fig. 5 Schematic diagram of the main controlling factors and their interrelation in tectonic rocks

物质成分是控制构造岩类型主要因素之一，在相同构造环境中，由于受变形岩石矿物组成和组构差异，影响岩石流变性质与其主导作用的变形机制，就会形成不同类型构造岩。比如，在相同中浅部地壳构造层次上，结晶深成岩主要是晶质塑性变形机制为主，形成了典型糜棱岩；而细粒碎屑岩和泥质岩石会出现重结晶作用，发育同构造新生含水纤状、片状矿物，形成千糜岩和构造片岩。

流体是地壳中的物质组成之一，地壳岩石中渗透着大量流体，流体对岩石流变性质、变形机制和构造岩形成演化过程起着重要作用(Sibson, 1981; Parry and Bruhn, 1986; Rice, 1992)。流体主要划分为富水流体与熔体两种类型。水流体主要分布中浅部地壳构造层次上，其来源于大气降水、建造水和岩浆水，使地壳岩石，摩擦强度和脆韧性转化域强度都显著降低(周永胜和何昌荣, 2009)。这些流体将会通过物理的或者化学的作用对岩石的力学性质与流变性质产生显著影响，增强碎裂流动、粒间滑移、物质扩散迁移。水岩之间反应，形成大量新生矿物，如橄榄石变成蛇纹石与滑石；辉石变成角闪石、绿泥石、阳起石等；长石变成石英+云母等，岩石强度被弱化，其摩擦强度大幅度降低(Wintsch and Yi, 2002; 周永胜和何昌荣, 2009)。在地壳中浅部层次断裂带中，早期岩石变形以脆性破裂作用和碎裂流动变形机制为主，形成碎裂岩，为流体提供流动通道和聚集空间；随着流体加入岩石变形机制转换韧性变形，形成了千糜岩与构造片岩。

流体存在是构造片岩形成的主要因素，其中有大量的含水片状或纤维状矿物，如绢云母、绿泥石、透闪石、阳起石等都是同构造新生矿物化结果。在变形过程中流体参入导致新矿物生长(Ferry and Dipple, 1991)，所以只要有流体参与，构造片岩既可以在地壳中浅部脆-韧性构造岩域中形成，也可以发育在地壳中深部构造层次上。

熔体主要分布下部地壳构造带中，在高级变质变形条件下岩石发生部分熔融(Paterson et al., 1989; Vernon and Tobisch, 1989)，把岩石从单相(固相)转变为双相(固相+液相)系统，岩石强度随着熔体体积增加明显降低，引起地壳结构分异。深部地震剖面上出现低速带或亮反射层与近水平部分熔融层相对应，证实了中下部地壳广泛出现近水平部分熔融层。熔体存在增强了扩散物质迁移作用、颗粒流动，以超塑性蠕变机制为主，在显微尺度上矿物晶体形态组构与晶内变形组构不发育，但是宏观上表现出强烈应变，发育不对称流动构造，形成了构造片麻岩。

岩石流变性质决定了地壳强度，随着地壳深度的变化岩石的组成、物理化学环境发生改变，岩石流变性质差异引起了地壳在纵向上存在明显流变学分层性。上部地壳主要由各种类型沉积岩和花岗岩组成，中部地壳主要由花岗闪长岩、闪长岩组成，深部地壳主要由中基性麻粒岩和片麻岩组成(Carter and Tsenn, 1987)。由于构造作用，地壳不同构造层次上岩石可以相互换位，在俯冲带附近，近地表沉积岩沿着板块俯冲边界可以带到地壳深部或者上地幔，转化为各种类型高级变质岩。在拆离断层下盘，可以将地壳深部高级变质岩抬升出露地表，与地表沉积岩并置在一起。众多因素，造成地壳物质组成不均一性，在同一个构造层上可以出现不同类型岩石，发育不同类型构造岩系列。

依据岩石流变性质、变形机制、构造岩分布规律提出各种类型地壳结构模型(Mattauer, 1980; Lister and Hobbs, 1980; Carter and Tsenn, 1978; Scholz, 1988; Sibson, 1977a, b; 刘俊来等, 2000)，上部地壳为弹性摩擦域，以脆性变形机制为主；下部为准塑性域，变形机制为塑性流动变形。地壳岩石的脆-韧性转变出现在上部脆性域与下部准塑性域之间，深度约10~15km，地壳岩石具有最大的摩擦强度，地壳内部地震震源集中的深度(Simpson, 1985; 刘俊来等, 2000)。但是，地壳岩石的脆性和韧性是相对的、互为转化的，往往出现许多过渡的情况。流体存在造成岩石强度降低，在地壳浅部构造层次上也可以出现韧性变形；在地壳深部构造层次上，熔体出现使得单一固相体系转变为固相与液相共存复杂体系，地壳强度显著降低。在这种体系下岩石流变机制已经不遵循固体流变定律，随着熔体含量增加体系强度降低，具有显著流变性，形成了典型的构造片麻岩。

根据地壳岩石流变性质、变形机制和构造岩类型等标志，将地壳从浅部到深部划分为四种不同类型构造域：脆性域、脆-韧性转换域、低温韧性域和高温韧性域。不同变形域内，地壳岩石的变形环境、流变学状态、主导变形机制、构造岩类型等存在较大的差异(图 6)。脆性构造域，岩石具有较强的脆性特点，以脆性破裂作用与碎裂流动为主，形成了典型碎裂岩系。在高应变速率变形条件下快速摩擦生热，产生部分熔融，形成了假玄武玻璃。如果有大量流体加入，多次活动叠加，出现强烈碎裂流动和水解矿物，形成叶理化碎裂岩和构造片岩。脆-韧性转换域，位于地壳中浅部构造层次上，这是一个复杂构造变形域，是地震发生集中区域，岩石脆性变形机制与韧性变形机制共存，也是一个开放-半开放系统，有大量流体参入，形成典型了S-C糜棱岩和低温构造片岩系列。低温韧性域，变形机制主要位错蠕变为主，形成典型糜棱岩和高温构造片岩。高温韧性域，主要位于地壳深部高角闪岩相-麻粒岩相条件下，发生了部分熔融作用，是固相与熔体相构成双相体系，以高温蠕变变形机制为主，发育构造片麻岩系列。

图 6

Fig. 6

图 6 地壳中地震震源分布、地壳岩石强度与地壳结构模型(据刘俊来等, 2000; Carter and Tsenn, 1987) Fig. 6 Seismic source distribution, crustal rock strength and crustal structure model in the crust (after Liu et al., 2000; Carter and Tsenn, 1987)

由于物理化学环境变化，尤其是流体与熔体存在，强烈影响地壳岩石流变性质，地壳各个构造域没有截然界线。此外，变形机制、物质成分等因素影响了构造岩类型与特征，所以不同构造岩系列可以存在于同一个构造域中。

(1) 根据变形机制将构造岩分为碎裂岩系列和变质构造岩系列。依据碎斑与基质含量、大小与类型，将碎裂岩系列划分碎裂岩、角砾岩、微角砾岩、超碎裂岩、断层泥和假玄武玻璃六种类型，主导变形机制为碎裂作用和碎裂流动作用，分布在地壳浅部脆性构造域。

(2) 根据岩石结构与构造特征，变质构造岩系列划分构造片岩、糜棱岩和构造片麻岩三个大类。糜棱岩由位错蠕变机制形成，以矿物颗粒粒度减小为特征，主要分布地壳中部脆-韧性转换构造域和低温韧性构造域中。构造片岩主要以出现定向生长的新生纤状、片状矿物为特征，构造环境为开放系统，有大量流体参与，发育在脆性构造域、脆-韧性转换构造域和低温韧性构造域中。构造片麻岩发育高温韧性构造域内，固相-熔体相共存环境中，以超塑性蠕变与重结晶作用为主，宏观显示强烈塑性流动，微观上矿物晶体形态组构与晶内变形组构不发育，发育典型的条带与条纹构造。

(3) 根据岩石流变性质、变形机制与构造类型等特征，地壳构造层次可以划分为脆性构造域、脆-韧性转换构造域、低温韧性构造域和高温韧性构造域，不同构造域主导变形机制与构造岩类型不同。

致谢      感谢中国地质大学刘俊来教授、曹淑云教授提出了中肯的修改意见。

谨以此文祝贺杨振升先生九十华诞暨从事地质事业七十年。