深大断裂特征

深大断裂特征_东秦岭－大别造山

本区的深大断裂主要集中于造山带及相邻造山带的盆地边缘地带内，可划分为北西西向和北北东向两大断裂系统，根据断裂规模，切割深度，以及其对构造单元的控制作用，又将研究区内主要断裂分为区域性深大断裂和区域性大断裂。这两类断裂往往构成一级或二级构造单元的分界线，具有规模大、延伸长、深度大的特点。沿断裂带及其附近有基性、超基性岩等大量岩浆岩活动，岩体呈线状分布。在地球物理场特征方面，断裂带两侧的重、磁异常特征明显不同，重、磁异常的分界线，往往是深大断裂的反映。断裂带在卫星遥感、地震测深、大地电磁测深等地球物理异常方面也有所反映。所涉及东秦岭－大别造山带及邻区岩石圈（或地壳）尺度的主要深大断裂分布见图1－2－1，其主要特征见表1－2－2。

表1－2－2 秦岭－大别造山带主要深大断裂带特征

北西西向断裂带：①洛南－栾川－方城－明港－舒城断裂带；②商丹断裂带；③青峰－襄樊－广济断裂带；④桐柏－浠水断裂带；⑤鲁山－舞阳断裂带。

图1－2－1 东秦岭－大别造山带及邻区主要断裂分布图

北北东向断裂带：①晓天－磨子潭断裂带；②确山断裂带；③桐柏－浠水断裂带；④团凤－麻城断裂带；⑤郯－庐断裂带。

1．商县－丹凤－舒城断裂

研究区内断裂西起商县、丹凤经商南、西峡，过南阳盆地后，再经信阳、商城、舒城，截切于郯庐断裂。自西向东，断裂走向为北西西—近东西向，呈舒缓波状延伸，而整体向北凸出。该断裂地表倾角为30°～80°，向南倾斜，以一套强烈变质的的糜棱岩带为标志。

该断裂带，在地球物理场特征方面，重力场表现为布伽异常的梯度带，在航磁垂向一次导数异常图和布格重力垂向一次导数异常图（吴其反等，2009）上清楚地反映了该断裂带为与重、磁系列图异常形态和走向截然不同的界线。莫霍面为地壳厚度变化带。

综合重、磁场资料，结合深地震测深和大地电磁测深资料的综合地质解释剖面表明（图1－2－2），该断裂构造带由浅至深切割地壳，为典型的“犁式铲状”断层，它与构造带内部系列南冲北倾犁式断层在中－下地壳收敛或消失于莫霍层（面）。

地表地质揭示出断裂的不同地段，在地表的表现及构造特征存在差异性：

（1）西峡段，也称商丹缝合带。断裂带的早期活动主要表现为加里东期—海西早期的板块俯冲－碰撞边界。在商丹断裂之北断续出露一条变火山－沉积岩带，该带是由洋岛型、岛弧型和洋壳型的蛇绿岩和非蛇绿岩残片组成的构造混杂岩带。断裂之北俯冲、碰撞型的深成岩浆杂岩带，它们的形成时代由同位素年龄限定在500～400Ma；商丹断裂带之北的变质沉积－火山岩中发现的放射虫限定为奥陶纪—志留纪（崔智林等，1995）。上述共同提供沿商丹断裂带近东西方向一线，在500～400Ma期间，可能经历了秦岭早古生代洋盆俯冲、华北地块与扬子地块的对接－碰撞的构造作用过程。

图1－2－2 十堰—嵩县（QB－1线）二维速度结构剖面图

1．度界面；2．纵波速度（km／s）；3．上地壳；4．中地壳；5．下地壳；6．上地幔；7．莫霍面；8．主要断裂

断裂带中期活动表现为强烈的拆离伸展。缝合带北侧的朱阳关－夏馆断裂早期韧性剪切构造带中，发育显微—露头尺度的不对称组构和倒向向南的不对称褶皱，叠加于早期韧性构造混杂岩之上，还见雁岭沟岩组大理岩呈飞来峰形式向南“漂”于古生代花岗岩体之上，均反映了该期地壳较浅层次强烈韧性－脆性伸展拆离活动，而（柯石英）榴辉岩、榴闪岩等的出露，无疑亦应与该期伸展拆离活动密切相关，它反映了俯冲于华北地块之下的中秦岭地块，在伸展构造体制下，部分物质迅速从地壳深层次回返至地壳浅层位置，活动时期应为海西期。

断裂带晚期活动以浅表层次的破碎断裂为主，主要控制了晚白垩世至古近纪陆相盆地的形成和发育，并在早先构造带中及在盆地边界形成新的破碎带，线性展布特征明显，与早期韧性及韧脆性剪切带不完全重合。在内乡县七里坪以东，可远离主构造界面达十余千米。单个破碎带宽数十米至百米不等，断面多向南西倾，倾角50°～85°，少数断面向北东陡倾，带内发育挤压透镜体——片理化带和各种脆性构造岩（碎裂岩化岩石、碎斑岩、碎粉岩、断层泥等），总体显示强烈的挤压逆冲特征，但局部残余有张性角砾岩。

（2）桐柏县段，该断裂由多条断裂所构成，构成其断裂系整体宽达3000多米，北侧为上古生界定远组，南侧为太古宇桐柏杂岩。系列断裂所指示的断层产状为5°～26°∠70°～78°，部分近直立，走向95°∠105°。在淮源国家森林公园内，发育于桐柏杂岩中断裂的断裂带宽度大于100m，主要由碎裂岩、断层泥构成，断裂两侧发育一系列小型脆性断层。该断裂表现为韧性剪切、脆性破裂的双重特征。吴利仁等（1998）在随州市万和店区合河乡曹家河沟观察到，该断裂破碎带中具有不同的构造岩组合，表明该断裂具有不同性质的活动方式（图1－2－3）。破碎带宽达100余米，断面较陡，有的断面似乎向南南西方向倾，代表了后期破碎的脆性断面。其中糜棱岩带代表了加里东碰撞时期的大规模韧性变形构造岩，而糜棱岩形成的构造透镜体和挤压片理中所夹的片岩角砾，则标志着断裂在造山期后发生了两期活动：第一期，继碰撞造山运动之后在应力松弛阶段出现的张裂活动，使前期形成的糜棱岩和随县群片岩发育成断层角砾岩；第二期，断裂又发生一次挤压或压扭性活动，使前期的糜棱岩和片岩角砾岩因挤压而成为构造透镜体，并在构造透镜体边缘出现挤压片理。

图1－2－3 随州市曹家河沟商南－信阳－舒城断裂剖面图（据吴利仁等，1998）

1．随县群片岩（Pt3）；2．桐柏山群（Pt1）；3．糜棱岩形成的构造透镜体；4．糜棱岩；5．挤压片理中夹有片岩角砾；6．断面

（3）商南－信阳－舒城断裂安徽段，表现为一系列由南向北逆冲断层组成的叠瓦状构造。在合肥盆地中称为金寨断裂，该断裂在地震剖面上显示为上陡下缓的“铲型状”，地表为高角度逆冲断层。安徽霍山县旦家庙镇出露的其次级断裂，发育于中侏罗统三尖铺组粉砂岩中，断裂带整体宽度大于5m，断层产状为25°∠73°，断面擦痕指示左行平移兼逆断层，由碎裂岩、碎粒岩和断层泥构成，其间发育系列小断裂和破劈理。分支断裂中石英脉体的ESR年龄显示为75．6±7．5Ma，包裹体的均一温度为两个峰值（图1－2－4），而且石英脉体的阴极发光也表现为两种不同的颜色，即存在两期石英脉体的充填（图1－2－5）。结合地震剖面和野外调查可知，商南－信阳－舒城断裂，在侏罗纪时代，显现由南向北逆冲推覆的性质，而白垩纪时期又发生构造负反转，新近纪时期相对较为静止。

2．栾川－方城－明港－舒城断裂

该断裂由栾川－方城断裂向东，可与商城－舒城断裂相交接，终止于郯庐断裂，走向北西西，长达650多千米，断裂切割至下元古界以下的地层，是华北地块与秦岭－大别造山带在地表的分界断裂，或地球物理信息异常突变带。断裂在栾川、方城一带呈向北北东突出的弧形，至信阳明港转呈近东西向延伸，断裂带在走向上可以明显地分为两段，即洛南－栾川－方城断裂与明港－商城－舒城断裂。断裂以北为华北地块稳定沉积区，以南为北秦岭造山带活动沉积区。

在航磁垂向一次导数异常图上，清楚地反映了该断裂带为磁异常形态和走向截然不同的界线，布格重力垂向一次导数异常图在南襄盆地北界及商城县以东反映的界线也较为清楚（吴其反等，2009）。

西段的栾川断裂深部莫霍面错断，与商丹断裂在中下地壳可以连接，共同切穿地壳延伸到上地幔。我们从现今地球物理揭示的地壳尺度构造格架角度看：该地区受印支期南北陆块的相向板内聚敛作用，伴随北秦岭造山带的生成，而发育往北逆冲构造。商丹断裂作为加里东期缝合带，在印支期再次活动，发生往南逆冲构造。燕山期的构造伸展主要在块体结合部位：北秦岭造山带深部再次构造“活化”，莫霍面错断，诱发软流圈地幔物质上涌，岩石圈地幔减薄。

洛南－栾川－方城断裂带是一条多期次、多层次活动的规模巨大的构造边界。它在中－新元古代时期作为华北稳定地块与较活动的地块边缘之间的界线，分别控制了其南、北两侧中－上元古界宽坪岩群、陶湾岩群和官道口群、栾川群两类不同大地构造环境的火山－沉积建造的形成。断裂带内次级断裂发育，各断裂均发育有挤压破碎带，其构造形态极为复杂。断裂带北界为栾川群逆冲叠置于陶湾群之上的大红口逆冲推覆断层，南界是陶湾群逆冲于宽坪群之上的栾川逆冲推覆断层。总体北西西向展布，西接洛南断裂带，东去则收敛紧缩成狭窄一带。石铨曾等（2004）研究表明，栾川地区，该带由四期多条断层叠加组合而成，以两期逆冲推覆主断层为基本构造骨架和特征，叠加多期伸展与走滑断层的复合性断裂构造，既是栾川逆冲推覆构造系的前锋主推覆断层，又是一个多期复合的断裂带。断裂带内及附近各时代岩浆活动非常活跃，变质作用及混合岩化也相当强烈。

图1－2－4 商南－信阳－舒城断裂安徽段断裂带包裹体均一温度分布图

图1－2－5 商南－信阳－舒城断裂安徽段石英脉体阴极发光特征

根据对栾川县段断裂带的野外调查，并结合石英脉体ESR测年及包裹体均一温度测定表明，断裂至少存在四期构造活动，而喜马拉雅山期的古新世与新近纪两期活动明显，其中新近纪时期表现为压性断裂的特征。栾川县苗子口以南处观察的断裂带中三个小断面上，一个断面上无方解石滑抹发育，另两个则发育方解石滑抹晶体。方解石脉体作为深部流体，通过断层而运移上来的表现，可说明断面上滑抹晶体的发育与否，同时，也反映了该处断层至少存在两期活动。方解石滑抹晶体上阶步还指示一期为正断层的性质，同时方解石中包裹体均一温度显示为一个峰值，反映方解石充填期的断裂活动为一期［图1－2－6（a）］。该断层栾川县城以南处发育的石英脉体包裹体均一温度显示为两个峰值，反映至少存在两期活动［图1－2－6（b）］，而石英脉体ESR年龄为50．4±5．0Ma，即在该年龄为石英脉体充填时的最晚期活动时间。同时栾川县城以北，栾川断裂系中的系列断裂中多充填石英脉体，所显示的ESR年龄分别为11．9 ±1．0Ma、6．1±1．0Ma和21．4±2．1Ma，而且这些断裂显示为压性的特征，其间地层发生强烈的揉皱，且破劈理发育。同时石英脉体的包裹体均一温度显示，存在1～2个峰值［图1－2－6 （c）、（d）］。

图1－2－6 栾川断裂栾川段断裂带中脉体包裹体均一温度分布图

明港－商城－舒城断裂是区域上划分华北地块与北淮阳构造带两个Ⅰ级构造单元的边界断裂，是北淮阳逆冲推覆带的前缘断裂，由一系列断面南倾、产状一致的叠瓦状冲断层组成，做向北突出的近东西向弧展布。断裂南侧的佛子岭群逆冲于侏罗系三尖铺组之上（图1－2－7）。由于强烈的逆冲推覆作用，造成主冲断面下盘三尖铺组（J1－2s）砂砾岩岩层产状直立或倒转，宽度大于1km，并形成宽缓的北西西向背向斜构造。主冲断面上盘岩层发生强烈破碎及硅化蚀变，宽度大于500m。主断层带内形成由两侧不同岩层的构造角砾岩、碎裂岩等组成的构造破碎带。

在重力异常图上，沿明港－商城－舒城断裂为一密集的梯度带，北侧在负异常背景下发育一系列北西向的正异常；在航磁异常图上，沿断裂带表现为线性条带状负磁异常带，断裂带以北为正磁异常带，以南在负磁异常背景下出现一系列北西向的正磁异常。该断裂是一个倾向南西的高角度（＞50°）逆冲断裂，后期具正断层性质，正断层主断面南西倾，并控制着合肥盆地中新生界沉积。

图1－2－7 金寨县船板冲构造剖面图

1．三尖铺组；2．歪庙岩组；3．黄龙岗（岩）组；4．仙人冲（岩）组；5．硅化／角砾岩化

3．三门峡－鲁山－舞阳－确山－舒城断裂

该断裂是南华北地区“盆／山”构造边界断裂，以卷入基底的厚皮构造为特征，向东与栾川断裂一起斜交于北淮阳构造带。该断裂在宜阳、鲁山地区、舞阳、谭庄凹陷等地均有地质、地球物理资料可确认。

该断裂在谭庄凹陷南缘，大体与新生代新桥断裂（鲁山断裂）一致，它是该断裂在古近纪由逆转正的结果。315地震测线显示了石炭系—二叠系逆冲在下白垩统之上。这一逆冲现象在断裂下部可见踪迹，而上部则表现为正断层，表明该断裂在新生代为正断层，（负）反转现象说明了前后时期构造应力发生了转变（图1－2－8）。

该断裂带在地球物理磁异常特征上表现为南侧磁异常场较强，变化较大，东北侧为团块磁异常，磁异常场较弱，反映出明显的差异；在重力异常特征上，则表现为线性异常。

地震测深剖面揭示，断裂上陡下缓，犁式铲状，北向逆冲，收敛在壳内（5～10km）低速（元古宇）和低阻（壳内滑脱）层段。地表地质调查（高长林等，2009，宜阳于沟一带）同样表现为自南往北的逆冲推覆构造现象。

该断裂是上太古界太华群高级片岩区和上太古界登封群花岗－绿岩区的分界。从化极上延10～20km航磁图上可清楚看出，该断裂将南华北地区划分为南北两个不同的区域磁场，且负磁场北部基底大于南部基底深度。重力异常特征表现为线性梯度带。由此表明，该断裂为一条深源断裂带。作为华北地块稳定沉积区和其南缘构造活动带的大致分界，其形成时间可能较早，属印支期秦岭－大别造山带向北逆冲推覆过程中形成的冲断岩席体的前缘主冲断裂，燕山期除继续发生由南向北的冲断外，还发生右旋走滑活动，由此控制形成了谭庄－沈丘早白垩世走滑拉分盆地，以及沿断裂带产出的燕山期中酸性岩浆侵入与火山喷发活动。

该断裂在平面上可明显分为两大段（即伊川县段与周口坳陷段），主体呈北西西向后转北西向，是分割南华北地区在南北方向上不同构造变形区的界线，同时也是燕山早期秦岭造山带北缘厚皮冲断构造带与薄皮冲断带的重要边界。

（1）伊川县段：该断裂北侧为白垩系九店组，南侧为下震旦统马家河组。断裂带整体宽度大于30m，为碎裂岩、碎粒岩和碎粉岩充填，其中发育系列小断层。小断裂产状为65°∠63°和11°∠38°，其断裂带中的透镜体指示断裂为正断层，而断裂带中构造岩的发育则指示为压性断裂，反映了该断裂的长期多性质活动。断裂控制了该处白垩系沿着断裂走向在北侧展布。

（2）周口坳陷段：该断裂为高角度正断层，向北倾斜，呈上陡下缓的铲型。作为边界断裂，以箕状断陷的形式直接控制着古近系的分布（图1－2－8）。

图1－2－8 周口盆地中南北向（315线）地震测线构造剖面图

（3）阜阳、淮南段：于沟—宜阳地区的石门逆冲断裂，古生界冲断于上三叠统之上，为该断裂带在宜阳地区的表现（图1－2－9）；鲁山青草岭韩梁煤田汝阳群逆冲推覆在下震旦统之上，而石炭系—二叠系又推覆在下二叠统山西组煤系之上（图1－2－10）；在阜阳至淮南一带，断裂被地质、物探、钻井资料证实，断裂为由南向北逆冲的逆断层，该段断裂下盘为石炭系—二叠系和下三叠统，上盘为太古宇和下古生界。

图1－2－9 于沟－石门逆冲断裂剖面

（据宋传中，2002）

4．青峰－襄樊－广济断裂

该断裂由多条断裂组成，是不同时期、不同性质、不同走向、不同形迹断裂构成的一个复合断裂带，其中既有逆冲推覆的断裂，又有以扭性为主的断裂，还有以张性为主的形迹，使整个断裂带更趋复杂化。

1）印支—早燕山期的逆冲推覆构造：主要见于造山带外带，以脆韧性变形为主，表现为一组相互平行的逆冲推覆断裂带，重力异常特征表明，沿青峰断裂带为重力低值带，剩余重力异常明显，在莫霍面起伏等值线上突出地表现为莫霍面的陡变带，并指示其早期为向北倾的构造带。航磁图上反映亦较明显，断裂北侧为正异常区，南侧为负异常区，其本身则为二者过渡的梯度带（邓清录等，1991）。地震测深资料表明，青峰断裂早期由一系列由北向南的逆冲断层叠加组合而成，同时，扬子地块深层向北部南秦岭构造带俯冲（袁学诚等，1996）。根据中国地质大学（1991）电测深资料显示，在武当山玛瑙关地区，造山带物质向南位移量大于10km，另外有其他学者应用不同方法进行了研究推算其推覆距离大于100km，说明武当山推覆体下可能存在扬子准地台区古生代的“影子盆地”。

图1－2－10 河南鲁山韩梁煤田青草岭逆冲推覆构造

（据石铨曾等，1988）

1．片岩；2．砂岩；3．灰岩；4．泥岩；5．煤系；6．白云岩；7．砂质灰岩；8．马家河组；9．山西组

（1）西段：断裂总体呈现沟谷负地形，沿断裂线两侧常见断层崖、断层三角面，且两侧地貌特征差异明显：北侧地形相对低缓，南侧陡峻，航卫片显示线性特征十分明显。平面上由分支复合的网状逆冲断层组成，在剖面上呈叠瓦状产出。断层面向北倾斜，呈犁状，北侧构造面总体产状330°～22°∠35°～70°，产状向下逐渐变缓；南侧构造面总体产状330°～22°∠20°～45°，相对较缓。

沿断裂带地层大量缺失，使秦岭－大别地层区地层覆盖在不同时代的扬子区地层之上，断裂北侧（上盘）主要为南秦岭地层区青白口系武当山群、南华系耀岭河组中－浅变质岩，南侧（下盘）主要为扬子地层区下古生界碳酸盐岩地层，见图1－2－11。

图1－2－11 青峰－襄樊－广济断裂带石门至笋家峪剖面

Qb W．青白口纪武当群；Z2∈1dy．震旦系灯影组

糜棱岩带：发育于断裂北侧，一般宽度为几米到数十米不等，长3～10km。带内硅质糜棱岩、灰质糜棱岩、糜棱岩化岩石及绢（白）云石英构造片岩发育，镜下具流动状－条带状构造及矩形多晶石英条带等塑性变形现象。此外，同构造分异石英脉、剪切透镜体、不对称褶皱、石香肠构造、S－C组构及折劈理等变形构造常见，并指示由北向南逆冲推覆的运动特征（图1－2－12），为陆－陆碰撞造山作用的产物。

此外，在竹山官渡一带见飞来峰构造，滑断面呈凹凸不平的勺状，倾向多变，南部多向北缓倾，北部向北陡倾，倾角5°～40°，破碎带宽2～20m不等，沿断面发育碎裂岩、断层泥及挤压透镜体，并指示由北向南的逆冲特征。推覆体（飞来峰）长6km，宽1．3～2．3km，由志留系地层组成，平面上呈纺锤状，剖面上表现为单斜构造。

图1－2－12 钟宝—官渡一带断裂剖面及变形组构图

（a）砾石拉长显示的拉伸线理；（b）斜列的长英质脉；（c）S－C组构；

（d）变质分异长英质脉在后期变形中错断；（e）剪切带中的变质分异石英脉

（2）东段：在东部襄樊—广济段总体走向北西－南东，沿断裂带发育碎裂岩，局部残留少量糜棱岩，显示其具多期性。以韧性变形为主，在随州三里岗土门、葫芦咀等地可见灰质、长英质糜棱岩、糜棱岩化岩石，其中剪切透镜体、不对称褶皱发育，显示左行走滑剪切兼具由北向南逆冲的特征，表现为前白垩纪为挤压性逆冲推覆断裂，断裂带具强片理化带、挤压透镜体带，并伴有次级褶皱和旁侧次级断裂。在随州三里岗河口店，均见有挤压破碎混杂岩，这种混杂岩是构造强热挤压的产物，使不同时代地层破碎，以不同大小的透镜块混杂在一起。

在BH05－MT1、MT2反演电阻率断面图上电性层横向突变，武当山群（Qb W）高阻层斜冲于震旦系中低阻层之上，反映出该断裂具逆掩推覆性质。

2）晚燕山—早喜马拉雅期伸展断陷：造山后期的伸展作用，形成一系列断陷盆地，控制了白垩系—古近系红色磨拉石沉积建造，包括新集、宋河、坪坝、蕲春、大冶、房县等盆地，都是单断半地堑式盆地，它们的边界断裂都是青峰－襄樊－广济断裂带内断裂的活化，即沉积时由早期逆断层转化而成的同沉积断裂，多为南断北超式单断盆地，见图1－2－13、图1－2－14。

图1－2－13 京山宋河叠瓦状断裂及碎裂带

图1－2－14 襄樊－广济断裂坪坝构造图

Z2∈1dy．灯影组；Z2d．陡山沱组

沿断裂带发育多种类型的断裂岩，如在耿集—河口店一线发育了走向近东西、宽1～3km的大型张性角砾岩带，角砾岩带从耿集向西过马槽岭被第四系覆盖，向东经平林、三里岗、河口店与坪坝断陷盆地相接。角砾岩大小不一，小的砾径几厘米，大的体积几百立方厘米，棱角分明，混凝土式杂乱堆积，具有原地破碎、没有发生变形和旋转的特点。带内普遍硅化或黄铜矿化，形成硅化或硅质胶结角砾岩，在耿集一带形成有开采价值的铜矿和银矿。角砾带南界为高角度的正断层控制，与北西向断陷盆地相接构成一体，形成统一的伸展构造带。

3）晚喜马拉雅期逆冲推覆：喜马拉雅期青峰－襄樊－广济断裂浅表层次表现为由南向北的脆性走滑逆冲，即扬子地块的震旦系—寒武系、泥盆系—二叠系逆冲于白垩系—古近系之上，如随州三里岗形成的“飞来峰”（图1－2－15），对印支—早燕山期由北向南逆冲构造的形迹进行了改造，使青峰－襄樊－广济断裂在该地段具有滑覆构造的表现形式。

该断裂带在地震二维断面（图1－2－16）清晰地呈现为造山带陆壳，沿其南缘边界与扬子地块陆壳缝合并发生陆内仰冲，在此构造基础上，该断裂构造带顺斜列反射界面往深处延伸，部分消失于低阻层中。断裂两侧电性特征差异明显，地震波反射同相轴特征，由造山带地壳的密集型突变到扬子地块地壳的稀疏型，断裂深部的莫霍面起伏变化明显，且有错断迹象特征。

图1－2－15 三里岗娄山关组逆冲于红层之上

1．紫红色砾岩；2．白云岩；3．逆冲断层

图1－2－16 邓州—南漳地震反射剖面

由图1－2－17可以看出，襄樊－广济断裂（东段），向下伸展最多能到达4．0s（双程）的深度；而紧邻该断裂带附近的长江断裂，可能作为该断裂的派生断裂，则向北较平缓地伸展到双程反射时间10．0s左右，切断莫霍面达上地幔。莫霍层在蕲春地区对应的深部出现错动，蕲春以北向上抬升，南部下掉，上下错开层段，约有双程反射时间2．0s的时间差。表明扬子地块深层向北下插至大别造山带南缘之下，深达岩石圈地幔。其地质解释图如图1－2－18所示。

图1－2－17 阳新—株林地震反射剖面

（据赵文津，2008）

图1－2－18 阳新—株林地震反地震反射剖面的地质解释图

（据范小林，2009）

5．晓天－磨子潭断裂

综合分析重、磁、电、震资料，该断裂构造带北侧为“重高磁低”，南侧是“高磁低重”，反映地壳介质差异的重、磁场分界。在重力图、航磁化极图和垂向一阶导数图上都有异常显示，表现为线性异常、不同异常场界线。

过大别造山带地区地震层析成像剖面，揭示了地质体介质侧向上的弹性差异（图1－2－19 ），表明地壳尺度的深大断裂的存在。其中，晓天断裂可延伸到中下地壳，包括剖面南端的襄－广（长江）断裂，也可延伸到地壳深层（图1－2－20）。

图1－2－19 过大别造山带天然地震层析成像剖面图

（据徐佩芬等，2000）

图1－2－20 过大别造山带层析成像剖面地质解释图

6．郯庐断裂

郯城－庐江断裂带（简称郯庐断裂带）是纵贯中国东部大陆边缘的一条巨型断裂带，由一系列北北东向斜列的次级断裂组成，为南华北盆地的东部边界。

扬子准地台北缘，前陆褶皱冲断带内的隆起和断陷盆地的共同走向为北东向，与北北东走向的郯庐断裂带呈锐角相交，其锐角指向恰是郯庐断裂带左行滑动的方向，显然它们具有密切的成因联系，表明前陆褶皱冲断带内的隆起带和盆地的构造格局、地层展布均受到郯庐断裂带活动的制约。因此，郯庐断裂与区内断陷盆地关系密切，可以说控制着断陷盆地的发生与发展。

以合肥盆地为例。在合肥盆地和张八岭隆起一带，郯庐断裂带大规模的左行平移将大别造山带与苏鲁造山带左行平移达550km，其间牵引弯曲形成了张八岭隆起。断裂带的平移运动，在张八岭隆起和大别造山带东缘形成宽达数千米的北东—北北东向左旋走滑韧性剪切带。剪切带由糜棱岩、超糜棱岩和千糜岩组成。这些走滑韧性剪切带产状陡倾，倾角多为60°～80°。

朱光等（2002）对合肥盆地东缘和大别造山带东缘的糜棱岩、超糜棱岩、千糜岩进行了全岩40Ar／39Ar同位素测年，另外还对肥东龙山同走滑期火山岩分别进行了K－Ar同位素测年。郯庐断裂带糜棱岩、超糜棱岩、千糜棱岩样品的40Ar／39Ar年龄分别为120．48±0．75Ma、118．75±0．45Ma和120．96±0．66Ma，皆属于早白垩世。大别造山带东缘4个糜棱岩、超糜棱岩全岩40Ar／39Ar年龄分别为124．67±0．73Ma、128．35±0．64Ma、130．61±0．88Ma和132．50±0．53Ma，也都属于早白垩世。在合肥盆地东侧的肥东龙山出露了一套安山岩。该火山岩的K－Ar全岩年龄为119．2±2．3Ma，与旁侧糜棱岩的40Ar／39Ar年龄一致，也为早白垩世。这一系列测试结果表明，郯庐断裂带大规模左行平移应主要发生在早白垩世，并在合肥盆地东缘局部诱发了岩浆活动。由此说明，郯庐断裂带是在早白垩世才以巨型平移左右并开始影响合肥盆地的。同样，张八岭隆起也是在早白垩世才开始出现在盆地的东部，并构成盆地东部的物源区。

潜山盆地西北缘通过的郯庐断裂属其南段的一部分，即桐城—太湖段（或称桐城－太湖断裂）。断裂以十分明显的重力梯度带和磁异常带为特征，向下切割很深，为大规模的岩石圈断裂（图1－2－21）。断裂为不同磁场和重力场的分界线，两侧基底岩相及地质结构不同：西侧“磁高重低”，磁场强度在250n T以上，重力则反映为规模宏大的负异常，基底岩相地表露头表现为大别群强磁性变质岩；东侧“磁平或磁低重高”，以变化负磁场为特征，负磁场强度低于－100n T，重力呈缓变梯度带与之对应，基底岩相主要为中上元古界弱磁性变质岩，埋深大于5～7km。两侧重磁异常展布方向也明显相异，西侧近东西向，东侧为北东或北北东向，总体均呈向南东凸出的弧形。沿弧形变化带，往往有次级的椭圆形重力异常和串珠状磁异常叠加，前者往往反映断陷，后者反映了岩浆侵入岩体。

图1－2－21 郯庐断裂剖面构造示意图

（据陈沪生、张永鸿等，1999）

野外调查发现，郯庐断裂为大别造山带与潜山盆地之间平直的分界线，可见明显的断层三角面山。断裂带在大别杂岩中表现为宽5～7km的动力变质岩带，广泛发育各种碎裂岩和糜棱岩，又穿插了各期花岗质岩体和岩脉，并被后期动力变质破坏。糜棱岩带遭受强烈后期蚀变，形成宽约100余米的绿泥石化、绿帘石化、钾长石化和硅化糜棱岩带。糜棱岩带产状近直立，走向45°～50°，倾角80°以上，时有南北摆动，甚至可见断面上部倾向南东、下部断面倾向北西的现象。靠近断裂的古近系紫色砂岩夹砾岩，产状由北西倾突然转为倾向南东，倾角50°～70°，形成宽20～30m的陡立地层带，局部见红色砂砾岩发育揉皱及透镜体。这些地质特征，说明郯庐断裂经历过“压—张—压”的演化过程。断裂主要活动期为印支—燕山期。印支—早燕山期以压扭性为主，曾发生向南东的推覆作用；中—晚燕山期以来，以张扭性为主，控制潜山盆地断陷沉积作用；早喜马拉雅期，再次发生向南东的逆冲作用。

7．团风－麻城断裂

团风－麻城断裂见于研究区东侧麻城、团风北一线，向南倾伏于江汉盆地之下，总体走向0°～20°，倾向280°～315°，倾角15°～25°，断裂带宽50～150m，隶属于郯庐断裂体系。航测卫星图片显示为色调深浅不一的线性带，沿断裂为显著的线性负磁异常，在麻城东北阎家河处测制的剖面显示，断裂具明显的分带性，在布格重力垂向一阶导数图上有清楚的异常显示，反映了该段断裂隐伏较深，规模较大，控制作用较强。

早燕山晚期，以左行压扭作用为主，使断裂西盘南移，晚期以张性活动或右旋张扭为主，沿断裂带见有玄武岩喷发和温泉等。其主要特征表现为：

（1）脆性变形带：带内分布有硅化构造角砾岩、硅化岩。硅化角砾岩和硅化岩产状清晰，倾向280°～270°，倾角20°～25°，显示正滑脱性质。

（2）脆韧性变形带：是团风－麻城断裂早期最主要的活动带，变形带岩石主要为长英质（花岗质）糜棱岩、变晶糜棱岩。岩石中石英和云母强烈塑性变形，长石则表现为脆性破裂，镜下可见到石英条带构造、拔丝构造以及变形纹带和云母鱼构造等，长石则呈较大颗粒的残斑存在。在剖面上可见到“σ”型碎斑岩系、S－C组构和不对称褶皱。这些变形显示韧性正滑脱和平面上右行韧性剪切的特征，说明断裂西盘相对向北西方向右行滑脱，大量的矿物生长线理产状300°～310°∠13°～20°，代表了剪切矢量。

（3）断裂带东侧的主要岩石类型有花岗质糜棱岩以及糜棱岩化钠长浅粒岩、变基性岩、各种片岩和条带状斜长角闪岩等。岩石多具碳酸岩化、绿泥石化和黄铁矿化等蚀变，见有2m宽的断裂带，产状125°∠75°，发育密集的节理，见构造角砾岩，断裂面上具近水平擦痕及断裂阶步，指示右旋。

8．江南断裂

江南断裂带大致以江汉－洞庭盆地为界分为东、西两段：江汉－洞庭盆地向西在湖南境内延伸部分称之为慈利－保靖断裂；江汉－洞庭盆地向东延至皖南称之为咸宁－阳新断裂。现分段就其构造形变特征描述如下。

（1）西段：慈利－保靖断裂特征。慈利－保靖断裂带分布于雪峰隆起西北缘，断裂带为一系列北东向断裂组成的复合性断裂带，在平面上大致相互平行，首尾相接，左行斜列，总体构成向北西凸出的弧形。整个断裂带可分为东、西两部分，西部大致于张家界后坪附近向西及西南分为两支：一支延向保靖，可称为保靖分支断裂；一支延向古丈，可称为古丈分支断裂。张家界后坪以东的部分，大致延伸至慈利柳林铺为第四系掩盖，其后未见出露。

断裂带北西侧，与之伴生的有北东或北北东向褶皱右行雁列构成的弧形构造带。断裂带南东侧，为不同构造期次的形迹叠置复合，褶皱轴面多向南倾斜，特别是涟源－张家界剖面，几乎所有的褶皱轴面均向南倾斜，由此反映断裂是由南向北逆冲，在溆浦—洪江沿线以西，沅麻盆地的东南边缘，宽数十千米、长约160km的地带内发现多个飞来峰构造，构成辰溪－怀化飞来峰构造带（丘元禧，1998），其中比较典型的飞来峰有小龙门、怀化王炳坡（图1－2－22）、黄金坳等飞来峰构造。

图1－2－22 王炳坡飞来峰素描图

（据丘元禧等，1999）

慈利－保靖断裂带同时也表现为宽数十米至数百米甚至数千米的破碎带，沿断裂带出现大量构造岩（图1－2－23）。张家界以西多见白云质灰岩及硅质岩组成的碎裂岩、角砾岩和构造透镜体、粗糜棱岩（化）、挤压片理岩；张家界以东常见由灰岩、泥灰岩组成的挤压带、构造透镜体（部分由角砾岩组成）、挤压片理、细糜棱岩化及磨光面，缓倾斜擦痕等，具压扭性质。在花垣—保靖一带，该断裂带表现为宽120m的破碎带。破碎带主要由中寒武统白云岩构成，岩石破裂多呈碎裂岩，多数破裂岩已完全破裂呈角砾状，角砾大小不等，砾石直径一般为1～3cm，最大为4～6cm，不具定向排列，呈脆性破裂特点。破裂带内发育有一系列次级断层，次级断层沿倾向具上陡下缓略具弧形，下部产状为153°∠57°，上部陡倾倾角可达70°以上，另一次级断层产状为152°∠68°。断层南东盘为中上寒武统白云岩，北西盘为志留系地层。断层总体走向南东150°∠50°～70°，具逆冲断层特点。

通过对2007－SZ－1、2007－SZ－2和2006－桑植—涟源地震剖面解释和综合分析认为，断裂带北侧桑植－石门地区出露地层以古生界为主，地质结构总体表现为以志留系为滑脱面，志留系以下的下古生界构造相对简单，构造变形弱；南侧出露中元古生界地层，发育对冲、反冲构造。同时在三条地震剖面上，均发现在慈利－保靖断裂以南的江南－雪峰构造带北缘存在大型逆冲推覆断层（图1－2－24）。

图1－2－23 保靖－阳新断裂构造剖面图

图1－2－24 桑植—涟源地震剖面张家界段解释图

（2）东段：咸宁－阳新断裂特征。研究区内，咸宁－阳新断层应为江南断裂东延部分，其平面特征表现为多条近平行展布的断裂及其与之共生的褶皱组合而成。平面上断层横贯全区，东部延伸至阳新以东，西部被洪湖－湘阴断层错断，与监利断层相连，在咸宁以北向北凸出，呈弧形展布。断裂以北，褶皱多呈短轴状，沿轴向起伏较大，仅部分为倒转褶皱，并分布有岩体；断裂以南，褶皱多呈紧密线状，延伸远，主要为倒转褶皱，无岩体发育。

该断裂在地球物理场特征方面，差异明显。航磁异常图上，断裂带是北部复杂异常区与南部均匀磁异常区的分界，与地表所见岩体的分布一致，表明了断裂两侧岩浆活动的巨大差异；在断裂带东西两端，磁异常明显增大，说明地下岩浆活动较活跃，并受断裂控制。从重力场特征来看，断裂以北为重力异常高值区，布格重力异常值多为－30～10mgal，以南为重力异常低值区，布格重力异常值区间为－50～－35mgal。从地震及电法资料来看（图1－2－25），咸宁－阳新断裂为一南倾的逆冲断层，向深部逐渐变缓。

图1－2－25 2002—222电法剖面图