pdf縫合線

⑴ [褲子結構的設計方法]結構設計原理第三版pdf

1立襠深與褲子其它部位的關系 立襠部位是人體的腹部中、下端,也是腰的最細處到臀根部的長度。在褲子的結構圖中是指橫襠線以上的部分。立襠深是否合適,直接影響著褲子的造型是否美觀,也影響著穿著是否舒適。因此,掌握好立襠深與褲子相關其它部位的比例關系,是非常必要的。從人體發育情況來看,人體的軀干與下肢的發育不完全是按比例增減的,也就是說:人體高了,褲子加長,立襠深也不一定完全跟著按比例增長。相反人矮了,褲子要短,立襠深不一定完全跟著按比例減短。另外,人體腹部與臀部的變化,對立襠深度也有一定的影響,但也不是絕對的。從穿著褲子的宏帶中習慣來看,各有所好,有的喜歡將褲腰系在腹部上端,有的喜歡系在腹部中間也就是胯骨上端,這些情況要考慮不同消費對象,特別是近年來不管是中年或是青年大多數消費者都喜歡穿立襠短的褲子,因此,在進行結構設計時即要考慮身高又要考慮人體臀圍的大小,還要考慮流行與穿著習慣,這樣在制圖時要引起注意,才能裁出具有時代感、符合消費者要求的服裝。
在人體結構中影響立襠深的因素是多方面的,表 1、表 2 分別為男女基本型立襠深尺寸,以便於掌握標准褲子立襠的尺寸,這些標准尺寸比較符合現代人們穿著褲子的習慣。

從表 1、表 2 可得出以下結論:
(1)褲長每增加 3 cm,立襠深增大 0.3 cm。可把立襠深與褲長的關系歸納為:立襠深 = 褲長/10 + 15.9。
(2)臀圍蔽山每增大 2 cm,立襠深加大 0.3 cm。可把立襠深與臀圍深的關系為歸納為:立襠深 = 3臀圍/20 + 9.5。
表 1、表 2 中立襠深不包括褲腰寬。從大量的實踐證明,比較符合人體穿著要求的褲裝的立襠深既要考慮褲長、臀圍,也要考慮流行,可以把立襠深與褲長、臀圍的關系為歸納為:立襠深 = 褲長/10 + 臀圍/10 + 4.5。
臀圍每增大 2 cm,立襠深加大 0.5 cm。可把臀圍與立襠的關系為歸納為:立襠深 = 臀圍/4 - 1.5 cm。
按下肢體的體型特徵來看,女性的腰節較高,從腰的最細處到股溝的距離較長;男性的腰節較低,從腰的最細處到股溝的距離短。按傳統的計算方法女褲比男褲立襠要大 0.8 cm左右。但是現代人們的穿著習慣有所改變,女士大多喜歡穿襠短點的褲裝,襠短的褲子可使女性下肢體顯得挺拔美觀。因此,男女立襠深可以用同一種公式計算。
以上幾種立襠深的計算方法都是從經驗中總結得出的,各有優缺點,但在實際應用時現在多採用立襠深 = 褲長/10 + 臀圍/10 + 4.5 cm比較合適。總之,不管用那種方法,以臀圍、褲長為基準按一定比例推算出立襠深尺寸,用於標准體的制板中比較准確、方便。

2褲中線的作用

褲中線也稱為燙跡線,它是橫襠大、中襠大、腳口大等部位的對稱中心,在把褲子製成成品時,它又是褲子整燙折疊的依據。
在褲子結構設計中,褲中線是重要的基礎線。在計算出橫襠大後,在橫襠大的 1/2 處作與褲子上平、下平線相交的直線作為褲中線,在依靠褲中線為中心,把腳口、膝圍等分於兩側。而褲子側縫線與下襠縫的完成線,也離不開褲中線。
褲後片的褲中線也是以前片褲中線為基準形成的,所不同的是,在褲膝以上的位置要有所轉移。轉移的尺寸一般在 2 ～ 3 cm左右,主要用於褲子後片的歸拔定形,在製作時把褲後片的下襠縫與側縫比齊,對折起來,將縫子一側擺直, 用熨斗把褲後片臀部推出,這樣處理的結果是:褲子臀部圓出,下襠平伏、不弔,褲形外觀符合人體曲線。

3臀圍與其他部位的關系

臀圍的位置處在褲腰與橫襠之間,一般占立襠深的 1/3,靠近橫襠處。臀圍在褲子結構設計中起著重要的作用,臀圍的大小是否合適關繫到褲子活動的機能性,臀部的尺寸變化較大,直接影響著其他部位,臀圍在結構設計中是褲腰圍、橫襠大、襠寬的基礎尺寸。一般男基本型褲子的成品臀圍比凈臀圍大 14 ～ 16 cm,女基本型褲子的成品臀圍比凈行握臀圍大 8 ～ 10 cm。這些餘量的大小要根據穿著服裝的要求確定,在單量單裁中,一定要考慮年齡與材料等方面的問題,做相應的調整,不能千篇一律。臀圍與腰圍大小關系一般是臀大腰小,人體下肢部最粗的部位就屬臀部,褲子製成後要符合人體的穿用功能,臀大腰小就會在腰部形成餘量,這些餘量稱之為臀腰差,在設計時一般採用收省和捏褶的方法,並從側縫和後襠縫、前襠縫來收小腰口,突出臀部,以調整臀腰差。由於人的體型各不相同,所以臀腰差的大小各不相同。臀腰差越大,省、褶量應大;反之,則小。臀腰差過大還可以加大前襠線撇腹量,通過加大前襠線的撇腹量來調整,以防止前褲片側縫腰口處收進太多而形成鼓包。
褲子的襠寬與前後襠彎結構形成都與臀部大小或臀部與下肢連結處所形成的結構特徵是分不開的。首先,襠的寬度是由人體臀部的厚度決定的,從臀部前後形體來看,人體臀部處的凸度大於腹部。另外,從人體臀部的活動規律來看,後襠寬應增加必要的活動量,因此,在褲子的結構設計時,後襠寬要大於前襠寬,男基本型褲前襠寬的大小現多採用臀圍/20,女基本型褲前襠寬的大小現多採用臀圍/20減去 0.7 cm;男基本型褲後襠寬的大小採用臀圍/10,女基本型褲後襠寬的大小採用臀圍/10減去 1 cm。還有在褲子結構處理時,一定要注意臀圍大小相同的人,襠寬不一定相同,臀厚而窄的人,襠寬應適當加大,臀薄而寬的人襠寬應適當減小。從人體臀部剖面圖看,臀溝處的形狀呈前高後低,因此,前後襠寬不能在一條水平線上,前襠高後襠低,這樣通襠才能對接圓順,符合人體體型。基本褲的低落量在 1 ～ 1.3 cm之間。因後襠寬的寬度大於前襠寬,後片下襠縫的長度大於前褲片下襠縫,只有後襠低落,褲子前後下襠縫長短才一致便於縫合。

4後襠斜度與後翹高低的關系

後襠斜度是指後襠直線與褲中線的對比而言,是由臀腰差的數值所決定的,在臀圍相同的條件下,腰圍越大,斜度越小;反之,斜度越大。後翹是指後褲片腰口線與後襠縫交叉點,它的作用是滿足人體在運動中的需要,人在彎腰、蹲、跨、跳、坐時,單靠直襠的長度是不夠的,而且人體的臀部突出,所以褲子在結構設計時必須加後翹,後翹是後襠的一個重要組成部分。在通常的的應用中,後襠的斜度與後翹大小變化不大,一般來說,後襠斜度大都在 5 ～ 7 cm左右,後翹高在 2 ～ 3.5 cm之間。後翹的高度與後襠斜度的正常關系是:不論後翹與後襠斜度如何變化,後襠縫與後腰口形成的角度必等於或稍大於直角。這樣才能保證後襠縫縫合後,後腰口線平整。有的女性,腰小臀大,按常理來處理,應該增大後襠的斜度與後翹的高度,但當今女褲為使褲型後臀部處顯得挺拔美觀,緊包臀部,也常採用低後翹。特別是牛仔褲,後翹要低,後襠斜度要小,褲型才美觀。
一般來說,後翹高後襠斜度大,褲子穿著舒適,但從美觀的角度看,後翹不宜過高。後襠斜度與後翹高在如果掌握不好,出現關系失調時,會產生以下二種常見情況:一是後翹過高,後襠斜度大,後襠縫過長,造成後腰起空,不貼身,後襠下垂;二是後翹過低,後襠斜度小,造成後腰部離位,嚴重是側縫處起綹,後襠縫起吊,臀部不平,影響人體正常的活動。因此,在進行褲子的結構設計時一定要注意與服裝的款式、布料、人體的體形等因素相結合來調後襠斜度與後翹高大小。

5用圍襠確定立襠深的作法

圍襠是指沿著襠縫從前襟量至後翹端點的尺寸,它包括前後立襠、小襠寬、大襠寬及腰頭寬,用圍襠確定立襠深的設計方法是一種較傳統的作法。由於人體體形的差異,即使在臀圍尺寸相同的情況下,臀部的前後襠縫也不一定是一樣的,在這種情況下,圍襠法將起到積極作用。如果圍襠數值超過 86 cm,人體就為准胖體了,要是圍襠超過 90 cm就是胖體。用圍襠大小來確定立襠大小可採用下列方法,樣板的前後立襠之和,與測量到的圍襠凈尺寸之差,就是裕量與運動量。在通常情況下,這個差數為 2 ～ 3 cm比較合適。
還有在畫前後襠彎弧線時,前後襠弧度的大小,對褲子的外觀造型影響很大,前襠彎度過大,小襠寬又窄,小襠弧線不易畫順,褲前小襠處會出現褶皺。後襠彎過直,後臀部綳緊,下襠起空;後襠彎過深,會出現勾襠。因此,在畫襠彎弧線時,一是要掌握襠彎弧線的深度;二是前後一定要對稱,前平、後凹、前高、後低;第三是一定要訂正前後襠縫,要使前後襠縫對接圓順。此外,在畫襠彎弧線時起落手要掌握好,前後身褲片都要從臀部開始,使前後的曲線順接、自然。
以上從 5 個方面分析了褲子的結構設計要領,這些方法都具有很好的指導意義,可供參考。在進行褲子的結構設計時,不管是男性、女性、老人、中青年,首先要測量好尺寸再使用這些方法,都會達到較為滿意的效果。

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書名：開膛史

作者：蘇上豪

豆瓣評分：7.2

出版社：中信出版社

出版年份：2014-4-1

頁數：248

內容簡介：

外科醫生的祖師爺竟是理發師？

從前人們手術輸的是羊血？

達芬奇和外科手術有什麼淵源？

手術縫合線是葷的還是素的？

求醫問葯是自古以來人人不可迴避的話題，但是我們仍然對醫療中的一些流程抱有強烈的神秘感和好奇心，特別是外科醫生的工作：外科醫生外科手術之父是誰？解剖學之父又是誰？是誰首先在手術中使用麻醉葯品？又是誰制定了手術前消毒與清潔的程序？這些關於外科手術的種種史料，蘇上豪醫生通過輕松的故事，將外科醫學的始末娓娓道來，讓讀者重回醫學啟蒙的年代。

外科大夫講述的趣味小歷史

台灣科普新秀作家、《亞洲周刊》十大華文小說得主蘇上豪最新作品

科學松鼠會成員、《心外傳奇》作者李清晨作序

馬偕醫護管理專科學校校長 陳漢湘推薦

台灣「中央研究院」台灣史研究所副研究員 翁佳音推薦

作者簡介：

蘇上豪，台灣高雄人。1985年進入國防醫學院醫學系就讀，在繁忙的課業之餘從事文藝創作，曾連續獲得「源遠文學獎」1988年、1989年小說獎第一名。2010年起，受邀於網路「散文專欄作家交流平台」，透過簡短的故事，發表有關醫學的科普散文迄今。現為台北市博仁綜合醫院心臟血管外科主任。

⑶ 構造岩類型有哪些

由變形作用使岩石的結構和構造，甚至礦物成分發生變化，形成一種組構、礦物成分與原岩不同的新類型岩石，稱之為構造岩（tectonite）。鑒於除熱接觸變質岩以外的幾乎所有變質岩類型的形成中，差異應力都起著不同程度的作用，因此廣義的構造岩包括了區域變質岩。我們這里所指構造岩為狹義的構造岩，即發育於斷層帶內的由斷層作用將斷層帶或剪切帶內的岩石改造而成的新生岩類，其狹義同義詞為斷層岩（fault rock）。

有關構造岩研究已有100多年的歷史。最初人們普遍認為構造岩是脆性變形的產物，破裂起主導作用，故稱其為碎裂岩或斷裂構造岩等，並按碎裂程度的不同，將其劃分為斷層角礫岩-碎裂岩-糜棱岩系列。這種認識持續了將近一個世紀。20世紀70年代以來，隨著對地殼較深層次的變形及其有關岩石的深入研究、岩石變形實驗的不斷完善、金屬物理學位錯理論的引入和透射電子顯微技術在顯微構造分析中的應用，使得對構造岩尤其是對糜棱岩的研究，有了突破性的進展。結合岩石變形實驗及對天然變形岩石的觀察研究，人們發現構造岩中的糜棱岩並不是脆性破碎後經強烈研磨而成的產物，而是經過晶體內部位錯組織的活動性所引起，即前述晶質塑性變形作用。從此人們改變了對構造岩的認識，將構造岩劃分為碎裂岩系列（cataclasite series）和糜棱岩系列（mylonite series）。前者以脆性變形為主，後者以塑性變形為主，它們分別代表了地殼淺部斷層帶和較深部剪切帶的產物（Sibson，1977）。

對於構造岩類型的劃分，目前較流行的方案主要有兩類：以結構為主的分類，（Sib-son，1977；見表5-1）和按成因機制分類（Wise et al.，1984，見圖5-1；王嘉蔭，1978；孫岩等，1985）。盡管對於岩石的結構分類也隱含著某些成因信息，但在很多情況下很難在實際工作中直接確定岩石的成因與主要礦物的變形機制。因此，目前更多的學者還是強調了更為實用的構造岩結構分類。本書主要結合Sibson（1977）對構造岩類型的劃分，對代表了地殼不同層次變形的構造岩類型，按未固結構造岩、碎裂岩系列、假玄武玻璃、糜棱岩系列、高壓-超高壓構造岩及疊加構造岩幾大類特徵簡述如下。

一、未固結構造岩未固結構造岩（incohesive tectonites）是指沿著地殼淺部層次或近地表斷層，構造的剪切作用改造了固結的岩石，使之通過機械碾碎而發生細粒化。細粒化的岩石在變形後並未得到結晶物質或更細粒物質的膠結及相應的成岩作用，而是保留了鬆散狀態的細粒物質集合體，即未固結構造岩。

斷層中破碎微弱的地段以斷層角礫為主，其中岩石碎塊為主（＞30%），基質為同成分的碎屑。碎塊定向性差時稱為斷層角礫（fault breccia）；碎塊定向性強時可稱為透鏡體化帶或構造透鏡體。破碎強烈地段發生強烈的機械碾碎，並伴有長石等礦物的水化和分解形成粘土礦物，形成斷層泥（fault gouge）。斷層泥常常是一種沿斷層分布的、由破碎和研磨作用而形成的糊狀物質，其主要成分為岩石碎屑、礦物碎屑、岩粉和粘土礦物。斷層泥中常常發育不同程度的定向構造，如粘土礦物的定向面理、礦物碎屑流動條帶、碎斑的定向排列等。這些定向構造主要由碎裂流動、沿正向或反向呂德爾剪切滑動形成。Cladou-hos（1999）在研究美國加里福尼亞州死亡谷未固結構造岩時根據斷層角礫及斷層泥中定向面理、流動條帶、呂德爾剪切發育情況和碎塊定向程度將斷層角礫和斷層泥分為四種類型：

①流動條帶斷層泥：碎塊定向強，流動條帶和碎塊定向大致與剪切面平行，粘土礦物少，呂德爾剪切不發育。

②面理化粘土質斷層泥：基質中粘土礦物含量高，碎塊定向強。粘土礦物定向和碎塊定向均與剪切面斜交，發育少量同向呂德爾剪切。

③弱面理化斷層泥：碎塊可以有磨圓，但定向弱，可發育同向和反向呂德爾剪切。

④斷層角礫：碎塊稜角明顯，無磨圓，碎塊間主要沿同向及反向呂德爾剪切滑動。

對准噶爾盆地南緣晚新生代斷裂帶的斷層泥研究發現，斷層泥主要可分為兩類：流動條帶狀斷層泥（照片5-001，5-002）和條帶不發育的斷層泥（照片5-003，5-004）。前者可能反映了斷裂的運動方式主要是非地震的穩態滑動；而後者則可能主要反映了斷層的在地震狀態下的快速黏滯滑動（胡玲等，2005，2006）。

斷層帶中未固結構造岩記錄了有關斷層新活動的各種信息；如斷層泥中粘土礦物組合、成分、結晶程度可以判定斷層活動時物理環境和活動方式（張秉良等，2000，2002），顯微構造特徵還可判斷斷層活動方式、性質、期次關系等。（胡玲等，2005，2006）如張秉良（2000）根據雲南小灣斷裂斷層泥中粘土礦物的結物、形態、化學組成、晶胞參數等特徵判斷該斷裂以蠕滑活動為主；而香山-天景山斷裂中不同斷層泥類型反映了斷裂西段以穩態滑動為主，中段為黏滯滑動，東段則二者兼存（張秉良等，2002）。

近20年來，國內外對鬆散沉積物中斷層的微觀研究也取得了不少進展。研究發現，鬆散沉積物中的活動斷層在微觀上可表現為變形條帶（deformation bands）、變形條帶的帶（zone of deformation bands）、滑動面（slide surfaces）、較寬的斷層帶、微破碎帶、碎屑顆粒集中的帶和鐵質有機質集中的帶等（林傳勇等，2008）。總之，顯微構造研究可作為鬆散沉積物中宏觀形跡不明（隱形）斷層及其是否伴有古地震事件等行之有效地手段之一。

二、碎裂岩系列岩石以脆性變形為主，顯著特點是無定向或具弱定向，岩石中裂隙發育，岩石被裂隙切割成大小不一的碎塊。隨應變加大，碎塊間位移加大，粒度變細，碎塊間碎基增多，碎塊逐漸被碎粒和碎粉所包圍，呈殘留碎塊狀，以至最後岩石全部變為碎粒或碎粉。碎裂岩系構造岩的形成始於破裂與微破裂作用。破裂作用的發生，使得岩石破碎成大小碎屑。進一步的遞進應變，一方面在碎屑中形成更多的破裂與微破裂，另一方面相鄰碎屑之間會發生相對滑移和旋轉，產生摩擦而使得碎屑被碾碎形成基質。在此過程中，細小的新生基質是較大顆粒的碎屑經過機械碾碎形成，其間未發生顯著的化學作用。依據變形岩石中新生細小基質與殘余碎屑的含量，可以將碎裂岩系列岩石劃分為碎裂××岩、初碎裂岩、碎裂岩和超碎裂岩共四類。

（1）碎裂××岩：岩石初步碎裂化，但細小的基質含量很低，小於10%。岩石基本保持原岩面貌，細小基質常常在雜亂分布的裂隙中發育（照片5-005，5-006）。

（2）初碎裂岩（protocataclasite）：是岩石發生斷層脆性碎裂作用的初級產物。岩石具碎粒結構或碎斑結構（照片5-007～5-010），碎塊位移或轉動較大，碎塊呈殘留碎斑狀，被碎基所包圍。碎基含量約佔10%～50%，但岩石中碎斑仍多於碎基，碎斑粒徑已變小，一般小於2mm。碎斑中常見破裂和邊緣粒化現象。初碎裂岩在不同度上保留原岩的性質和結構。

（3）碎裂岩（cataclasite）：由於原岩遭受較強烈破碎後所形成的一種動力變質岩石，岩石具碎裂結構，碎斑少而小，岩石大部分已破碎為碎粒、碎粉，碎基約佔50%～90%。顆粒趨於均一，原岩結構基本難以辨認（照片5-012～5-013）。若碎粒較多，由碎粒與碎粉組成碎粒結構，也稱為碎粒岩。

（4）超碎裂岩（ultracataclasite）：岩石遭受斷層作用強烈研磨粉碎而成的脆性斷層岩。岩石中碎斑小而少見，碎基分布較均勻，多為細小的碎粉狀，佔90%以上。原岩結構已無法辨認（照片5-014，5-015）。大部分由碎粉組成，故也稱之為碎粉岩。

在碎裂岩系列中，除碎裂××岩外，若其他岩石的原岩成分和結構仍可辨，可以用原岩名稱命名，如花崗質初碎裂岩等；若原岩難以確定，則直接稱碎裂岩、超碎裂岩等；也可以主要礦物的名稱命名，如長英質碎裂岩等。

碎裂岩系列岩石以脆性變形為主。碎裂岩的顯著特點是無定向或弱定向，大小不等的碎屑物質被細小碎屑或者變形同期注入的脈體物質，如方解石脈或石英脈所膠結。而碎屑物質常常表現出被溶解改造的跡象。碎裂岩的破碎程度（碎屑和基質的粒度及含量），由碎裂××岩至超碎裂岩是依次遞變的。碎裂岩往往發育呈帶狀，構成斷層帶。由圍岩向碎裂××岩和由碎裂化岩石向超碎裂岩經常表現為逐漸過渡現象。

在一些特殊情況下，碎裂岩可以具有顯著的定向性，特別是當岩石中含有更多的雲母類礦物顆粒時更為突出，表現為雲母顆粒定向排列，或雲母集合體構成成分條帶，定向性構成的面理可以呈間隔性或透入性。沿著斷層帶的剪切作用，還可以在碎裂岩中形成類似韌性剪切帶中經常發育的S-C組構。

三、假玄武玻璃假玄武玻璃（pseudotachylite）最早由Shand（1916）提出，用於描述南非Parijjs地區一種由沖擊作用形成的呈脈狀的暗色隱晶質岩石。岩石一般顏色較深，常呈黑色或黑綠色，外貌很像玄武質玻璃（照片5-016～5-019），故稱假玄武玻璃，也有人稱玻化岩或構造熔岩、假熔岩（何紹勛等，1996）。岩石一般隱晶質、玻璃質結構或玻基碎斑結構（照片5-020～5-026）。玻璃基質可呈流動構造（5-020，5-024，5-025）或碎粉狀構造（5-026），還可見球狀、樹枝狀微晶結構，氣孔和杏仁構造和球粒構造等（照片5-021，5-022）。有時可以見到局部結晶，這些結晶質可能是假玄武玻璃形成過程中保留下來的，也可能是玻質脫化而成的。碎斑大小不等，但多在0.2mm以下，呈渾圓狀或不規則狀。成分依原岩而不同，可以是長石、石英或其他礦物，含量一般較少。碎斑結構的產狀主要是因為假玄武玻璃形成時時間短，以及碎屑礦物成分、變形形態和熔體成分的影響等，一般達不到母岩熔融，使假玄武玻璃保存有母岩的岩屑和晶屑，而形成碎斑結構。

假玄武玻璃是岩石在高應變速率（由地震或沖擊作用引起）下，沿斷面快速滑動所形成的一種特殊的構造岩。Spray（1995）對花崗岩快速滑動導致熔融的實驗研究結果表明，假玄武玻璃的變形過程是：當初始破裂發生時，岩石先形成粗大碎塊，而沒有熔融現象；隨後，磨碎作用使碎塊粒度逐漸減小，引起碎塊表面積（能）急劇增加（可達3000多倍）；當磨碎作用達到臨界應變速率時，由破裂和彈性應變產生的熱量超過系統散發的熱量，熔融作用開始發生。熔融產生後，一方面其潤滑作用使摩擦阻力減小，另一方面流體的注入等使正應力減小，此時，斷層的滑動速度達到最大值，但同時這也降低了生成熱，使熔體冷凝，假玄武玻璃形成。形成後，使滑動阻力和斷面剪切強度再次增大，滑動速度減慢至停止。經過應變積累，斷層再次活動。這樣多次重復，形成地震斷層的脈動性質。由此，他認為磨碎是熔融的必要前提，二者是假玄武玻璃形成過程中的不同階段。

假玄武玻璃主要是地震滑動的產物，可分布於整個地震帶。因此，假玄武玻璃可形成於地殼淺部（＜12km）的彈-脆性變形機制下，也可形成於較深部位（12～18km）的晶體塑性變形環境下，即在韌性剪切帶的糜棱岩中也可出現假玄武玻璃，如蘇格蘭西北的莫因斷層（Sibson，1980）、桐柏地區韌性剪切帶（翟淳，1988）及廣東河台韌性剪切帶（何紹勛等，1996）中已發現假玄武玻璃和糜棱岩伴生。二者的共存充分說明岩石變形時處於典型的脆-韌性轉變狀態。但不同深度假玄武玻璃的結構不同，含氣孔、杏仁構造的形成深度＜1.6km，非晶質形成深度＜6km，微晶結構的假玄武玻璃形成於8～18km。

假玄武玻璃還可以出現在大型滑坡的底部或隕石沖擊變形中（Blenkinsop，2000；照片5-018）。在沖擊變形中，常常伴隨出現有高壓顯微構造現象（出現在沖擊時，有沖擊玻璃diaplectic glass、焦石英lechatelierite、高壓石英多形變體柯石英coesite和斯石英stish-ovite等）和低壓顯微構造現象（出現在沖擊後，如裂隙fractures、面狀變形構造planar deformation features-PDFs、鑲嵌化現象mosaicism）等。上述現象也是很好的溫壓指示計（詳見第六章）。

張進江和鄭亞東（1995a）及張桂林（1997）等對假玄武玻璃的化學成分進行了研究總結。研究發現，假玄武玻璃的全岩化學分析與緊鄰的母岩一致，而且REE和某些痕量元素含量也變化不大，說明假玄武玻璃是母岩及碎裂岩原地熔融形成的。但熔融的基質部分與全岩之間存在明顯差異，最顯著的特徵是熔融部分的SiO2含量少於圍岩，而Al2O3，Fe2O3，FeO2，TiO2，MnO2，MgO，CaO，K2O等則相對增加。因此石英、長石等是圍岩中不易熔融的礦物（鹼性長石則較易熔融），而層狀硅酸鹽和角閃石及鐵鎂質礦物等則相對容易熔融。假玄武玻璃中礦物優先熔融的順序是：層狀硅酸鹽（如黑雲母）、鏈狀硅酸鹽（其中閃石類易於輝石類）、架狀硅酸鹽（如長石類）、正硅酸鹽（如石英）。這一熔融順序是由礦物的剪切屈服強度（低）、抗破裂強度（高）和熱傳導率（高）等物理性質所決定的（優先熔融），與正常岩漿岩的熔融順序正好相反。上述熔融順序也很好地解釋了假玄武玻璃中雲母碎塊少而石英碎塊較常見的現象。

四、糜棱岩系列糜棱岩（mylonite）最早是由Lapworth於1885年描述蘇格蘭高地莫因斷層中的岩石時首先提出來的。他認為糜棱岩是一種細粒的具有強烈面理化的岩石，是在脆性破碎和研磨作用下形成的，不伴有組分的重結晶作用。後來Christie（1960）雖然發現莫因斷層中的糜棱岩普遍發育重結晶現象，但卻沒有打破糜棱岩為脆性變形產物的觀點，認為是後構造重結晶所致。直到20世紀60年代後，金屬學位錯理論在構造地質學中得到廣泛應用，同時，透射電子顯微鏡分析技術揭示出岩石變形機制的一系列新證據。進而使得人們對糜棱岩的顯微構造、組構等特徵及成因機制等有了新的認識，即充分認識到晶質塑性變形在糜棱岩形成與演化中的重要地位。1981年在美國召開的彭羅斯國際會議上，對糜棱岩的顯微構造、變形機制、形成條件及命名原則等廣泛地進行了討論，普遍認為糜棱岩的三個基本特徵是：①粒度減小；②出現在較窄的帶內；③具增強的面理和線理。

隨著研究的深入，人們發現第一個特徵即粒度減小並不完全適合所有具糜棱岩特徵的構造岩。如對隱晶質碳酸鹽岩來說，韌性剪切變形的結果粒度不僅沒有減小卻因重結晶作用反而有明顯的加大現象。因此，又有人提出上述條件只適用於結晶岩及花崗岩。但糜棱岩的最主要特徵是礦物經受了塑性變形，並由塑性變形導致了明顯的重結晶及強烈的優選方位則是普遍共識。

最典型的糜棱岩發育於遭受綠片岩相條件下剪切變形改造的花崗質岩石。依據岩石中變形碎斑和基質的含量、性質及結構等，可分為糜棱岩化岩石、初糜棱岩（protomylo-nite）、糜棱岩（mylonite）和超糜棱岩（ultramylonite）。與碎裂岩系列岩石變化規律一致，糜棱狀岩石由糜棱岩化岩石向超糜棱岩的演化也正是岩石應變程度由低向高的反映。

（1）糜棱岩化××岩：岩石初具糜棱結構，基質含量＜10%，碎斑佔大多數，可見礦物定向拉長現象。常見的顯微構造現象有：波狀消光，機械雙晶及雙晶彎曲，扭折等，在殘斑邊緣可見少量動態重結晶新晶粒（如照片5-043）。

（2）初糜棱岩（Protomylonite）：岩石具糜棱結構。殘斑粒徑較大，多呈不規則狀，眼球狀或透鏡狀，趨於定向排列。基質佔10%～50%，動態重結晶新晶粒逐漸增多。殘斑中可見脆性破裂及各種具塑性或半塑性變形特徵的顯微構造，如長石機械雙晶及扭折、雲母扭折、方解石機械雙晶，石英波狀消光及消光帶等。石英還常發育核幔構造。有些眼球狀初糜棱岩具有S-C面理構造（如照片5-044）。

（3）糜棱岩（mylonite）：岩石具典型的糜棱結構，基質含量為50%～90%，以動態重結晶新晶粒為至，殘斑逐漸減少且粒徑變小。流動構造明顯，不僅具紋層狀透入性面理，而且常發育明顯的礦物線理。殘斑和基質常構成不對稱碎斑系，初糜棱岩中所具有的各種顯微構造更為發育（如照片5-045）。

（4）超糜棱岩（ultramylonite）：岩石發生糜棱岩化的高級階段產物，具糜棱結構，殘斑少見，基質90%以上，大部分礦物已經動態重結晶細粒化，呈紋層狀分布肉眼觀察岩石緻密，色深，具明顯的流動構造（如照片5-046）。

按照原岩類型，糜棱岩還可以分為：鈣質糜棱岩、長英質（花崗質）糜棱岩、角閃質糜棱岩、輝長質糜棱岩、橄欖質糜棱岩等。鈣質糜棱岩中，大理岩糜棱岩變形程度由弱到強見照片5-027～5-030；灰岩糜棱岩見照片5-031；長英質糜棱岩從手標本到薄片變形程度由弱到強見照片5-032～5-037；在低綠片岩相條件下變形程度由弱到強見照片5-038～5-042；在高綠片岩相條件下變形特徵見照片5-043～5-046；在低角閃岩相條件下變形特徵見照片5-047～5-052；在高角閃岩—麻粒岩相條件下變形特徵見照片5-053～5-058。角閃質糜棱岩在綠片岩相條件下變形特徵見照片5-059～5-062；在低角閃岩相條件下變形特徵見照片5-063～5-068；在高角閃岩—麻粒岩相條件下變形特徵見照片5-069～5-076。輝長質糜棱岩見照片5-077～5-081。橄欖質糜棱岩見照片5-082～5-086。它們在不同的變質條件下發生不同的變形。如長英質糜棱岩在低綠片岩相到麻粒岩相不同的變質條件下，礦物變形特徵就十分不同。其中，高角閃岩相至麻粒岩相條件下的糜棱岩因變形的強弱不再表現為殘斑數量的多少，而且像旋轉應變組構、S-C組構和殘斑組構等也不發育，它們與圍岩的區別僅僅是片麻理定向更為強烈；因此這一類岩石常常被稱為構造片麻岩（照片5-053～5-058）。何紹勛等（1996）認為這類構造岩主要是在高溫條件下，礦物以晶體生長為主形成的，在地殼中深部層次由強烈塑性流動變形地區常常可見。

在構造變形期後，如果構造岩所處的溫壓環境較高，動態重結晶的新晶礦物就會發生顯著的靜態恢復重結晶及生長作用，矩形狀或板狀、扁平狀、顆粒粒徑趨於變粗，有時可見殘斑與後生長的變斑晶共存，形成變余糜棱岩（blastomylonite，又稱變晶糜棱岩，照片5-087～5-091）。其特點是岩石具變余的糜棱結構，或者靜態重結晶及生長作用使糜棱結構破壞，在外貌上與區域變質片岩或片麻岩相似，此時就要仔細尋找那些變余的糜棱結構加以區分。變余糜棱岩具有明顯的透入性面理，如果岩石的顆粒50%以上因靜態重結晶作用而增大到肉眼能辨認，則根據其面理發育特點，分別稱為構造片岩或構造片麻岩。

五、高壓—超高壓構造岩近年來許多學者充分注意到非正常構造層次及超高壓變質糜棱岩的研究（索書田等，1997；趙中岩等，2002；Zhao et al.，2002，2003，2005；許志琴等，2003）。含柯石英和金剛石的超高壓變質岩在大陸碰撞造山帶的發現是20世紀晚期固體地球科學的重要進展之一。它表明不僅大洋殼可以俯沖到上地幔的深度，而且相對密度較小的大陸殼也可以俯沖到上地幔深度並且折返回地面。在大陸深俯沖和折返過程中，陸殼岩石在上地幔深度超高壓變質條件下形成，並經歷了長距離的構造搬運和多期次構造變形。超高壓變質岩構造記錄了其變質與變形的歷史，對研究大陸深俯沖和折返過程以及大陸殼在這一過程中的流變學行為有重要的意義。

在超高壓變質條件下，陸殼的主要造岩礦物：如石英、長石、雲母、角閃石和輝石等，轉變為柯石英、石榴子石、綠輝石/硬玉、藍晶石和多硅白雲母等在上地幔環境下穩定的超高壓變質礦物。研究這些超高壓變質礦物的變形機制和顯微構造特徵是深入了解其流變學行為的關鍵。在過去的二十年，盡管構造地質學工作者在已經發現的超高壓變質帶開展了大量的構造研究，卻未找到超高壓變形構造（Henry et al.，1993；Hacker et al.，2000；Renner et al.，2001；St?ckhert，2002）。而在超高壓變質岩中發現了許多原生岩漿岩和火山岩構造（Zhang and Liu，1997；Bruno et al.，2001；Oberh?nsli et al.，2002）。據此，有的研究人員提出在深俯沖帶內，應力強度較低，只有幾個兆帕（MPa），小於位錯蠕變所需的應力強度（St?ckhert和Renner，1998；St?ckhert，2002）。我國地質工作者在蘇魯超高壓變質帶的仰口地區首次發現了超高壓韌性剪切構造岩，並開展了詳細的工作，揭示了在超高壓變質條件下，位錯蠕變仍然是礦物和岩石的主要變形機制，並指出在大陸深俯沖帶內應力強度應在幾十個兆帕以上（趙中岩等，2002；Zhao et al.，2005），而高應變主要集中在韌性剪切帶內（Zhao et al.，2003，2005；方愛民和趙中岩，2004）。

榴輝岩構造岩的變形強弱仍然可以通過綠輝石等礦物定向的強弱來反映（照片5-092～5-094）。其中，柯石英榴輝岩是典型的超高壓變質岩，主要由石榴子石、綠輝石、藍晶石和多硅白雲母組成。榴輝岩糜棱岩（照片5-095，5-096）中，在弱變形情況下，綠輝石、藍晶石和多硅白雲母的長軸定向排列構成明顯的形態組構，礦物不發生細粒化，有波狀消光。綠輝石顆粒的邊界在平行長軸的方向常有壓溶坑（照片5-097）。綠輝石和多硅白雲母顆粒之間常有「切削」接觸關系（照片5-098），表明壓溶是一個重要的變形機制。柯石英常呈包裹體保存在其他礦物中，具有波狀消光和貝殼狀裂紋，表明其變形發生在脆-韌轉換域。在強變形的剪切帶內，綠輝石和多硅白雲母由於動態重結晶作用都發生了不同程度的細粒化（照片5-099）。綠輝石除了少量殘斑保存了核-幔結構（照片3-113），大部分重結晶成10～20μm的顆粒。重結晶顆粒的長軸定向排列與面理平行，平行長軸的邊界平直，指示亞晶粒旋轉是主要動態重結晶機制；而與面理呈高角度的顆粒短軸邊界常呈鋸齒狀，指示邊界遷移是重要的動態重結晶機制。

六、疊加構造岩強烈變形地區，尤其是早前寒武紀深變質岩區，往往經歷了多期次和多階段的變形與變質作用的改造。早期形成的構造岩往往經歷了不同程度的疊加改造，或是不同時期不同期次變形的疊加與改造，或是遞進變形作用過程中不同階段變形作用的結果。疊加改造一方面表現為構造變形帶之間構造形跡的相互疊加與復合，另一方面表現為構造岩之間的相互疊加與復合，同時在斷裂帶中的構造岩多期變形及疊加現象非常普遍（胡玲，1998）。常常存在的變形疊加有：退變質和（或）變形疊加、同變質變形疊加和進變質和（或）變形疊加。其中退變質和（或）變形疊加是最為常見的疊加現象，也是一條斷裂在地殼不斷抬升演化過程中遭受降溫降壓及變形改造的結果。

退變質（retrogressive metamorphism）和（或）變形疊加現象主要表現為中高級變質相的糜棱岩為晚期中低級變質相的變形所疊加改造（照片5-100～5-104）；或糜棱岩為後期脆性破碎的碎裂岩改造，成為碎裂岩的角礫或碎斑（照片5-105，5-106）。事實上，退變質和（或）變形疊加現象也大致反映了一條韌性剪切帶完整的形成和演化的過程。據傅昭仁等（1996）研究，剪切帶的演化過程大約有這樣三個階段：韌性斷層形成期、脆-韌性斷層疊加期及脆性斷層改造期。

同變質（synmetamorphism）變形疊加主要表現為在地殼淺部以碎裂為主的兩次或多次脆性破碎形成的斷層泥（照片5-107～5-111）或碎裂岩（照片5-112～5-114）、假玄武玻璃的疊加（照片5-115～5-117），多期岩脈（照片5-118），多期壓溶縫合線（照片5-119），多期面理的疊加等（照片5-120～5-122）。

進變質（progressive metamorphism）和（或）變形疊加一般情況下不容易被保存，只有進變質和（或）變形作用不均勻或不完全時，才可被觀察到。如內蒙古色爾騰山地區花崗綠岩帶的韌性剪切帶糜棱岩在經歷了低角閃岩相區域變質及綠簾角閃岩相退變質變形之後，發生了不均勻升溫進變質重結晶作用（胡玲等，2006；照片5-090，5-123，5-124）。單純的進變質疊加現象如碎裂岩受到岩漿熱等的影響碎基重結晶定向而碎斑及裂隙仍被保留等（照片5-125，5-126）；進變質變形的疊加現象如灰岩的糜棱岩化是隱晶質方解石結晶增大，灰岩常常因雜質含量不同而呈條帶狀，在韌性變形過程中，雜質含量相對較少的層內方解石結晶粒度偏大，從而使得灰岩糜棱岩化也呈似層狀或條帶狀（照片5-031）。Gilotti（1998）曾報道過瑞士境內新元古代長石雜砂岩中發育的糜棱岩化進變質變形現象。

觀察和分析構造岩的疊加特徵疊加期次同分析構造形跡之間的疊加具有同等重要的意義。它不僅有助於正確了解和認識微觀構造特徵，更能為宏觀變形及構造演化史提供更直接可靠的依據。