(一)变质岩区褶皱的基本特征
变质岩区的褶皱不同于一般未变质沉积岩及火山岩层的褶皱，基本特征如下：
(1)褶皱面和褶皱层的类型繁多：在变质岩区，卷入褶皱的面状构造除了原生层面，更多的是新生劈理、片理、片麻理；不仅有原生的角度不整合，也有构造作用形成的断裂面、韧性剪切带、构造滑脱面，还有各种侵入岩体的接触面。卷入褶皱的岩层不仅有原生的和经构造置换而形成的沉积岩层和火山岩层，也有各种岩脉、岩墙或岩席，还有构造作用再造的假层状侵入岩。因而，在变质岩的同一构造部位上，往往有各种不同性质的变形面先后卷入同一褶皱构造系统之中。
由于卷入褶皱的变形面的性质不同，它们的先存产状自然不完全平行，甚至明显斜交，当它们同时卷入较晚一期褶皱时，两种变形面将会产生不同样式的褶皱，这一类褶皱称为相交面褶皱，多见于浅变质岩区。
(2)新生叶理伴随褶皱形成：变质岩区的褶皱通常形成于地壳中、下部，形成的温、压条件较高，因此，在岩石塑性变形过程中，普遍有一组新生叶理平行轴面或以相对轴面呈规律的分布方式形成，并且随着岩石的递进变形，新生叶理逐渐发育，并破坏改造了褶皱。
(3)褶皱样式的复杂多变性：岩石变形时的固态流变特征十分显著，从而使形成的褶皱样式十分复杂。多级褶皱共同产出，褶皱要素产状变化较大，褶皱的不协调性显著。
(4)褶皱形成机制的复杂性：变质岩区褶皱构造形成机制的复杂性，随着对变质岩区构造研究的深入逐渐被认识。变质岩区相似或顶厚褶皱形成时滑褶皱作用的地位受到质疑，纵弯褶皱作用、强烈压扁作用、韧性剪切带中简单剪切或顺层剪切褶皱作用以及顺层流褶层(杨振升等，1995；单文琅等，1985)的意义得到肯定。在多期变形、变质岩区，多种成因机制形成的褶皱共存现象十分普遍。
(5)叠加褶皱广泛发育：多期变形造成的褶皱叠加现象在变质岩区广泛出现，可以形成多种褶皱叠加的构造图案。而且，这种叠加褶皱的形式和叠加图案可能比 Ramsay(1967)提出的叠加类型更加复杂，因为Ramsay(1967)提出的褶皱叠加主要是从几何学角度考虑的，实际上强烈的构造置换和褶皱形成机制可能导致褶皱叠加方式的增加和褶皱叠加图案的复杂化。
(二)变质岩区的褶皱样式及分类
1.关于褶皱分类
虽然第四章第三节中讨论的有关褶皱定性描述、半定量或定量分类(Richard，1971；Ramsay，1976)对自然界所有褶皱的研究均具指导意义，但是，随着对于变质岩区褶皱复杂性认识的深入，用于反映变质岩区褶皱特征的分类和褶皱术语也相继出现。
(1)根据构造层次划分褶皱。随着构造层次的变深，温压条件也逐渐增加，岩石的韧性行为增加，对变形的反映也不同，构造层次对变质和变形作用的控制也逐渐被认识，为此，马托埃(Mattauer，1980)提出了下部构造层次以流动褶皱和压扁褶皱为特征；中部构造层次以等厚褶皱为特征的划分对比。卡扎柯夫(Казакоб，1976)也曾认为变质岩区常见的褶皱类型为纵向弯曲褶皱和层流褶皱，并把褶皱按内部应力状态和伴生的小褶皱进一步分为两类四型，即：
A-Ⅰ型：转折端和核部未变形的弯曲褶皱；
A-Ⅱ型：具有核部挤压带和转折部拉张带的弯曲褶皱；
A-Ⅲ型：转折端和核部具有均匀变形的弯曲褶皱；
B-Ⅳ型：层流褶皱。
(2)根据褶皱面性质，褶皱内部构造特征，变形机制和变形相、变质相的特征划分褶皱。这是傅昭仁等(1996)提出的褶皱分类，依据以上原则，将变质岩层中的褶皱划分为三个基本类型：
顺层掩卧褶皱：产于不同尺度的顺层剪切带内，褶皱面为原生层理，其原始轴面产状近于水平，有共同倾伏方向，褶皱限制于某一特定的层内，可见顺层拉伸的石香肠构造、窗棂构造、杆状构造与之共生。
紧密压扁褶皱：出现在许多造山带中，是压扁作用的产物，褶皱面可以是新生叶理或变质条带，或者是早期构造的滑断面，褶皱可以是对称的，可以是不对称的。
深熔柔流褶皱：主要发育于高级变质岩区，规模不大，构造方位不稳定，通常与高级变质条件下的韧性剪切变形作用相关。
(3)根据褶皱枢纽与运动方向的关系划分褶皱。通常用于简单剪切作用机制所形成褶皱的划分或描述：
A型褶皱：一般将枢纽平行简单剪切方向的褶皱称为A型褶皱，这类褶皱的枢纽常常与拉伸线理或矿物线理平行。
B型褶皱：枢纽与拉伸线理垂直的称为B型褶皱。
(4)根据褶皱过程中岩层的变形行为划分褶皱。可把褶皱分为主动褶皱和被动褶皱两类：
主动褶皱：当受褶皱的层状岩系，其各层之间岩石的韧性差比较显著，即层的力学性质积极地控制着褶皱的发育时，这种褶皱称为主动褶皱。多纳斯等称其为弯曲褶皱。它们通常形成于地壳的中浅构造层次(深度约数千米内)。
被动褶皱：在地壳的中构造层次，由于温度和围压的增高，各层岩石均显示极大的韧性，如果岩石间的韧性差达到均一，则层理在褶皱变形中不再具有力学上的不均一性，只是被动地作为变形的标志，这种褶皱称为被动褶皱。
尽管许多地质学家试图对变质岩区的褶皱类型进行划分，但由于变质岩区褶皱样式的复杂性，到目前为止还没有一个完善的分类方案。上述分类方案无疑对于我们从事变质岩区褶皱构造分析时提供了一个启发，即注意变质岩区褶皱的特殊性和复杂性，从褶皱成因机制、构造层次、变形面特征等多方面考虑，在不断积累野外资料和有效的实验研究中制定出更为实用的分类方案。
2.变质岩区的基本褶皱样式及特点
以褶皱形成机制为基础，结合褶皱几何形态特点和伴生的组构要素特点，将变质岩区褶皱分为顺层剪切褶皱、纵弯褶皱和片麻岩穹隆三个基本类型。
(1)顺层剪切褶皱
顺层剪切褶皱也称为变质固态流变褶皱(傅昭仁等，1996)，尽管二者含义基本一致，但“变质固态流变褶皱”似乎更多强调在褶皱形成过程中岩石强烈塑性流动的性质，为了与滑褶皱作用(剪切褶皱作用)相区别，使用“顺层剪切褶皱”一词定义该类褶皱。
顺层剪切褶皱作用是指平行于先存叶理面(原生层理、次生叶理)的剪切作用形成褶皱的过程。实际上，这种顺层剪切形成褶皱的作用最初被用于描述纵弯褶皱作用和横弯褶皱作用过程中由于层间滑动而形成的层间褶皱，称为弯流褶皱作用。但近年来，随着韧性剪切带研究及变质岩区构造研究的深入，逐渐发现这种顺层剪切褶皱作用已不再是纵弯和横弯褶皱作用过程中起辅助性的褶皱机制，而是一种在变质岩石中广泛发生的主导性的褶皱形成机制，所形成的褶皱为顺层剪切褶皱。
顺层剪切褶皱的几何和产出特征如下：
1)顺层剪切流变褶皱是剪切变形的产物，通常产于韧性剪切带中或发生剪切变形的变质层状岩石中。其中一个特例是产于变质地层中，形成顺层剪切带，这种顺层剪切带在中、浅变质岩区往往产于相对软弱(或黏度系数大)的变质岩层中，构成层间顺层剪切带；在高级变质岩区，顺层剪切变形可能是多种不同岩性的岩层都卷入变形。
2)顺层剪切流变褶皱在XY截面上表现为一翼长、一翼短不对称褶皱(图10-8)。在一定构造区段里，往往形成发育成熟度不等、倾向相同但轴面倾角变化不一的不对称褶皱系列。按其截面上的褶皱面形态，可归结为图10-9所示的序列模型，此模型可以反映剪切流变褶皱从萌芽到成熟的发展过程。随着递进变形的发生，褶皱轴面产状逐渐旋转，形成的褶皱被拉断成无根褶皱或褶皱构造透镜体，有些甚至重褶成共轴叠加褶皱。
图10-8 大青山高级变质杂岩中近水平顺层滑脱韧性剪切带中的不对称剪切褶皱(箭头指示剪切方向)
在三维空间上，大多数顺层剪切流变褶皱呈非圆柱状，各级枢纽斜列分布，并呈波状弯曲，与拉伸线理垂直或斜交，即所谓豆荚状褶皱，因而同一露头上测量的主褶皱和次级褶皱的局部枢纽产状往往不一致。如果剪切流动不均匀，褶皱枢纽会逐渐弯曲，从平直→舌状→鞘状变化，形成鞘褶皱(参见图10-28)。
3)褶皱往往限制在一定的层内，通常以褶皱单体或小规模褶皱群落的形式产出；上、下各层褶皱的发育彼此独立(图10-9～图10-11)；在褶皱体内，各层之间，由于岩层的能干性和厚度、黏结度等习性不同，褶皱往往具有不协调和半协调变形特征。
图10-9 顺层剪切流变褶皱的几何模型(XY切面)
(据Hansen，1971)
W—褶皱宽度；H—褶皱短翼高度
图10-10 北京西山奥陶系纹带灰岩中的分层剪切褶皱
(据傅昭仁等，1996)
图10-11 大青山高级变质杂岩中近水平顺层剪切变形的褶皱特征
(据徐仲元，2003)
A、B产于石榴云母片麻岩岩组；C、D产于黑云角闪片麻岩岩组(⊥X剖面)
4)顺层剪切流变褶皱最根本的特点是，褶皱体内发育有新生的轴面叶理和拉伸线理。轴面叶理和拉伸线理的发育程度与应变有关，随着递进变形的发生，轴面叶理和拉伸线理逐渐发育，并逐渐置换早期参与褶皱的叶理，同时，逐渐旋转到与剪切面平行。
(2)纵弯流变褶皱
纵弯流变褶皱是顺层挤压的结果，是纵弯褶皱作用的产物，与顺层剪切流变褶皱的特征明显不同，主要特征如下：
1)纵弯流变褶皱产于造山带内，通常与板岩劈理带或陡倾叶理带共生。板岩劈理带和陡倾叶理带均属于造山作用的产物，二者的构造特征基本相同，但形成的构造环境不同，前者形成于绿片岩相变质环境，后者则形成于角闪岩相-麻粒岩相环境。
2)纵弯流变褶皱XY截面上多表现为轴面直立或陡倾的褶皱，通常是由不同序次褶皱组成的复式褶皱，主褶皱通常是对称的，但次级褶皱可以是对称，也可以是不对称的。随着变形的增强，褶皱从宽缓渐变为紧闭，翼间角也逐渐变小。不论褶皱的形态如何变化，在同一构造带中，所有褶皱的轴面产状相对稳定(图10-12)。
图10-12 大青山高级变质杂岩中东西向陡倾叶理带的纵弯褶皱
在三维空间上，该类褶皱大多为圆柱状褶皱，褶皱枢纽可以是水平的，也可以是倾伏的，但多平行排列，并垂直运动方向，为B型褶皱。
3)在弱变形区域，褶皱是连续成群产出的，并发育与轴面平行的轴面叶理。但随着递进变形的发生，逐渐强烈的纵向构造置换破坏了褶皱的连续性，使褶皱呈无根褶皱或褶皱构造透镜体产出。
(3)卵形构造或片麻岩穹隆
卵形构造或片麻岩穹隆是变质岩区的一种经典褶皱样式。主要包括由花岗质混合岩或片麻岩组成的核，其上覆盖了变质沉积岩或变质火山岩的盖层。核部岩石的中心部位具岩浆岩结晶结构，接近接触带叶理渐趋发育，岩体叶理构造与盖层中的叶理及二者之间的接触面彼此平行。一般从片麻岩核向外倾斜，构成穹隆构造。
片麻岩穹隆主要发育在太古宙克拉通地区，尤其是变质深成岩发育的高级变质地区，主要表现为由片麻理、条带状构造、表壳岩包体的长轴及各种脉体呈有规律的空间排列而显示出环形构造，在平面上多呈椭圆形或卵形构造(图10-13)，且多构成卵形构造群，或卵形构造区。
图10-13 阿尔丹地盾中部的片麻岩褶皱卵形隆起
(据萨洛普.Л.И.，1971)
1—在航空照片上看到的岩层走向；2—在航空照片上判读的以及经过详细地质测量追索的不同石英岩层(伊叶格拉亚群的库鲁姆坎组及斯旺奇特组)；3—地层界线(a—详测确定的，b—中比例尺地质测量确定的)；4—二级褶皱轴走向(示意)；5—前寒武纪断裂线(仅表示西部)；6—地台盖层(前寒武纪、寒武纪以及侏罗纪地层)。褶皱卵形隆起：Ⅰ—上阿尔丹；Ⅱ—乌斯蒙；Ⅲ—下提姆朴汤
在一些造山带中，或者孤立地产出，或者由多个呈线性排列分布。其地质特点与太古宙克拉通的卵形构造也有一定的区别。不同片麻岩穹隆的内部构造和成分组成等特征具有很大的变化，成因也有所不同。主要包括两种基本类型：
1)叠加褶皱片麻岩穹隆：类似于Ramsay(1987)所提出的穹隆-盆地型褶皱叠加型式。由两期大型褶皱干扰产生一系列类似扁平状圆柱体的穹隆和盆地构造(傅昭仁等，1996)。
2)以岩浆底辟为主导机制所形成的片麻岩穹隆：与盐丘构造相近，塑性或近熔融状花岗质岩石比上覆变质上壳岩密度小，造成重力失稳，从而导致花岗质岩石上拱，形成片麻岩穹隆(Hobbs，1976)。Fletcher(1972)，Ramberg(1967)的实验再现了这一过程。分熔岩浆上浮和岩浆的“气球膨胀式”侵位也是太古宙克拉通和一些古元古代造山带中片麻岩穹隆形成的主要原因(杨振升，1985)。由于许多片麻岩穹隆的主体岩石由多期活动的变质深成侵入体组成(何家善等，1998)，因此，这种片麻岩穹隆的形成实际上是一个长期的、由多次岩浆活动产生的复杂的底辟侵位过程。
造山带中的片麻岩穹隆是造山运动或叠加造山运动的产物(Eskola，1949；Hobbs et al.，1976)。近期研究发现，有些造山带内的片麻岩穹隆实际上是前造山期伸展体制下形成的，作为该体制下所形成的隆滑构造的内核(杨振升，1995)或岩浆核杂岩(刘俊来等，1996)。由于后期收缩体制下的变形，而使该片麻岩穹隆特征复杂化。