2000年硕士学位研究生考试试题 （二） 基本概念 1．地质构造的尺度；2．碎裂流动；3．压溶作用；4．断层效应；5．断层擦痕的倾伏与侧伏；6．深成侵入岩体形成的底辟作用与气球膨胀作用；7．构造序列和构造组合；8．变质核杂岩 试述岩层、岩体接触关系的研究内容与研究意义 试述褶皱的位态（产状）分类及其意义 试述构造岩的分类与各种类型的基本特征 五、简述构造置换作用的基本过程及其研究意义 基本概念 地质构造的尺度：也即地质构造的规模。地质构造的规模变化很大，从地壳尺度或全球规模、地区尺度或中比例尺区域规模、露头或手标本规模，至显微乃至亚微尺度。在不同的尺度上，地质构造的表现形式具有一定的差异。传统构造地质学研究多限于对中比例尺区域规模、露头尺度和手标本尺度地质构造的描述、分析。现代科学技术的发展及其在构造地质学学科研究中的渗透与应用，却大大地拓宽了构造地质学的研究尺度与研究领域，现代构造地质学的研究领域特点表现为，在传统构造地质学研究领域的基础上，宏观更宏观，从手标本尺度向区域乃至全球尺度发展；微观更微，到应用显微镜的微观尺度和利用电子显微镜的亚微尺度。 碎裂流动：是一种典型的岩石脆性变形机制。岩石的破裂、岩石碎块的旋转与位移是这种变形机制的基本过程。在碎裂流动作用过程中，岩石破裂或较大砾径的旋转、位移过程产生的空隙与岩石结构的不协和性由较小砾径的角砾或热液充填的脉体物质协调。碎裂流动形成的典型构造岩包括断层泥、碎裂岩和断层角砾岩。碎裂流动常常出现在低温、高应变速率和高流体压力条件下（Passchier和Trouw，1996），主要具有以下特点：1）角砾砾径变化大；2）角砾可以为复成分角砾、或是由单晶构成，但更多情况下由多晶集合体构成；3）角砾呈棱角状、具有平直的边界；4）角砾无一定的颗粒形态优选。5）角砾内的矿物颗粒含有很多缠结位错亚结构。 压溶作用：由于粒间孔隙流体的存在，变形岩石内的颗粒在应力作用下出现溶解和物质迁移过程，表现为沿颗粒面向高压应力一侧颗粒边界溶解，溶解物质在流体内扩散、迁移并于低压应力一侧沉淀。物质的扩散迁移过程主要受应力作用梯度引起的化学势梯度的存在所制约。沉淀的新生矿物颗粒可以与被溶解矿物成分一致或不一致。压溶作用形成的典型结构型式包括缝合线、截切颗粒（如矿物颗粒、化石或鲕粒等）。当岩石由溶解度不同的颗粒组成时，压溶作用表现得最为清楚。压溶作用在成岩过程或低温变形过程中非常发育。 断层效应: 由于断层两盘位移,造成在不同方向的断面上表现出的视位移效果有明显的差异，表现出断层性质和位移方向的不同。 断层擦痕的倾伏与侧伏：倾伏：在竖直面内量度；侧伏：在擦痕面上量度其与断层走向所夹锐角来表示。 深成侵入岩体形成的底辟作用与气球膨胀作用 底辟作用：下部岩浆熔体向上顶托、穿刺围岩并形成具有到水滴状侵入体的作用过程称为底辟作用。到水滴状底辟构造与边缘向斜是底辟作用的典型构造型式。另外，底辟岩体周围的早期向外陡倾的岩层，其褶皱的轴面比岩层面或岩层包络面陡；底辟岩体顶部的岩层为压扁型应变，但岩体与两侧围岩之间为剪切应变，具有拉伸线理鞘褶皱和拉伸岩墙布丁构造等。 气球膨胀作用：侵入岩浆的膨胀或横向拓宽使围岩压扁、缩短而扩大岩体占据的空间。气球膨胀作用模式是J.G.Ramsay（1981）提出的，他合理地解释了大规模岩体或岩基的就位空间问题。一般认为，岩浆初始侵位时，只占现有体积的30-40%，而现有体积的大部分是由脉动上升的岩浆对先期固结的岩浆物质向四周推挤获得的。气球膨胀作用产生的岩体，构造特点与底辟岩体具有显著的差异。 岩体的平面形态多为圆形和椭圆形，立体形态多为蘑菇状或漏斗状； 岩体发生横向拓宽，而围岩则发生整体压扁收缩。岩体横向拓宽的体积比初始体积大1-2倍以上。 岩体周围围岩发生明显变形，围岩中具有平行于接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向外逐渐减弱，在接触面附近往往构成了片理级的面状组构； 岩体内部具有平行接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向岩体中心递减，在岩体的边缘带发育最强往往构成片麻状叶理； 岩体内部的岩石类型呈同心环带或分带展布：分布在边缘的岩石，时代最老，成分偏基性，而中心带的岩石时代最年轻，成分偏酸性； 如果没有后期构造改造，岩体和围岩的应变型式都属整体压扁型；1≥K≥0；叶理和片理面上都没有拉伸线理；岩体内的应变强度由边部向中心递减； 在岩体的边部发育了被细晶岩，伟晶岩等岩石充填的径向、环状和锥状的侵位裂隙； 接触变质晕中的变斑晶与叶理为同构造生长。 底辟构造与气球膨胀岩体构造实际上是岩体侵位不同演化阶段，由于不同侵位机制及其转变形成一系列侵位构造型式。它们之间具有密切得成因联系。 7．构造序列和构造组合：根据多期变形理论，一个理想的变形旋回反映了一个变形地质体从发生、发展到定型的全过程，在这一过程中，变形-变质地质体经历了多期变质与变形作用，发育有多期变形幕，使变形和变质作用经历了多次由渐变到突变的发展。每幕变形都形成多种在成因上有密切共生关系的构造形迹组合称构造组合，而由构造组合按先后顺序依次排列的体系称构造序列。 构造序列是变形变质地质体在其形成和发展演化过程中所遭受的基本构造事件的反映。通过构造序列的研究不但可以了解某一持定变形变质地质体的变质变形历史，而且还可以作为对比不同构造区的“化石”。 8．变质核杂岩：是大陆伸展构造的重要形式，它比较客观地解释了大陆板块内大大小小古老变质杂岩体零星出露的原因。Coney（1980）提出：科迪勒拉变质核杂岩是一群由异常变形的变质岩和侵入岩组成的穹形孤立隆起，其上为构造滑脱和扩张的不变质盖层。科迪勒拉变质核杂岩具有双层结构的特征：通常是不均一的古老变质-侵入岩基底，具缓倾叶理和线理的糜棱组构和片麻状组构；上覆不变质盖层，以变薄和被许多近水平断层切成薄片为特征；其间为“滑脱带”或陡的变质梯度带，常具角砾化，并指向向下的滑动和滑脱。侵位于大规模缓倾正断层之下的中或下地壳岩石组成的地质体，其共同特点可概括如下：（1）在空间上呈穹状或长垣状大型背斜的外貌。通常不对称，一翼比另一翼陡，在地貌上常为区内的最高山。（2）核部由中、下地壳的古老中、深变质岩组成，其中常有晚期中酸性岩体侵入。伟晶岩脉和混合岩化也很普遍。（3）核部杂岩的顶部为一个以糜棱岩类岩石为特征的剪切带。这是一种以缓倾的叶理和矿物拉伸线理为特征的SL构造岩，反映在深处的韧性域曾经受过壳内非共轴流动的强烈韧性变形。（4）糜棱岩带的顶部被大型低角度正断层（或简称拆离或剥离断层）所切割，使早期形成的糜棱岩发生脆性变形，并蚀变成赤铁矿化或绿泥石化碎裂岩类，甚至可有假熔岩出现。这一基底剥离断层分开了脆性破裂变形的上壳岩石和曾受过韧性流变的内壳岩石。（5）上盘以不变质的显生宙岩层为主，发育多世代不同类型的正断层，有犁式正断层、近水平的平面状高角度正断层以及平面状低角度正断层，反映了水平伸展下的脆性变形。（6）上地壳的脆性伸展方向、剥离断层的滑动方向及下盘糜棱岩中的运动方向，通常在运动学上具一致性，反映了统一的运动方式。 二、试述岩层、岩体接触关系的研究内容与研究意义 地壳运动的复杂性，反映为岩层、岩体间不同类型的接触关系。岩层的接触关系包括岩层间的整合接触，平行不整合接触和角度不整合接触；岩体与围岩间的侵入接触和沉积接触。 岩层的接触关系： 整合接触关系 连续堆积的沉积物成岩后表现为新老岩层之间连续无间断、上下岩层彼此平行叠置，岩层的这种接触关系成为整合接触关系。它是在沉积盆地相对稳定下降或稳定上升时的无间断沉积，反映了地壳运动处于相对稳定上升或下降的过程。岩层整合接触关系具有下列特征： 一套岩层，各岩层之间在空间排列是相互平行的，新老岩层的产状是一致的。 新老岩层在沉积层序上是连续的，没有间断面。 由于沉积层序上是连续的，所以反映在沉积岩性和岩相变化是递变的，岩层中所含化石也是逐渐变化的。 平行不整合接触关系 平行不整合或称假整合。上下两套岩层之间在空间上是平行排列的，产状一致，但它们之间缺失一些时代的岩层，说明经历过一定时间的沉积间断，或经受过一定时期的风化剥蚀作用后，再下降接受沉积的过程。 这样两套岩层的接触面称为平行不整合面。不整合面以上的地层称“上覆地层”，以下的地层称“下伏地层”。平行不整合的存在说明地壳运动的是一种总体沉降—抬升—沉降的演化过程。 平行不整合接触的特征： 不整合面的上下的岩层彼此平行排列，岩层产状一致。 底砾岩、古风化壳以及风化残余型矿床如褐铁矿、铝土矿或磷矿等是不整合存在的直接标志。不整合面上的沉积物成分常常与下伏地层的成分有关。 不整合面上下的两套岩层在岩性和岩相以及所含化石的演化上都是截然不同的、是突变的，反映了因常时间的沉积间断而造成的部分地层缺失与上下两套岩层之间沉积环境的变化。 角度不整和接触关系 角度不整合接触关系简称不整合。时代较新的岩层以一定的角度覆盖在不同时代或同一时代不同层位的老岩层之上，上覆岩层与下伏岩层之间具有明显的沉积间断与生物演化不连续性，不整合面上下两套岩层的接触关系称角度不整合。角度不整合是区域性造山运动的结果，基本演化过程包括：沉积盆地下降接受沉积，成岩后发生地壳变形，出现褶皱、断裂，甚至有岩浆活动或变质作用并隆起上升，原水平岩层多数变形为倾斜岩层，同时，隆起的倾斜岩层遭受风化剥蚀，之后再下降接受沉积。地壳运动发生的时间基本上可以用上下两套地层之间的地质时代为基本判别准则。 角度不整合具有以下特征： 不整合面上下的新老岩层之间的产状明显不同，两者呈一定交角接触，在地形地质图上，不整合面以上的新岩层的地质界线与下伏不同时代层位的地质界线相交截； 不整合面上下的新老岩层之间缺少一定时期的地层，存在沉积间断。不整合面上常发育有底砾岩和风化残余矿产。 由于新老两套岩层之间存在长时期的风化剥蚀和沉积间断，在不整合面上、下的新老岩层的岩性、岩相及古生物演化上都截然不同。 不整合面以下的老岩层的构造（褶皱、断裂等）常常比上覆新岩层相对强烈且复杂，岩浆活动和变质作用也具有类似的特点。 大规模强烈褶皱运动（实际上还包括和那些强烈褶皱密切联系的各种断裂）属造山运动。造山运动常常形成褶皱山系，是短期的剧烈运动，它的各个组成序幕活动时期比较短促；广大区域的隆起运动为造陆运动。造陆运动常常构成大规模的陆台，是长期缓慢运动，它大都发生在两场强烈造山运动之间，但也可能和一场强烈造山运动同时发生，后者有时称为准造山运动或等同造山运动。 在造山运动过程中，造山作用之前形成的地层系统往往经历了强烈的变形作用（褶皱作用、断裂作用）、岩浆作用和变质作用的改造，同时经历了区域性或局部性构造抬升作用，从而产生了具有不同产状的大规模倾斜岩层的存在。而造山作用之后的进一步沉降与堆积作用形成了典型的角度不整合。相应地，在造陆运动过程中，地壳主要经历了区域性抬升和沉降作用，造陆运动前与后形成的地层之间，并未表现出很大的地层产状变化，为此而形成了平行不整合或者整合地层系统。由此可见，角度不整合可以说是造山运动的具体表现，而整合与平行不整合的存在则反应了区域造陆运动的特点。因此可以利用角度不整合与平行不整合构造的存在分析区域地壳运动的性质、特点、形成时间与演化规律。 岩体与围岩的接触关系： 深成侵入岩体与围岩之间的接触关系是构造地质学研究的一个重要方面。根据岩体与围岩形成的先后顺序可以识别出两种基本类型：侵入接触关系和沉积接触关系。 侵入接触关系 岩浆岩体形成晚于围岩，表现出典型的侵入接触现象。岩体与围岩接触的部位称为接触带，接触带靠近岩体一侧为内接触带，靠近围岩一侧为外接触带。在内、外接触带上，侵入接触关系表现出： 1）往往是块状的岩体切穿围岩岩层，包括围岩岩层的层理、层面和各种围岩构造，当然，某些顺层侵入的岩体也常常表现出顺层性；2）从岩体中心向接触带，岩体内表现出显著的相带分布，岩体岩石成分、结构和构造等有规律地变化，在岩体的内接触带发育有冷凝边，是岩体快速冷凝结晶的结果；3）外接触带的围岩常常受到炽热的岩体烘烤加热而发育有烘烤边和接触变质带或矿化蚀变现象，接触变质带表现出晕圈状分布的特点；4）在岩体侵入过程中经常有围岩碎块或捕掳体掉落到未冷凝的岩浆中，并在内接触带产生同化和混染现象。 沉积接触关系 岩体的形成往往伴随着造山运动或造陆运动，使之出露地表，经受风化和剥蚀作用，之后的区域性沉降又使得新的沉积物质覆盖在风化面之上，此时岩体与围岩之间的接触关系称为沉积接触关系。沉积接触关系表现为：围岩覆盖在岩体之上，接触面上常常发育有风化剥蚀面和古风化壳，而不具有冷凝边、烘烤和接触变质或矿化蚀变现象；上覆沉积岩层的底层常常含有岩体的成分（砾石或碎屑）；此外，岩体内部结构和构造往往被接触面截切。 三、试述褶皱的位态（产状）分类及其意义 M.J.Rickard（1971）在总结前人褶皱产状分类的基础上，根据轴面倾角，枢纽倾伏角和侧伏角三个变量绘制出一个类似岩石命名分区图的三角投影网图，并根据三角网图内各项数据的规律变化，将三角投影网图划分为七个区，分别代表七种特征的褶皱类型。 Ⅰ. 直立水平褶皱 轴面近于直立（倾角80°-90°）枢纽近于水平（倾伏角0°-10°）。 Ⅱ.直立倾伏褶皱 轴面近于直立，枢纽倾伏角10°-80°。 Ⅲ.倾竖褶皱 轴面和枢纽近直立，倾角和倾伏角均为80°-90°。 Ⅳ.斜歪水平褶皱 轴面倾斜（倾角10 °–80°），枢纽近于水平（倾伏角0°-10°）。 Ⅴ.平卧褶皱 轴面和枢纽均近水平，倾角和倾伏角0°-10°。 Ⅵ. 斜歪倾伏褶皱 轴面倾斜（倾角10°-80°），枢纽倾伏 （倾伏角10°-80°）。 Ⅶ 斜卧褶皱 轴面倾角和枢纽倾伏角均为10°-80°，倾向和倾伏向一致，倾角和倾伏角大致相等，枢纽在轴面上的侧伏角为80°-90°。 以上七类褶皱反映了轴面和枢纽产状的连续变化系列，因此包含了自然界可以出现的各种产状的褶皱，三角投影网图上所划分的七个区，分别代表七大类型褶皱产状的变化范围，图上各区范围的大小也大致反映出该类褶皱在自然界出现的几率大小及其过渡类型的一般变化规律，其中Ⅵ区范围最大，表明斜歪倾伏褶皱在地壳中最常见，它是产状变化最大的一类褶皱。 这一分类使对褶皱形态的研究从定性描述提高到半定量的水平，为应用统计方法分析褶皱形态和产状特征提供了条件。 四、试述构造岩的分类与各种类型的基本特征 由于变形作用使岩石的结构和构造，甚至矿物成分发生变化，形成一种组构、矿物成分与原岩不同的新类型岩石，称之为构造岩。对于构造岩的类型划分，目前较流行的方案主要有两类：一类是以结构为主的分类方案，以为代表；另一类方案是按成因机制。根据形成机制和结晶作用特点不同，将构造岩划分为碎裂岩系列、构造片岩系列、糜棱岩系列、变晶糜棱岩系列和构造片麻岩系列。 碎裂岩系列：岩石以脆性变形为主，其显著特点是无定向或具弱定向，岩石中裂隙发育，岩石被裂隙切割成大小不一的碎块。随着应变的加大，碎块间位移加大，粒度变细，碎块间碎基增多，碎块逐渐被碎粒和碎粉所包围，呈残留碎块状，以至最后岩石可全部变为碎粒或碎粉。 断层角砾岩 由仍保持原岩特点的岩石碎块组成。角砾胶结物为磨碎的岩屑、岩粉以及岩石压溶物质和外源物质。这类角砾岩中的角砾形状多不规则，大小不一，杂乱无定向。断层角砾中角砾的棱角也可以被磨蚀而成透镜状、椭圆状，角砾也可成雁列式等定向排列。胶结物有时也显示定向，围绕角砾，甚至发育劈理。 初碎裂岩 岩石具碎裂结构或碎斑结构。碎块位移或转动较大，碎块呈残留碎斑状，被碎基所包围。碎基含量约占10%-50%，但岩石中碎斑仍多于碎基，碎斑粒已变小，一般小于2mm。碎斑中常见破裂和边缘粒化现象。初碎裂岩在不同度上保留原岩的性质和结构。 碎裂岩 岩石具碎裂结构，碎斑少而小，岩石大部分已破碎为碎粒、碎粉，碎基约占50-90%。颗粒趋于均一，原岩结构难以辩认。弱碎粒较多，由碎粒与碎粉组成碎粒结构，也称为碎粒岩。 超碎裂岩 岩石中碎斑小而少见，碎基分布较均匀，多为碎粉状，占90%以上。原岩结构已无法辨认。大部分由碎粉组成，故也称之为碎粉岩。 假玄武玻璃 岩石一般颜色较深，常呈黑色或黑绿色，外貌很象玄武质玻璃，故称假玄武玻璃，也有人称构造熔岩。岩石一般隐晶质、玻璃质结构或玻基碎斑结构。玻璃基质可呈流动构造、条带状构造或碎粉状构造，还可见球状、树枝状微晶结构、气孔和杏仁构造和球粒构造等。有时可以见到局部结晶，这些结晶质可能是假玄武玻璃形成过程中保留下来的，也可能是玻质脱化而成的。碎斑大小不等，但多在0.2mm以下，呈浑圆状或不规则状。成分依原岩而不同，可以是长石、石英或其它矿物，含量一般较少。碎斑结构的产状主要是因为形成假玄武玻璃时时间短，以及碎屑矿物成分、变形形态和熔体成分的影响等，一般达不到主岩熔融，使假玄武玻璃保存有母岩的岩屑和晶屑，而形成碎屑斑结构。 糜棱岩系列：糜棱岩最初（Lapworth，1885）用于描述苏格兰高地莫因断层中的岩石。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，不伴有组分的重结晶作用。后来Christie（1960）发现了莫因断层中的糜棱岩普遍发育重结晶现象，但却没有打破糜棱岩为脆性变形产物的观点，认为是后构造重结晶所致。直到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。到1981年在美国Panrose召开了一次国际会议，对糜棱岩的显微构造、变形机制、形成条件及命名原则等广泛地进行了讨论，普遍认为糜棱岩的三个基本特征是：①粒度减小；②出现在较小的带内；③具增强叶理和线理。 按碎斑和基质的含量、性质及结构等，糜棱岩可进一步划分为糜棱岩化岩石、初糜棱岩、糜棱岩和超糜棱岩。 糜棱岩化岩 岩石初具糜棱岩结构，基质含量<10%，可见矿物晶体定向拉长现象，略具定向排列。常见的显微构造有：波状消光、双晶弯曲及扭折等，在残斑边缘也可见少量重结晶。 初糜棱岩 岩石具糜棱结构，基质含量10%-50%，残斑仍占多数。其基质定向性明显，动力重结晶颗粒增多，S-C面清楚。残斑可出现破裂及各种具塑性-半塑性变形特征的显微构造，如长石双晶扭折、云母褶曲、方解石机械双晶、石英的带状消光及扭折带、亚颗粒化及重结晶等，石英常发育核幔构造。岩石中出现成份分异，并形成较多的新生矿物。 糜棱岩 岩石具典型的糜棱结构，基质50-90%，以动态重结晶为主，残斑少且小。流动构造明显，不仅具纹层状透入性叶理，而且常发育明显的矿物线理。残斑和基质常构成不对称碎裂系，初糜棱岩中所具有的各中显微构造较为发育。长英质糜棱岩中长石常为残斑，边部也可见动态结晶颗粒。而石英大部分已重结晶构成基质，显示明显的流动构造。长英质糜棱岩可发育成十分典型的S-C叶理，成份分异明显。 超糜棱岩 岩石具糜棱结构，基质含量>90%，残斑少见，岩石已大部分重结晶。颗粒一般较小，呈纹层状分布，常见不同成分的条带相间构成分异劈理。岩石流动构造清楚，而S-C叶理变的不太明显。由于碎斑少而小，矿物中的各种塑性变形现象初动态重结晶外，均不太发育。整个岩石中几乎全部由动态重结晶新颗粒组成。肉眼观察岩石常呈致密状，颜色较深。长英质超糜棱岩与糜棱岩相比，长石减少而白云母和石英增多。 糜棱岩化作用是一种递进变形过程，由糜棱岩化岩石到超糜棱岩反映了应变从弱到强的逐渐累积过程。随着应变强度的增大，矿物和岩石的塑性变形特征越来越明显，动态重结晶作用加强，重结晶新颗粒粒度减小，岩石中的流动构造也越来越发育，糜棱结构就越来越显著。一个韧性变形带从边部的未变形区向带内逐渐变为弱变形带，以及到中心部位强应变带，代表了一个完整的糜棱岩演化旋回，相应地形成了糜棱岩化岩石初糜棱岩、糜棱岩和超糜棱岩。 在糜棱岩化作用之后，由于应力作用消失，温度升高，糜棱岩发生了强烈静态重结晶作用，消除和改造了部分早期的糜棱组构，并由颗粒粗大多边形晶体取代了细小变形晶体。使糜棱岩转变为变余糜棱岩，或称之为变晶糜棱岩。 构造片麻岩：在地壳中深部层次由强烈塑性流动变形形成的、宏观上具有强烈塑性流变特征而没有明显粒径减小的构造岩。构造片麻岩具有如下特征：①构造片麻岩在空间上呈带状分布，与围岩是渐变过渡关系；②岩石中片麻状构造或条纹、条带状构造发育，其中片麻状构造是矿物定向生长和定向拉长构成的，而条带状构造主要是变质、变形分异条带；③在构造片麻岩中旋转应变组构、S-C组构和不规则塑性流动褶皱发育；④岩石粒度比较均匀，没有残斑和基质之分，与围岩相比其粒度要小1-2倍；⑤由于变形时温度、压力较高，恢复作用比较强，大多数矿物都发生了重结晶，尤其石英都变成了多边形粒状，晶内各种变形组构不发育，但是石英C轴有几种优选方位，说明它们重结晶时受应力控制。暗色镁铁质矿物都表现出被拉长，定向排列，晶内变形组构发育，表现出晶体塑性变形特征。 构造片麻岩和糜棱岩都是经过强变形作用形成的构造岩，表现出强烈应变，但二者的显微组构和变形方式明显不同。造成这种差别的主要原因是构造片麻岩和糜棱岩形成的环境和变形机制的差异。构造片麻岩与普通的区域变质片麻岩的区别标志主要是应变强弱的差异，并导致岩石组构的不同。区域变质片麻岩呈面状分布，尽管在形成过程中存在应力作用，发育片麻理，但是应变不强烈，旋转应变组构、S-C组构和塑性流动组构不发育。而构造片麻岩是高应变产物，在空间上呈线性分布。岩石以发育条纹条带状构造为特征，旋转应变组构、S-C组构和不规则塑性流动褶皱极为发育。 构造片麻岩是近几十来才逐渐被人们所认识的形成于中深部构造层韧性变形带中的一种构造岩，目前还没完善的分类方案。根据组构的不同，将构造片麻岩划分为片麻状构造片麻岩、条带状构造片麻岩和条纹状片麻岩。片麻状构造片麻岩发育于韧性变形带边部应变相对较弱的部位，岩石中条带构造十分发育，并见有大量无根勾状褶皱，构造平行化强烈，包体多被拉成条带状。条纹状构造片麻岩产于韧性变形带中心应变最强的部位，岩石中发育密集条纹状构造，构造平行化十分强烈，基本没有不对称流动褶皱和包体存在，岩石达到一种均匀稳态组构。 五、简述构造置换作用的基本过程及其研究意义 构造置换作用是在递进变形作用过程中一种构造被另一种构造改造并取代的过程。在变形地质体的演化过程中，最常见和最重要的是面状构造的置换，因此也称叶理或面理置换。 置换作用概念简单，但含义较广。叶理置换过程不仅是递进变形过程中先存叶理受褶皱作用而旋转到与褶皱近于平行，还包含了新生叶理的形成及对先存叶理的改造时，先存叶理的方位改变与相应矿物成分和化学成分的重新调整，形成分异层理或成分层。因此，构造置换过程既是一个物理变位过程，也是岩石化学作用的变质分异过程。 叶理置换的最简单方式是以物理换位为主的方式进行，基本过程如Turner and　Ｗeiss （1963）的四阶段图解所示： 层理（S0）发生相似褶皱变形，包络面代表层理的总方位。 褶皱越来越紧闭，不对称性增强，陡翼减薄。弱岩层劈理化，新岩层局部置换原生层理。 变薄的褶皱翼明显石香肠化，新生叶理不同程度地透入整个褶皱。原有的褶皱样式已明显改造，褶皱多呈残片或呈新生叶理内的片内褶皱，但通过残片还大致可以建立原有褶皱的形象。 被叶理分割的褶皱残片进一步压缩成透镜状，非强干层中的先存层理几乎平行新生叶理，构成岩性似层理。 这一置换过程也适合各种次生叶理被置换的情况。它反映了置换作用程度的变化。杨振升（1983）曾形象化把这一置换过程规定为“W”型、“N” 型和“I”型置换。 叶理置换的另一种形式是我们讨论折劈理形成机制时所遇到的，在折劈理的形成和演化过程中，先存叶理不仅发生方位的转换而且还发生矿物成分和化学成分的重新调整，总体上通过矿物的旋转、溶解迁移、重结晶作用和矿物颗粒的生长等多种因素而达到先存叶理逐渐消失，新生叶理完全置换先存叶理的结果。 傅昭仁等（1989，1996）把构造置换分为两类。纵向构造置换和横向构造置换。并指出前者是在地壳收缩构造体制下发生的，其机制一般与纵弯作用和压扁、压溶作用下轴面劈理的发育过程相联系，后者是伴随地壳伸展而发生的，以水平韧性剪切带运动形成的叶理置换，多形成顺层叶理。