组构是指 岩石中的各个组分以及组分之间的边界在空间的相互排列方式。可用于描述岩石中几何性和物理性组构要素的内部几何组态。

1902年B.桑德尔将“组构”术语引入地质学中，用于描述岩石中几何性和物理性组构要素的内部几何组态。

岩组学中，组构一词泛指岩石的组成要素，包括组成岩石的矿物及其晶格的质点、鲕粒、矿物的集合体（如砾石）等，以及各种类型的线理、面理，也包括岩石的物理性质。在某一特定域内，岩石的组分在统计上遍及整个岩石体，其排列方式形成某种组构。在这种意义上，岩石的组成要素又称组构要素。所有的组构要素在某一规模上可以视为构造不连续面和不连续线。组构要素有两种类型：结晶学组构要素（矿物的晶面、晶棱、光率体主轴）和非结晶学组构要素（集合体中可见的构造不连续面和不连续线）。因此，组构是指面和线在三度空间的无限排列。组构分为几何组构和由几何组构所控制的物理组构。在统计上，组构具有类似于单晶体晶格构造的几何性质、对称性、无限延伸性、透入性以及统计均匀性。由所有组构要素的空间排列而成的组构称为全组构。由一种组构要素而显示的组构称为亚组构。在特定的岩石中，亚组构能代表该岩石的组构特征。

在岩组学中，引用单晶体点阵对称性来描述和划分组构的几何特征。组构的对称性取决于亚组构的对称性和组构要素自身的对称性。在岩石亚组构中出现下列 5种对称型（见上图）:

①球对称：由组构要素的随机定向而形成的对称性，类似于球体所具有的对称要素,为均质亚组构（图a）。

②轴对称：具有圆柱体或旋转椭球体所具有的对称要素：一个无限次的对称轴，并是无限多个对称面的交线，与其垂直的面也是一个对称面。在垂直于这个无限次对称轴的各个方向上，亚组构相同（图b）。

③斜方对称：具有三轴椭球体所具有的对称要素：三个互相垂直的对称面（ab、bc、ac）和三个与其垂直的二次对称轴（图c）。

④单斜对称：仅有一个对称面(ac)和一个与其垂直的二次对称轴（图d）。

⑤三斜对称：没有对称面，只有对称心（图e）。这种亚组构不能借助对称面或对称轴来描述。如果岩组图的形态与上述某一种对称型相差约10度，则在这种对称型之前冠以“似”字，如似球对称、似斜方对称等。

全组构的对称性不能高于它的任何一个亚组构的对称性。全组构的对称型也有上述5种。

岩石组构是构造地质学研究的一项重要基础工作 。组构译自德文Gefǜge，又称为织构(多用于冶金学和材料学)，是指一种集合体内部的几何形态和物理性质的数据在三维空间的分布规律。对于天然岩石，组构包含结构、构造和优选方位三个方面的内容，涉及矿物结晶程度、形状、大小、相互关系和排布情况。研究岩石组构的学科称为岩石组构学(简称岩组学)、构造岩石学或者显微构造分析。岩组学的兴起始于变质岩形变的研究，其基本概念是Becker GF在1893年提出来的。1930年Sander B在奥地利学派实践工作基础上发表专著《Gefǜgekundeder Gesteine》(岩石的组构学)，标志着岩组学以一门独立分支学科出现。

岩组学的主要任务是借助光学显微镜、费氏台、X射线衍射仪、中子衍射仪、扫描电镜和透射电镜等技术手段，揭示构造岩的显微组构特征，借以探讨与岩石形成和变形相关的一些宏观构造应变规律、应力状态、运动方式和形成机制等构造信息。厘米到埃(angstrom)尺度的岩相学观测是岩组学研究的主要内容之一，涉及岩石中矿物相的组成及其内部成分变化，矿物相的大小、形态和空间分布，矿物颗粒的结晶学方位及其内部变化，颗粒或者亚颗粒边界的几何形态及其结构，三联点的几何形态及其结构等。这些微观尺度的测量数据也是地球科学研究的基础和支撑。岩组学研究的另一个重要方面是描述岩石中矿物的优选方位特征，并阐述其形成机制和构造环境。矿物有两种优选取向：形态优选方位，描述具有各向异性颗粒形态的取向分布特征；结晶学优选方位指的是矿物晶格的取向特征。变形或者定向生长造成岩石中矿物的定向性排列，并引起物理性质的各向异性，例如地球中地震波分裂。对材料结构的解释也依赖于对其内部矿物取向特征的定量描述。

电子背散射衍射(EBSD)系统通常安装在扫描电镜(SEM)上。该技术通过采集样品在高能电子束轰击下产生的电子背散射衍射图像，并将之与数据库中不同晶体的EBSP模拟结果进行匹配，从而反演出样品中晶体的相分布特征及其三维取向关系等显微构造信息。测量数据的空间分辨率优于1 μm，装配在场发射扫描电镜上的EBSD可为10 nm左右；角度分辨率可达到 0.5°～1°。理论上，EBSD可以对所有对称晶系的晶体进行显微构造分析。EBSD技术的开发和研制拓展了扫描电镜的应用范围，使其不仅能对材料进行形貌观察和成分分析，而且能够对材料进行晶体结构、晶粒取向等晶体学特征分析和未知矿物相的鉴定。

EBSD技术拓展了扫描电镜的应用范围，使其不仅能对材料进行形貌观察和成分分析，而且能够对材料进行晶体结构、晶粒取向等晶体学特征的分析，实现诸如矿物相鉴定、变形机制研究、确定位错滑移系、显微构造定量化、变质过程研究、结晶学优选方位和约束化学微量取样等。这些研究中可以得到量化的结晶学方位数据，从而

对显微构造的解释模型提供更加严格约束，对于构造学家、岩石学家和岩相学家的研究非常重要。

20世纪 80年代以来，柯石英和微粒金刚石等超高压矿物在世界各地的造山带中相继被发现，证明榴辉岩等表壳岩石曾经俯冲到上地幔深度而后又折返回到地表。超高压岩石的发现向传统地球科学理论提出了重要挑战，改变了人们对岩石变质深度和陆内碰撞深俯冲的认识。有关超高压岩石形成和折返过程的动力学机制已成为地学界

所关注的科学难题之一，地质学家建立了多种理论模型 。但是，有关超高压榴辉岩形成和变形的物理环境参数很难直接获取，许多模型都涉及其特定流变学、变形机制和应变速率条件下的偏应力等资料的准确性，并且建立和检验这些模型还需要研究榴辉岩的变形条件(压扁、收缩、剪切)以及榴辉岩相主矿物的变形机制和应力大小。因此，超高压岩体俯冲折返模型的建立在很大程度上依赖于榴辉岩的流变学研究。流变学实验可以在宏观上定量确定岩石的流变强度和变形机制，但对变形机制的深入了解必须建立在显微构造研究之上。结晶学优选方位的测量是显微组构研究的重要方面，它可以提供变形机制的微观信息，并确定岩石变形参数，是流变学实验研究的重要补充。同时，榴辉岩显微构造和组构分析提供了详细的重建折返路径的信息，可以提供UHP岩石折返的重要信息，特别是折返机制、折返运动学信息，是对超高压变质岩体温压演化的重要补充。

但是，榴辉岩完整组构的测量还比较缺乏，其原因主要有以下几个方面：(1)使用费氏台测量绿辉石显微组构的工作量繁重、耗时，并且容易出错。光学测量方法只能确定石英和金红石的 c 轴，而立方对称的石榴石则无法测量。 (2)传统的X射线衍射组构测量仪，由于颗粒太大、多矿物衍射峰值叠加等原因不太实用。(3)中子衍射仪少，价格昂贵。电子背散射衍射(EBSD)技术的发展和应用为超高压榴辉岩显微组构的研究提供了强大的技术支持，国内外学者已经利用EBSD对实验和天然的单斜辉石和石榴石进行了大量的显微组构分析，并且获得了许多的有用信息。

苏鲁超高压变质带是以片麻岩为主体的区域变质带，也是碰撞造山的山根出露带，山根指的是由于三叠纪中朝与扬子克拉通相互碰撞形成的增厚的地壳底部。在中新生代，整个中国东部都发生过强烈的岩浆活动与火山作用，它们都引起地壳上地慢中岩石组成与构造形态的变化，并在深反射地震剖面中留下痕迹。

在东海县南部地区的反射地震剖面总长约20km，这些剖面充满了几何形态和倾向各异的反射体。在变质基底中的众多反射信号的产生，以往有多种推测，如主要由糜棱岩构成的韧性剪切带、片麻岩线理、面理、隐伏的基性或超基性岩体等，从关于工区地质构造与岩石物性的讨论中可知，工区榴辉岩及橄榄岩与围岩片麻岩有较大的波阻抗差异，而且工区韧性剪切带与裂隙破碎带发育，它们都是反射发生的可能原因。

地壳中大型韧性剪切带以糜棱岩或其他构造岩、平行造山带方向的剪切面理和矿物拉伸线理为特征，在秦岭-大别-苏鲁造山带不同地层中都有广泛的发育，在苏鲁东海县超高压变质带内更是典型，图1中各岩片之间的边界基本上都是韧性剪切带。一般认为，韧性剪切带是垂直于造山带方向的压挤使物质沿造山带方向位移的结果，它们多形成于中下地壳，在造山作用之后才抬升到上地壳。在韧性剪切作用中，脆性破裂与非弹性蠕变并存，剪切构造岩中还常常包含有尺度不等的未经变形的岩块，它们一起构成了这一特殊的构造带。

根据深反射地震资料还可推测，苏鲁地区的岩石圈地幔具有多层结构。用24s的深反射地震记录揭示了在大别苏鲁地区岩石圈地幔内存在5组水平的反射体，它们可随深度增加分别命名为M1到M5。这些反射体不仅可在地震叠加剖面上看到，有时还可在野外单炮记录上看到。反射体M1对应Moho面，而 M5与现今华北及苏皖多数地区岩石圈底界对应，根据地热资料苏鲁热岩石圈厚度约为76km。其他 3 个反射体可能是中生代岩石圈减薄诱发的壳幔作用的结果。

在双程走时12s处的反射体M2可能是古生代的Moho面。反射体M3在14s前后，它与残留的古生代上地幔有关。M4在18s前后，对应深度为55-60km，在平明山火山口下方或新生代裂谷带内，它反映了岩石圈底面，这里不存在新生代新增厚的岩石圈地幔。苏鲁超高压变质带的中下地壳具有正常的波速与泊松比，岩石圈地幔具有分层结构，反映了中国东部中生代岩石圈减薄作用。