第二章 韧性剪切带及糜棱岩-徐朝雷

第二章韧性剪切带及糜棱岩
一、韧性剪切带及糜棱岩
韧性变形是与脆性变形对应，韧性变形可用拉长，拉薄、拉细来表现，脆性变形则只能用断裂来表现。

前者属藕断丝连，地层被拉伸表现在体积不变，块体变细，但长度增加了。

而脆性变形没有块体变细长度增加的过程，而是干脆以地层被拉张而断裂。

一对主压应力作用下，应变球体被压成椭球体，中间出现一对剪切面理。

它们可发展成断裂，属脆性断裂——这是表层构造相的反映；也可发展成韧性剪切带，这是浅到中层构造相的反映。

机械加工中有拔丝机，把很粗的铁条铜棒，经几次拉伸，可拉出极细的金属丝。

这是韧性变形在机械加工中应用。

韧性剪切带地质特征：
1、是个片理化带，带中矿物定向排列，
2、岩石、矿物均以塑性变形为特点；
3、常与鞘褶皱伴生，岩石具拉伸线理，岩层具S/C组构；
4常有退变质现象。

上述特征是前人总结的。

本人加上去一点：在韧性变形为主特征中，加上可能伴随有脆性碎裂岩化变形。

这是因为矿物的韧性变形，也就是矿物晶体发生晶格位移，而非晶体破碎。

不同矿物达到塑性变形点的温度不同。

低温矿物达到塑性变形温度时，其中有些矿物尚未达到塑性变形温度下限，所以它只能表现脆性碎裂变形。

这种情况大量存在于野外。

石英塑性变形起始点低，为300℃，而长石需450℃，所以许多糜棱岩中，石英已普遍拔丝，而长石呈碎裂化。

当变形带温度达到450℃时，角闪石却未达到韧性变形温度（600℃），所以温度较低的韧性剪切带中矿物变形常常是塑性脆性并存。

需说明的第二点，韧性剪切带不一定有退变质带伴生，这也与韧性剪切带温度有关。

当原岩为角闪岩相岩石，发生低温韧性剪切时，其中黑云母，角闪岩石会发生绿泥石化退变质作用。

当原岩为麻粒岩相岩石，发生中温韧性剪切时，紫苏辉石会发生角闪石化、黑云母化退变质——这是一种情况，韧性剪切温度比变质原岩低。

另一种情况相反，原岩变质温度低而韧性剪切带温度高时，就会出现进变质化带。

如原岩为普通角闪岩相的岩石，当有高角闪岩相韧性剪切作用时，剪切带本身会发生部分熔融，而原岩（围岩）仍保持普通角闪岩相的变质岩。

当然也有一种情况，韧性变质作用温度与原岩相同，所以这一带中看不到退变质，也看不到进变质。

因此原变质温度与韧性变质温度两者比较有退变质、等变质、进变质三种情况。

退变质现象只是低温韧性剪切叠加在高级变质岩中一种反映，它不具普遍性。

需说明的第三点，韧性剪切时，不仅矿物有脆韧性反映，其中岩层(石)也会有两种反应，尤其当岩石为变质砾岩、火山角砾岩、构造角砾岩，韧性变形反映其中软岩石表现为压扁、拉薄、定向化。

而硬岩石则表现为再次碎裂化。

正由于多组分岩石韧性变形反应不同，所以可以根据岩石宏观面貌来鉴别韧性变形岩，而毋需镜下矿物特征来命名。

二、糜棱岩命名问题
目前推行的是根据岩石中糜棱岩化矿物含量多少（百分比）来划分，一般分为四类：糜棱岩化岩、初糜棱岩、糜棱岩、超糜棱岩。

而判断糜棱矿的百分含量，通常需在镜下鉴定才行，所以这一命名方案野外很难做到，也即野外几乎无法命名糜棱岩。

这是目前推行这一命名方案的最大缺陷。

其次糜棱物质的含量多少与组成岩石的矿物成分有关。

如石英岩，极易达到超糜棱岩。

如果是长英岩、长石含量50%，石英50%，其中石英全部糜棱化，其变形变质级别应该达到石英岩的超糜棱岩级别，然而长石均未糜棱岩化，所以也只能命名为糜棱岩，所以这一命名的原则很不可取，因为它与原岩中矿物成分含量有关，而不一定反映糜棱岩带的强度（温度、压力）。

这是目前方案第二缺点。

再次，这一命名方案，未考虑原岩组成与结构构造，如变质砾岩，应以砾石成分扁平化率来衡量糜棱岩化强度。

再如火山角砾岩，亦应以角砾的扁平化率来衡量。

本文提出，糜棱岩可以用双组分（或多组分）岩石中，能干性强的原岩的韧性变形——扁平化、透镜化、圆润化来命名。

镜下鉴定证明，这种命名的糜棱岩，其中石英亦早已发生塑性变形。

所以我们命名方案既有矿物晶格位错，又有岩石韧性变形两种标志。

当遇到双组分岩层时，如泥岩夹砂岩，砂岩可以成透镜体夹于泥岩中；基性火山岩夹酸性火山岩，或夹磁铁石英岩，后者均可成透镜体反映糜棱岩化强度。

所以目前糜棱方案不看宏观变形，只看镜下变形，是很不全面的，这是该方案第三大缺陷。

由此我们设计一种糜棱岩命名方案，它遵循区域变质岩命名原则，以野外宏观构造命名，细化时再冠以矿物组分及其百分含量。

野外很容易识别瘤状构造、荚状构造、眼球状构造、棍棒状构造、纹片状构造；在此基础上，再用放大镜看石英有否拔丝，只要石英一拔丝，就可命名糜棱岩。

由此我们以瘤糜岩、荚糜岩、橄糜岩（眼球状糜棱岩）、纹糜岩、片糜岩、线糜岩，命名六种糜棱岩类。

详细命名再加上矿物成分（糜棱岩化后的矿物成分）（图12）。

图12 糜棱岩岩石类型命名模式图
这一命名方案，毋需薄片鉴定，野外可直接命名，我们在山西、浙江、河北、京津、陕西、云南、四川等地都试用了，可与镜下鉴定对照，无一不爽，野外队同志反映极好，认为方便易掌握，但未被以室内鉴定为主的岩石学家所接受，所以难以推广。

因为岩石学家是野外验收大员，他们把持着岩石这一关，他们不点头，验收就通不过。

你不改到我的方案，我不认可，，迫使野外人员就范于这个不合理命名方案。

而作为行业领导，区调处又不敢下令（怕权威）推广我们的方案，所以这就是虽然新方案提出已有二十年（正式专集出版《中浅变质区填图方法》山西教科出版社1990），仍得不到推广的主要原因。

三、韧性剪切带应用问题
（一）鞘褶皱的鉴别，鞘褶皱的纵断面是一系列弯
流褶皱，垂直长轴的横断面，则是一由系列封闭图形。

这个封闭图形与叠加褶皱形成的穹盆构造如何区分？
由于叠加褶皱两组不同方向褶皱组成，因此它呈现的规
整的穹盆构造，即穹盆封闭图形大小相仿，排列规则。

而鞘褶皱是由B褶皱向A褶皱转化形成，所
以在垂直长轴（a褶皱）断面上，看到的封闭图案大小图13 鞘褶皱横断面，大小不等的封闭构造标本
悬殊，排列无序（图13）。

这个判别方法，我们在野外屡试屡行。

（二）韧性剪切带野外运动方向判断，用许志琴提供10种图形来鉴别运动方向（图14）
图14 剪切带中运动方向判断
来鉴别露头上运动方向，结论经常是矛盾的。

在韧性剪切带不同部位判断方向，常常自相矛盾。

再根据山东泰山群分布区所见锯齿状韧性剪切带的露头特征，反映了有的韧性剪切属地震波状来回震动形成（图15）。

此外，b 褶皱向a 褶皱演变，既有前进方
向封闭构造及鞘，必然有后方的封闭构造及鞘；
图14中叠瓦状，叠瓦的原始堆叠方向有关，如
原始上下叠瓦，则此图合适，如原始水平直立
叠瓦，则方向相反，而今只给出变形后方向，
不提供原始堆叠状态，所以无法判断运动方向。

（三）韧性剪切带成因
1、张扭与压扭性韧性剪切带
韧性剪切带是区域变质构造中，强变形带，一般为张扭性应力造成，所以变形体表现为变榨、拉薄。

但还应有压扭性应力造成，它表现为增厚、变宽。

理论上张扭性与压扭性韧性韧性剪切带出现率相等的，而今报导的几乎没有一条压扭性韧性剪切带，它究竟是认识失误，即野外难以判断，还是客观上压扭性的形成少？
图15 山东新泰县，泰山群中石英脉呈锯齿状，是震动中来回相错的变形点
图16 张扭、压扭韧性剪切带岩石变形样式差别
2.顺层（片）剪切带
韧性剪切带的发育对岩性具一定选择性，它易发生在两套构造岩性差显著岩层之间，如石英岩与片岩间，花岗岩与地层间，不整合上下地层间。

实际上它是较深层次的顺层滑动滑动构造。

这类顺层滑动的韧性剪切带，固然形成一定规模的糜棱岩带，但它不影响地层层序，它只有水平位移量，且无法求证位移的方向、距离，因此可以视作正常沉积关系，而毋需当作一个巨大的构造界面。

下面提出不影响层序的几类大型韧性剪切现象。

①不整合面的滑动，这里特别提出原构造不整合即角度不整合面，最易发生顺层韧性剪切带，下伏为早期褶皱体，上覆为晚期褶皱体，两者主应力方位不同，构造样式不同，最易发生顺层滑动。

角度不整合的界面，常伴随有上覆沉积的底砾岩系，或砂砾岩系。

这层能干性很强的变质碎屑岩最易与下伏变质岩系间发生顺层滑动，所以马杏垣（索书田）等起名底部剪切面，或底部剪切带是很正确的。

它固然发生在豫西嵩山群与登封群之间，同样发生在五台山西部五台系高凡亚群与石咀亚群之间。

这种剪切带，常引起认识分歧，有人认为它上面地层是外来体（不知从何而来）属另一构造断片（断片观点认识论从不推究外来体的原始位置、成因），所以原来上下两套有序地层便被轻易否定了，归属到“外来地体”上去——这是上世纪末兴起的无序论的一种做法。

即把强糜棱岩带作断片构造的断裂。

②岩性差的韧性剪切带
吕梁山区吕梁群顶部杜家沟组是一套以中酸性喷出岩为主体的浅成侵入——火山杂岩，与下伏以玄武岩变成绿片岩——近周峪组之间，有很大的韧性差，所以在吕梁运动中，这一界面发生顺层剪切。

于是有人首先提出山西变质岩系中第一个外来岩片观点，这套厚3000米的酸性火山浅成侵入杂岩，成为不知来自何处的无根的地质体。

但事实上在这界面上野外早已有人观察到杜家沟组中变花岗贯入到近周峪组绿片岩中这一侵入事实（还引发绿片岩热变产生黑云母接触带）证明了杜家沟地层是原地分布的岩层，更非外来推过来的地体。

可是为了适应“外来体”这一先存观点，却对这一原地侵入现象视而不见，从而引发一场小小的争论。

③侵入过程造成的顺层剪切带
五台山区五台系分布范围内，有大量花岗岩体（TTG）出露，它与周围地层无不以宽厚
的糜棱岩带接触。

于是被片体观点者所采用，以此划分出大量断片界面，五台系也被当作是无序片体的叠合体套在碰撞造山带的概念中。

（图17）。

图17 刘志宏(南大地质系) 五台山早前寒武纪碰撞造山带地质图
事实上这些侵入体的边部，都可找到上下地层的捕掳体，从而证明它们是五台系变质过程稍后阶段侵入的这一地质现象本质。

但这部分地质学家，他们不仔细地作野外观察，有的干脆对这些重要地质证据“视而不见”，便随自己的意图，画上大量断片界面。

于是五台系被瓜分成4-5个片体的拼接成的无序杂岩。

事实是这一宽厚的糜棱岩带是岩体侵入过程中，侵入者边缘全部冷凝成固体与围岩摩擦挤入所造成的。

在我国八十年代兴起的花岗岩“气泡上升论”指导下，许多人把它移植到早前寒武纪变质岩系，认为这些片麻岩体原来也是一个个大大小小的气泡，被后来构造运动所压扁成为一条条层状体。

上世纪九十年代，有人提出“固态板状侵入”论点，其主要依据之一，这些TTG，有的有周围地层捕掳体，有的有岩体先后侵入关系。

依据之二，这些岩体剖面上都呈“似层状”，
它们与上下地层宏观上呈整合接触，所以有一定层位（六十年代被当作地层），随上下地层协调地卷入后期构造变形。

依据之三，这些岩体中捕掳体其变质程度总与当地最近地层的变质程度相一致，捕掳体本身也呈糜棱岩化。

当它侵位于角闪岩相地层中，捕掳体是角闪岩相的；当它侵入于绿片岩相地层中，捕掳体亦是绿片岩相的，从未发现有深部变质程度高一档的捕掳体，因此判断它们是原地半原地侵位。

几乎是当地的没有位移的原地侵入体。

根据上述依据，他们得出，在构造运动中，由于地层的片理（或层理）的张开，所侵入受挤压而进来的下部岩浆体（部分熔融成因），一旦灼热的浆体侵入较冷的地层中，边缘便会很快地凝结成固体。

这时顺层侵入的前锋便象契子一样钉入地层裂开缝中，于是契子与地层间摩擦便形成大量糜棱岩，到一定深度便固定下来。

但这一契子后缘的中央还呈浆体状态，在前方片理张开的吸力及后方受构造运动应力挤压力作用下，固体契子很容易再度张开，于是一股新的岩浆顺着这一张开的缝隙很快侵入到早期契子体的前方，立即又冷凝成新的固体契子，硬的插入到更前方（图18）。

这一不断固化，不断劈入的过程，是一系列短程侵入拼接起来的，所以被它铲入的围岩体其变质程度总与附近地层一致，而没有远处（后面根部）的不同变质相的捕掳体。

我认为这一解释是合理的，与当地各种地质现象是符合的，这一认识观点是新颖的、独创的。

因此承认岩体四周的糜棱带，是侵入成因的，不能用来作构造断片界面之用。

我们的观点是，韧性剪切带只是一个强变形带，它们容易发生在岩石力学性质相差很大的岩层之间，发生在不整合界面上，发生在层状侵入体边部。

这些变形带都与断层无关，更不能当做断片观点的拼贴界面。

图18 壳源花岗岩小幅多步边凝固边挤入侵位机制。