构造带样式特征

构造样式特征~

构造样式是指在同一构造应力场作用下，所产生的具有成因联系的特定构造组合。裂谷盆地在演化的过程中，经历过多期构造运动，经受过不同应力场的作用。一般经过前期拱升期、初始张裂期、断陷期和坳陷期多个裂谷期发育阶段，因此，构造样式十分丰富。主要发育有拉张构造样式、剪切构造样式和反转构造样式等。
（一）拉张构造样式
裂谷盆地是一种伸展型盆地。伸展活动主要是从断层活动开始到断层停止活动时结束。这些断层大都是切割基底的同生断层。断层及其派生构造是裂谷盆地的主要构造样式。拉张构造样式主要有：重力滑动构造、翘倾断块、潜山构造、底辟构造等。
1.重力滑动构造
重力滑动构造是裂谷盆地主要构造样式之一，是盆地在伸展的过程中，由于重力滑动所形成的构造组合。重力滑动构造通常可分为三个部分：滑动岩体的前缘，表现为逆冲压剪构造性质，同时地层有加厚趋势；滑动岩体中部，为过渡性质；滑动岩体的后缘，表现为拉张断陷。一般发育有逆牵引背斜、重力滑动背斜、断阶和滑覆构造等。
逆牵引背斜：在铲式同生断层的下降盘由于重力滑动往往形成不对称的逆牵引背斜，轴向与断层走向平行，与断层倾向相同的一翼较缓，相反翼较陡，背斜深浅层幅度小，中层幅度大，由深至浅高点向断层内侧偏移，如渤海湾盆地冀中坳陷晋州凹陷赵兰庄逆牵引背斜（图1-24）、黄骅坳陷北大港逆牵引背斜、济阳坳陷胜坨逆牵引背斜等。

图1-24 赵兰庄逆牵引背斜油气藏剖面图

重力滑动背斜：一般发育在斜坡部位，由于掀斜活动，当重力超过临界的稳定角时（一般认为下滑临界角＞15°），地层在重力的作用下，沿滑动面（润滑层）向下滑动，在滑动岩体的后缘，在重力和拉伸应力的作用下，形成堑式背斜；在滑动岩体的前缘，由于前方受阻，形成挤压背斜或逆冲断层。如冀中坳陷廊固凹陷柳泉—固安重力滑动背斜（张振生，1986），由于牛驮镇凸起在渐新世剧烈隆升，牛北斜坡地层在重力的作用下，沿着沙三段底部泥岩向下滑动，在滑动岩体的后缘，形成柳泉重力滑动背斜；在滑动岩体的前缘，形成固安挤压背斜（图1-25）。另外，两条对倾基底断层之间的深洼槽中。随着盆地的伸展，在持续的拉张应力作用下，盆地地层沿断层面向沉降中心滑动，产生侧向挤压，形成“下挤上张、顶部陷落开花馒头式”断裂背斜构造。如冀中坳陷深县凹陷东部夹持于虎北及深县北断层之间的榆科断背斜等。

图1-25 廊固凹陷GA640地震测线剖面图

断阶：控凹边界断层在快速拉张滑脱过程中，产生平行于边界断层的次级断层，节节下掉，则形成断阶。当基底卷入时，在断阶上形成断块山，在断块山上覆盖层中形成披覆背斜；在断层的下降盘还可以形成逆牵引背斜，如冀中坳陷霸州断阶带、新河断阶带等。
滑覆构造：如渤海湾盆地冀中坳陷饶阳凹陷南部发育一条大型的滑脱断层——沧西断层及其滑覆构造体系，面积近2000km2。滑脱（拆离）断层为沧西断层及次级的杨武寨东断层、留路断层、杨武寨断层、留楚—皇甫村滑脱（拆离）断层组成。沧西断层为一条犁式断层，上陡下缓，上部倾角约45°，下部倾角约10°。次级滑脱拆离断层收敛于滑脱面上。主拆离滑脱面为地震反射Tg面，即古近系与基底分界面，与一般地震反射Tg面凹凸不平的起伏界面不同，为一条连续平滑的强相位组成，在其上下则为弱—空白反射，反映出构造面的特点。次拆离滑脱面为地震反射T6面，即沙三段与沙四段的分界面。该分界面为局部不整合面，但拆离滑脱面不完全是层界面，而是穿层的构造面。在滑覆体内产生两套变形系统：下部变形系统位于Tg构造面和T6构造面之间，上部变形系统位于T6构造面和T2反射面之间。下部变形系统主要由沙四段—孔店组组成，局部卷入沙三段，充当了上部滑覆体的滑脱垫。由于上部负载，其变形形式主要是平行于基底滑脱面的“顺层”韧性剪切，形成一系列中间鼓、两头扁的豆荚状滑覆变形体或滑覆变形透镜体。上部变形系统位于韧性变形带之上，主要由沙三、沙二、沙一段及东营组组成。其构造样式表现为大型背斜及其相间的向斜，自东向西发育有第一个背斜带分布于沧西断裂下降盘附近，第二个位于杨武寨断裂下降盘，第三个位于留楚—皇甫村断裂的下降盘，且变形强度，自东向西逐渐减弱。以及内部一系列走向大致平行、西倾、上陡下缓的坐椅式断层，自东向西依次发育有杨武寨东断层、留路断层、杨武寨断层及留楚—皇甫村等次级拆离断层。这些断层向下均收敛于拆离滑脱面上（图1-26）。

图1-26 WQ8-91地震测线解释剖面图

（据刘池阳等，2000）

图1-27 翘倾断块构造样式模式图

（据李丕龙等，2003）
2.翘倾断块构造样式
根据断层与断块的组合特征，翘倾断块构造样式又可以分为反向翘倾断块、顺向翘倾断块和堑垒断块构造样式（图1-27）。
反向翘倾断块：即断块的旋转方向与断层倾向相反，在剖面上形似屋脊，故常称“屋脊”断块。这种断块的形成主要是由于块体的掀斜运动的结果。
顺向翘倾断块：即断块的旋转方向与断层倾向相同。它是裂谷盆地缓坡带发育的主要构造样式。随着伸展盆地的发展，斜坡上沉积盖层不断加厚，基岩断块的倾角增大，基岩块体上覆较易滑动的盖层向盆内倾滑，从而产生一系列与斜坡倾向大致相同的断层，形成顺向翘倾断块。
堑垒断块：是裂谷盆地中较常见的构造样式，其规模大小悬殊。以断层相背出现为特征，形成堑垒相间的构造样式。这种构造样式的形成是由于地壳双向引张动力作用下差异沉降的结果，如海拉尔盆地贝尔凹陷苏德尔特构造带。也可以在裂谷盆地伸展的过程中，断块翘倾活动的前方受阻产生平衡断层，与控凹边界断层相向而掉，二者共同形成侧向的挤压应力作用的结果，如东濮凹陷中央构造带即是其例。
3.潜山构造样式
潜山构造也是裂谷盆地的主要构造样式。在伸展盆地内，由于块断翘倾活动，使基岩块体发生翘倾，在断棱部分易形成潜山。在潜山的山头、山坡、山腹又形成特定的潜山圈闭。在潜山的山头，往往形成风化体块状潜山；在山坡上，由于潜山内部隔层和不整合面上的盖层相交形成山坡层状潜山；在潜山内部由于断层一侧的泥质岩类与潜山内部隔层形成山腹块状或层状、楔状潜山圈闭；在潜山的上部常形成披覆背斜或断块；在潜山的围斜部位，常发育有地层、岩性圈闭；在潜山的断层下降盘常发育有砾岩锥体和逆牵引背斜构造（图1-28）。这些构造圈闭的组合构成了裂谷盆地最发育的潜山构造样式。

图1-28 潜山构造样式模式图

4.底辟构造样式

图1-29 江陵凹陷花园构造横剖面图

（据江汉油田石油地质志编写组，1994）
Ⅰ—N Q；Ⅱ—荆河镇组；Ⅲ—潜—至潜四上亚段；Ⅳ—潜四下亚段；Ⅴ—荆沙组；Ⅵ—新沟嘴组；Ⅶ—沙市组上段；Ⅷ—沙市组下段
当低密度物质被高密度物质所围绕时，在重力负荷的作用下，低密度物质向上挤入或刺穿，使上覆岩系上拱，局部拉张断陷。由此而产生的构造称底辟构造。按岩石类型可分为泥底辟、盐底辟和火成岩底辟构造。按底辟核与围岩的关系可分为刺穿型和隐刺穿型。底辟构造样式也是裂谷盆地常见的构造样式之一。盐底辟构造，如江汉盆地江陵凹陷盐岩层主要为古近系古新统沙市组下段和上始新统潜江组潜四下亚段（图1-29）。泥底辟构造，如廊固凹陷琥珀营地区沙三段泥岩刺穿构造。该构造是在相向而掉的旧州东断层和旧州断层和重力负荷的作用下，泥质岩类向上挤入、刺穿，使上覆岩系上拱形成背斜，在底辟体的顶部形成塌陷背斜，两翼可以形成岩性或断层岩性圈闭等（图1-30）。
（二）剪切（扭动）构造样式
在盆地内剪切构造样式主要是指由走滑断层活动所形成的相关构造组合。主要包括主干走滑断裂和各种形式的伴生构造。剪切构造按力学性质可分为压剪和张剪构造两类。裂谷盆地以张剪构造为主。剪切构造是裂谷盆地构造体系中的重要组成部分，如渤海湾盆地。根据池英柳、赵文智（2000）研究，在新生界发育了3条北北东—北东向走滑断裂带和2条北西西—东西向走滑断裂带。其中北北东向走滑断裂带是：下辽河—辽东湾—潍坊走滑断裂带、黄骅—德州—东濮走滑断裂带、廊坊—霸州—束鹿—邯郸—汤阴走滑断裂带；北西西向走滑断裂带是：张家口—北京—塘沽—蓬莱走滑断裂带和济阳—黄口走滑断裂带。前者为右旋走滑，后者为左旋走滑。这些走滑断裂带对盆地、圈闭的形成、发育，油气聚集成藏都有重要的作用。

图1-30 冀中坳陷琥珀地区泥岩刺穿构造示意图

（据于英太，1987）
1.剪切（扭动）构造特征
（1）主干走滑断裂具有分段性和平直性：如廊坊—霸州—束鹿—邯郸—汤阴走滑断裂带，在冀中坳陷发育段的情况来看：在冀中坳陷东部凹陷带，发育一条呈“S”形的牛东—马西走滑构造系统（图1-31）。自北而南由河西务断层、牛东断层和马西断层等组成，这些断层首尾侧接形成走滑断裂系。根据断裂的性质、构造样式、对沉积的控制作用等，具有明显的分段性。可将断裂系分为4段。
牛东升降走滑段：位于牛东断裂带，北延至河西务断裂带。古近纪，牛东断层为东倾的控凹边界铲式正断层，形成了西断东超的霸州凹陷；古近纪末，产生右旋走滑，形成羽状断层及扭动背斜。
显著走滑段：位于葛各庄至任105井一带，走向近南北。主要表现在断面陡倾向近直立，西倾为主，局部东倾，断层两侧地层厚度基本一致。断裂在平面上延伸长约20km，剖面上具典型的花状构造（图1-32），断面在基岩中竖直，切割深度大，破碎带狭窄，形成花干；向上，在盖层中断面变缓，并向外撒开发育多条断层，破碎带增宽（T4、T2反射层分别为1200m和2000m，新近系破碎总体较弱），把地层切割呈略向上凸的花瓣，呈负花状。在剖面上断层的两侧见到不同类型岩石地层不协调地截接在一起，这都是识别走滑断层的重要标志。在断层走向略具北北西向段，右旋走滑时的受阻段，文40井北至陵城一带表现为逆断层性质。逆冲段长约4km。一般在T4、T6反射层表现为逆断，个别Tg反射层也反映出逆断，而在T2反射层及其上部表现为正断层。在断层的东侧还发育有陵城走滑断层。
马西升降走滑段：位于任105井—后留古寺一带。古近纪，马西断层为西倾的控凹边界铲式正断层，形成东断西超的马西洼槽。古近纪末，产生走滑活动，在断层两侧形成羽状断层，在断层的东侧还发育了梁召和王仙庄次级走滑断层。

图1-31 牛东—马西走滑构造系统示意图

后留古寺帚状撒开段：位于后留古寺至河间一带。马西断层向南至后留古寺后，断层走向转为北东向，规模变小，对沉积的控制作用减弱，该断层变为一组近平行的断裂带，形成典型的向北东收敛向西南发散的帚状构造。
由此可见，主干走滑断层或主（显著）走滑段的断层具有平直性。表现为走向稳定，断层线平直，贯通性好的特点，如牛东—马西走滑断裂系的显著走滑段。又如辽河坳陷滩海东部地区新近纪发育的北东向展布的燕东Ⅰ号走滑断层，在三维地震水平切片、相干体切片上可以明显看出：其主走滑断层呈狭窄的直线状（孙洪斌、张凤莲，2002）。
（2）先存褶皱构造和火成岩体发生错位：如辽河坳陷先存的轴向近南北向的黄金带构造和大平房构造，被大平房—欧利坨子走滑断层切割，使构造北块向东北方向位移约1～2km。又如辽河坳陷黄金带地区，沙一段

图1-32 WA96—3D—233地震测线解释剖面图

（据刘池阳等，2000）
下部有一套分布比较稳定的玄武岩，被走滑断层错开位移约3～4km。
（3）走滑断层的两侧常发育有雁列式的伴生构造：沿走滑断层的两侧或一侧，发育有雁列褶皱构造和雁列断层，它们与主走滑断层呈雁列斜交。其伴生褶皱构造以短轴背斜为主，伴生断层以斜向正断层为主。
（4）在剖面上见花状构造：走滑断裂带主断面近于直立插入基底，向上向外撒开呈花状结构。当为压剪构造时，形成正花状构造；当为张剪构造时，形成负花状构造。
2.剪切构造样式
裂谷盆地发育的剪切构造样式主要有雁行式构造、帚状构造和花状构造等。
（1）雁行式构造：是指彼此相互平行、斜列的地质构造。在裂谷盆地内部主要是指走滑断层所派生的相互平行排列的褶皱或断层，且褶皱的轴向和断层的走向与走滑断层斜交。对于张剪性作用而言，右旋走滑剪切产生右行雁行构造，左旋走滑剪切产生左行雁行构造；对于压剪性作用而言，右旋走滑剪切产生左行雁行构造，左旋走滑剪切产生右行雁行构造。中国东部裂谷盆地雁行式构造多发育在裂谷盆地或凸起边缘走滑断层的盆内或凹陷一侧。如冀中坳陷牛东走滑断层发育在牛坨镇凸起边缘，在断层下降盘岔河集地区发育了一系列北东向右行雁行的正断层和北西向扭动背斜，与主断层呈锐角相交。从次级断层走向和背斜轴向与主断层的平面交角关系分析，均反映了右旋张剪运动性质。在马西断层的下降盘发育了右行雁行式羽状断层，与马西断层呈锐角相交（图1-33）；在断层的上升盘发育了次级走滑断层，如陵城断层、梁召断层和王仙庄断层等，呈右行雁行式展布。这些羽状断块和扭动背斜构造，为油气聚集提供了有利的场所。在这些圈闭中已找到了油气藏。
另外，裂谷盆地在拉伸过程中，为了保持区域伸展应变守恒而产生的变换断层，多具有走滑性质。在断层的两侧或一侧常发育有雁行式构造，如海拉尔盆地乌尔逊凹陷苏仁诺尔变换断层上升盘的雁行式断层。
（2）帚状构造：是由旋扭作用形成的一群向一端收敛、向另一端撒开，形若扫帚的弧形断裂或褶皱群组成的构造。弧形的内侧往往有砥柱或旋涡出现。当弧形构造是由褶皱或压扭性断层构成时，帚状构造的外旋方面是向弧形构造群撒开方向旋扭；当弧形构造是由张扭性断层组成时，帚状构造的外旋方面是向弧形构造群收敛方向旋扭。在走滑断裂的末端往往发育有帚状构造，如冀中坳陷牛东—马西走滑断裂带的末端发育了河间帚状构造。在新近系底面构造图上，见到一组北东向的正断层向北东方向收敛，向西南方向撒开。断层延伸长度约20～30km，断距约100～200m。呈现出外旋层向北东方向收敛顺时针方向扭动的特点。
又如，济阳坳陷惠民凹陷中央背斜带的南界临商帚状构造（李丕龙等，2003）。临商断层带，延伸长度约50km，总体向西收敛，向东发散呈逆时针方向扭动（图1-34）。断层西段走向为北东向，由基底卷入到盖层滑脱，由一条发散到多条，规模逐渐变小。西段断层规模大，古近系底面落差最大为2000m，向上断达明化镇组。其东段出现3 条分支断层，各条断层断距400m左右。断层从始新世孔店组沉积时开始活动直至渐新世东营组，经过多期活动。
（3）花状构造：是走滑剪切构造样式在剖面上的一种表现形式。根据走滑剪切的力学性质不同，可分为压剪应力作用形成的正花状构造和张剪应力作用形成的负花状构造。
负花状构造：是张剪应力作用下的产物。在剖面上的特点表现为主干断层上缓下陡，向深部合并，陡直地插入基底形成花干；花干两侧的花枝弯曲或平直；断裂带的断片呈堑背形，浅层幅度大、中深层幅度小；断层的两侧发育有雁行式构造（杨克绳，1994）。如冀中坳陷牛东—马西走滑断裂带具有典型的花状构造（图1-31），主干断层上缓下陡，向深部合并，陡直地插入基底形成花干；花干两侧的花枝较平直或略往外弯曲，断裂带的断片呈堑背形，浅层幅度大、中深层幅度小，且浅层破碎带宽度大，如在地震T4反射层破碎带宽1200m，地震 T2反射层破碎带宽2000m。另外，如下辽河坳陷东部凹陷黄金带构造及欧利坨子构造可见到负花状构造；昌潍坳陷潍北凹陷也见到负花状构造（图1-35）。

图1-33 马西走滑断层伴生构造图

正花状构造：是压剪应力作用下的产物。正花状构造在剖面上的特征与负花状构造的特征大同小异。断层上缓下陡，向深部合并，陡直地插入基底形成花干，花干向上分支撒开，形成背斜状的正向构造。如黄骅坳陷孔店构造带的西翼的大杜庄地区发育的正花状构造（图1-36），该构造为晚印支期形成的，主体部位形成古隆起，其上残留中生界，为古生代油气成藏创造了有利条件。

图1-34 济阳坳陷惠民凹陷临商断裂带T2层构造纲要图

（据李丕龙等，2003）
3.反转构造样式
如前所述，裂谷盆地在同裂谷期后期和后裂谷期挤压隆升，盆地萎缩，常发生构造反转。反转构造，一般可分为“先正后逆”正反转构造和“先逆后正”负反转构造。裂谷盆地最常见是正反转构造。下面分别对这两种构造样式进行叙述。

图1-35 昌潍坳陷潍河口洼陷东西向地震剖面图

（1）正反转构造样式：一般当反转强度达到中等和强烈反转变形时，如二连盆地塔北凹陷EH-80 地震测线，发生强烈反转，沿先存的张性断层发生逆冲作用，产生反转构造，形成断展褶皱，使断陷期层序高出区域高程；同时，在主断层附近还产生了许多新的逆冲断层；还可见到原来倾角较陡的张性断层，发生反转时，在原正断层的基础上产生一条缓倾的逆冲断层。又如二连盆地赛汉塔拉凹陷西南部地震 ST82-813 测线，发生强烈反转，形成乌兰反转背斜。这个背斜是在赛汉塔拉组沉积之前形成的。构造幅度上大下小，轴部地层厚，翼部地层薄，属于断弯褶皱。它与逆牵引背斜构造的不同是：背斜的轴向不与断层的走向平行，且深浅层轴向一致；地层分布顶厚翼薄等特点。

图1-36 黄骅坳陷大杜庄正花状构造地震剖面图

（据李丕龙等，2003）
正反转构造在下辽河坳陷也较发育，如西部凹陷冷东反转背斜构造（图1-37）等。
（2）负反转构造样式：中国东部裂谷盆地的负反转构造比较少见，这是因为中国东部裂谷盆地在中新生代强烈拉张背景下，基底断层的正断距巨大，早期逆冲断层的逆断距难以保留。如在济阳坳陷埕岛地区见到轻微负反转构造（图1-38）。从图中可以看出，中生界及以上地层呈现明显的正断层特征，而太古宇仍保留了微小的逆断距。根据钻井证实上盘缺失古生界，下盘保留有古生界；上盘中生界向断层附近减薄呈楔形结构特点，分析认为埕北25断层发生过两次构造反转运动：一期是印支末期，上盘沿断面逆冲，致使古生界剥蚀殆尽，燕山运动发生构造反转，接受中生界沉积；第二期燕山末期至喜马拉雅期，上盘又发生逆冲运动，使中生界部分遭受剥蚀，形成现今的构造面貌。另外，如济阳坳陷的义北、渤南、孤北、桩西、埕东、孤岛等地还发现了负反转构造。

图1-37 辽河坳陷西部凹陷冷东背斜构造地质剖面图


图1-38 胜海地区轻微负反转地震（上）与地质（下）剖面图

（据李丕龙等，2003，略有改动）

(一)阿尔卑斯式褶皱
褶皱变形的主体是该区新元古代、早古生代地层，同时伴有低绿片岩相、极低区域动力变质作用，构造线方向主要为北北东—南南西向，在黔东雷山地区、湘西通道地区和桂北罗城－龙胜地区发育较为典型。该类型褶皱规模较大，控制了区内的地层产出和构造格架，是由多个相互平行或雁行状排列的次级褶皱构成的复式褶皱。根据该类型褶皱的形态和变形特点，可划分两个构造区:
1.雷山－黎平地区
分布于黔东南雷山－黎平地区，该地区单个次级褶皱两翼地层倾角较小，一般为20°～30°。轴面近于直立或略向西倾，平面上呈短轴状，长宽比值较小，褶皱形态上为中常—开阔平缓褶皱。可以确定，由一系列中常—开阔平缓次级褶皱构成的复式褶皱，其褶皱形态也以中常—开阔平缓复式褶皱为特点，其褶皱组合样式具有开阔型阿尔卑斯式褶皱特征。该期阿尔卑斯式褶皱以较开阔平缓的褶皱形态为特点，而与武陵期较紧闭的阿尔卑斯式褶皱和东侧加里东期紧闭型阿尔卑斯式褶皱相区别，同时在锦平新化、从江贯洞等地可见到该类型褶皱被后期由晚古生代地层组成的褶皱以角度不整合接触关系所覆盖。
该区较典型的该类型褶皱有雷公山复式背斜(图51)。雷公山复式背斜发育于雷公山、都江一带，北北东—南南西走向，向南南西倾伏，长约80km，宽约30km。核部地层为新元古代甲路组、乌叶组、番召组，翼部地层为清水江组、平略组。该复式褶皱两翼地层较平缓，倾角一般为15°～30°，轴面近于直立，枢纽沿走向略有起伏，由一系列雁行排列、向东迁移的次级褶皱构成。在雷公山地区由新寨背斜、雷公坪向斜和提庆背斜组成向南至都江地区，则由小脑坡背斜、脚车向斜和摆货坡背斜组成，为一中常—开阔平缓复式背斜。
在贵州黎平地区，由新元古代地层组成的褶皱样式也具有相同特点(图52)，反映出该地区加里东期褶皱属开阔型阿尔卑斯式褶皱。
2.通道－龙胜－罗城地区
分布于湘西通道、桂北龙胜－罗城地区，该地区单个次级褶皱两翼地层倾角较大，一般为50°～70°，轴面多西倾部分近于直立，平面上呈长轴线状，长宽比值较大，褶皱形态上为紧闭—中常褶皱。可以确定，由一系列紧闭—中常次级褶皱构成的复式褶皱其褶皱形态也以紧闭—中常复式褶皱为特点，其褶皱组合样式具有紧闭型阿尔卑斯式褶皱特征。该期阿尔卑斯式褶皱以较紧闭的褶皱形态为特点，与武陵期较紧闭的阿尔卑斯式褶皱相似，而与西侧加里东期开阔型阿尔卑斯式褶皱相区别，同时在通道、罗城、融安地区可见到该类型褶皱被后期由晚古生代地层组成的褶皱以角度不整合接触关系所覆盖(图53，图54)。

图51雷公山复式背斜剖面图


图52黎平县北三板溪—九同一带构造形态剖面示意图(据1∶20万黎平幅资料修编)

(二)过渡性剪切带
该区过渡性剪切带主要分布于黔东南及邻区的新元古代地层出露区，发育于低绿片岩相的绢云板岩、粉砂质板岩和凝灰质板岩为主的岩石中(图55)，分布于台江、雷公山、都江一带，呈北东向带状展布，在原1∶20万榕江幅区域地质调查成果中表示为片理化带。该带倾向北西，倾角较小，一般为15°～25°，在雷山排里坳一带发育较为典型。

图53王家团复式向斜北段构造示意剖面图


图54广西融安麻洞一带构造剖面图

(据《广西壮族自治区区域地质志》)
1.宏观特征
过渡性剪切带内发育密集的剪切劈理带，由相互平行的剪切劈理密集排列成带构成，对地层原生层理有明显改造作用。在剖面上过渡性剪切带的中心部位，剪切劈理密集且相对集中，剪切劈理密集带与中间弱变形块相间出现，表现出由几条相互平行的剪切变形带与中间夹块组成的带状分布特征，构成了一个较为完整的剪切变形带，而向两侧呈渐变过渡关系，剪切劈理变少、变稀，且其间没有明显界线，带内伴生有一系列剪切变形构造。
(1)叠瓦状褶皱组合:该组合由多个轴面倾向西，倒向东且相互近于平行的等倾褶皱组成(图56)，褶皱形态为相似褶皱、顶厚褶皱，在转折端加厚，见有窗棂构造发育，两翼地层被拉薄见有石香肠构造发育。褶皱轴面与剪切劈理面平行，在转折端劈理与层理垂直或大角度相交，向两翼劈理与层理交角逐渐变小乃至相互平行，可以确定剪切劈理是等倾褶皱轴面劈理递进变形的产物。据等倾褶皱两翼发育的褶纹线理、剪切透镜体和S－C组构特征，反映出过渡性剪切带具有上盘上升，由西向东的运动特征。
(2)剪切褶皱:剪切褶皱主要有无根钩状褶皱和柔流褶皱，是由等倾褶皱、斜歪褶皱和石英脉在剪切变形中被拉长、拉断，发生塑性流变而形成(图57，图58)。无根钩状褶皱转折端加厚，两翼被拉长、拉断，形成剪切透镜体，它们的轴面和长轴与剪切劈理面平行。

图55雷公山地区地质图

(3)剪切透镜体:剪切透镜体由变形相对较弱的透镜状地质体组成，与围绕它的边缘剪切劈理带组成网结状构造，其规模大小不一、形态各异，从显微尺度、手标本到露头尺度上均可见及。多呈雁行状排列或串珠状产出，发育不对称拖尾构造，其长轴与剪切劈理面平行或小角度相交。据剪切透镜体排列方式(图59)，反映过渡性剪切带具上盘上升、下盘下降之运动特征。
(4)线理:发育有交面线理、褶纹线理、拉伸线理、矿物生长线理和石香肠构造、窗棂构造等。

图56雷山县排里坳同斜褶皱构造剖面图


图57榕江县塔石过渡性剪切带内无根钩状褶皱


图58丹寨雅灰石英脉重褶素描图1—石英脉;2—片理化绢云母板岩


图59雷山排里坳道班剪切透镜体素描图(据永乐镇幅)

交面线理多为剪切劈理与原生层理之间交切而成，其侧伏方向均为北东—南西向。褶纹线理由一系列不对称斜歪小柔褶组成，平面上呈北东—南西走向，剖面上北西翼较长且缓，南东翼较短且陡(图60)，反映出从北西向南东之运动特点。拉伸线理由压扁、拉长的石英或刚性夹层组成，形成透镜体和扁豆体。矿物生长线理主要由针状、柱状黄铁矿晶体或集合体组成，由石英应变影构造等组成(图61)，拉伸线理及矿物生长线理均为北西—南东向，与剪切带倾向一致。窗棂构造主要发育于等倾褶皱的转折端，为褶皱型窗棂构造，其轴面与剪切劈理面平行(图62)。石香肠构造主要发育于等倾褶皱的翼部，多由石英脉体组成，为塑性变形较强之藕节状(图63)，在剖面上其长轴与剪切劈理面平行。

图60雷山县排里坳褶纹线理素描图


图61雷山县排里坳千枚岩中针状黄铁矿素描图


图62雷山县排里坳窗棂构造素描图


图63雷山县排里坳石英脉石香肠构造素描图

2.微观特征
过渡性剪切带内发育碎裂岩、千糜岩、糜棱岩等，岩石具碎斑结构，千枚状、片理化、定向流动构造。片状矿物和粒状矿物均定向排列，粒状矿物具细粒化现象，被错切、折断出现碎裂，发育不规则裂纹，粒缘呈齿状和缝合线状，具明显的波状消光、碎块状消光。粒状矿物或其集合体被拉长呈链条状纺锤体、透镜体，组成眼球状构造，两侧发育拖尾构造(图64)。片状矿物柔褶、弯曲十分强烈，具有旋动流体分布特点和重叠、叠加褶纹现象，发育S－C组构。黄铁矿应变影十分发育(图65)，具有不对称状和S形弯曲特征。它们均反映出明显的剪切作用，且反映的运动方向与宏观特征反映的方向一致。

图64雷山县排里坳镜下眼球构造素描图


图65雷山县排里坳镜下黄铁矿应变影素描图

(1)变质特征。过渡性剪切带内在低绿片岩相变质作用的基础上，叠加了动力变质作用，使带内变质程度明显增强，出现变质叠加及递进变质作用，产生新的变质矿物，有黑云母、白云母、榍石、白钛石、蠕绿泥石等，属黑云母－白云母变质矿物组合带。
(2)变形机制。岩石和矿物的显微变形机制主要有破裂作用、双晶滑移、压溶作用、扩散蠕变、颗粒边界滑动、位错蠕变和碎裂流动等，在宏观上所见及的变形特征，如劈理、线理、剪切褶皱、剪切透镜体、S－C组构、柔流褶皱、无根钩状褶皱等，在显微尺度均可见到。据三都县都江过渡性剪切带内伊利石温压测试资料显示，变质温度超过350°C，围压为364～394MP，变形深度在14km左右，处于脆、韧性变形的过渡位置。
(3)晶内变形。在雷山县附近的过渡性剪切带内，据岩石所作透射电镜测试资料显示，其位错类型有位错线、交叉滑移、位错环、弓弯位错、位错壁、位错排、位错网等，其平均密度P=253330条/cm2(排里拗)、P=182697条/cm2(雅灰)，其差应力为3.32MP(排里拗)、2.82MP(雅灰)，反映出该地区过渡性剪切带形成的差应力为3.0MP左右，属脆、韧性变形的范畴。
根据其褶皱组合样式、剪切透镜体排列方式、拖尾构造、黄铁矿应变影和各种线理特征，反映出该地区过渡性剪切带具有上盘上升、下盘下降、由西向东运动的逆冲推覆性质。据三都县都江附近过渡性剪切带内岩石作K－Ar年龄测试，年龄为340.6Ma，同时区域资料显示，该类型过渡性剪切带及劈理只发育于早古生代及以下地层中，且被晚古生代地层所覆盖，没有穿过上覆地层。可以确定，该类型过渡性剪切带形成于加里东构造旋回期末。
(三)变质核杂岩构造和伸展剥离断层系
该地区存在变质核杂岩及其伸展剥离断层系，前人在该区东部对此进行了大量的研究工作。丘元禧等在《雪峰古陆加里东期的构造性质和构造演化》(1996)中认为:广西罗城四堡至融水地区沿四堡群和板溪群不整合面发育的低角度正断层，其下盘为四堡群变晶基底，上盘则为韧脆性的褶叠层和透入性很强的剪切性轴面劈理，从各方面说都很像变质核杂岩中的剥离断层。他在《雪峰山陆内造山带的构造特征与演化》(1998)中认为雪峰山地区的变质核杂岩及其伸展剥离断层系具有如下特点:①变质核杂岩为四堡群、梵净山群变质基底，该变质核杂岩缺乏典型变质核杂岩中常有的糜棱岩和糜棱岩化岩石;②雪峰山地区的大型伸展剥离断层一般伴随有区域性滑脱层，滑脱层的主要层位为丹洲群中下部(拱洞组、白竹组)、板溪群中下部(通塔湾组、五强溪组)、震旦系顶部和寒武系底部，从这些滑脱变形层为泥盆系所不整合覆盖来看，其形成期为加里东晚期;③其滑覆前峰常转化为逆冲叠瓦构造，伸展剥离断层系主要是晚加里东造山期后变质基底隆生的产物，它叠加在加里东造山幕逆冲推覆构造之上。侯光久等在《雪峰山地区变质核杂岩与沃溪金矿》(1998)一文中述及，沿雪峰山轴部发育有一系列变质核杂岩呈北东向串珠状产出，它由中元古界冷家溪群组成，是一套区域变质的板岩、粉砂质板岩、变质砂岩组合，变形极为强烈，显示强烈褶皱和片理化，发育多组半韧性—脆性剪切系统网络状强应变带与透镜状弱应变域并有规律出现，其中还有花岗岩墙或基性岩墙。变质核杂岩的上盘为新元古代板溪群低级变质岩和古生代岩系，发育有NE向宽缓褶皱逆冲断层及多世代的不同类型的正断层。变质核与上盘之间为滑脱群层之间的接触带，表现为大型低角度正断层，上滑脱带位于板溪群通塔湾组与五强溪组之间(图66)。

图66广西罗城－融水加里东期伸展拆离构造示意剖面

本区存在变质核杂岩构造和伸展剥离断层系，在梵净山地区和从江地区均见发育。按其构造要素划分为原地系统、滑面系统和滑动系统。现分述如下:
1.原地系统
该地区原地系统分布于梵净山、从江地区，系指主滑脱面之下的中元古代梵净山群、四堡岩群变质基底分布区，原岩为一套深海复理石建造及火山岩建造，武陵运动使其变形变质。岩石经过区域变质作用，已变质为变质砂岩、粉砂质板岩、千枚岩、石英片岩、云母片岩及绿泥石片岩，同时，有后期酸性花岗岩、基性辉绿岩及碱性超基性岩侵入，形成阿尔卑斯式褶皱、逆冲推覆构造及韧性剪切带等典型构造，它们构成了该类型构造的变质核杂岩。由于梵净山群和四堡群为原地系统，变质核杂岩构造和伸展剥离断层系对其影响不大。
2.滑面系统
滑面系统由一系列近于平行的滑动面组成，可划分为主滑面和次级滑面。
(1)主滑面。该地区主滑面位于中、新元古界之间的角度不整合面上，即板溪群、下江群和丹洲群的下部，影响层位主要是新元古界甲路组(从江地区)和芙蓉坝组、红子溪组、乌叶组(梵净山地区)，受其影响使下江群甲路组、芙蓉坝组有不同程度的缺失或重复。
主滑面由两个部分组成，下部位于中、新元古代界面上即甲路组第一段、芙蓉坝组、红子溪组发育顺层脆性断裂带，出现顺层碎裂和构造透镜体。其上即上部甲路组第二段(从江地区)或红子溪组、乌叶组第一段(梵净山地区)发育顺层韧性剪切带，发育糜棱岩和糜棱岩化岩石。
主滑面下部发育脆性断裂带，以脆性变形为主，出现断层角砾岩、构造透镜体等，据构造透镜体的排列方式，反映出其具上盘下滑的滑覆构造特征。
上部发育滑脱韧性剪切带，其岩石类型有初糜棱岩化碎裂岩、千糜岩和糜棱岩，带内发育糜棱面理、无根褶皱、S－C组构、褶纹线理、旋转碎斑等。局部保留的底砾岩中砾石普遍有压扁、拉长、定向排列、边缘粒化等变形特征，个别砾石还具有旋转(图67)等显著的韧性剪切变形特征。在从江地区沿该滑脱构造带有铜、金银多金属矿点分布。

图67从江新村下江群与四堡群构造接触关系图(据1∶5万高武幅)

(2)次级滑面。次滑面主要分布在新元古代至早古生代地层中，分别以下江群和丹洲群中部、震旦系顶部、寒武系底部为代表，形成一系列层间滑脱带，造成了部分地层的构造缺失。次级滑面附近在新元古代地层中形成构造片岩、硅化碎裂岩、碎裂状变质砂岩(石英岩);而在早古生代地层中形成碎粒岩、剪切透镜体、断层泥、断层角砾岩等。据滑脱断层带及旁侧牵引特征分析，表现为由上盘下滑运动(图68)。
在镜下基质中的绢云母呈细鳞片状、霏细状，强定向排列;石英普遍被压扁拉长呈条状、拨丝状，晶体中显微裂纹分叉发育，部分具亚颗粒化，颗粒具扭折带状消光和波状消光;黄铁矿斑晶以应变影构造的核晶出现，多发生旋转，应变影阴影部分多为粒状石英变斑晶亚颗粒化。
劈理与片理褶皱构成典型的S－C组构(图69)。在镜下岩石具花岗鳞片变晶结构，千枚状、片状、千糜状构造。石英亚颗粒化普遍，构造强烈部位可形成亚颗粒条带，整体呈不同方位的过渡性波状消光，具定向排列，并被后期劈理改造。在劈理域中的石英普遍被拉长成条状、线状、拔丝状构造;绢云母、绿泥石强定向形成片理，片理发生褶皱，并进一步发展为褶劈理。在黔东南地区由次级滑面构成的层间滑脱带控制了石英脉型金矿的产出。

图68丹寨县俄那顺层劈理素描图


图69从江板良S－C组构素描图(据1∶5万高武幅)

在黔东地区由次级滑面构成的层间滑脱带控制了石英脉型金矿的产出(图70)，产出层位主要为下江群清水江组、平略组和隆里组等，使矿体沿顺层滑脱构造带呈带状、串珠状分布，同时也出现一系列派生切层的断层控矿。以黔东南地区的铜鼓花桥、八克、金井、辣子坪等金矿为代表，主要出现金、砷、铁、铅、锌组合，脉石矿物以石英为主。

图70锦平花桥金矿脉素描图Pt3l—隆里组;Q—含矿石英脉

3.滑动系统
即滑面系统之上的伸展剥离断层系，构成的地质体是新元古界、早古生界发育的一系列正断层组合(图71)，该类型构造的存在(特别是上盘滑覆体的正断层组合)可能控制了后期晚古生代的沉积格局。
该类型伸展剥离正断层系统控制了三都、铜仁地区金、锑、汞矿的产出(图72)，产出层位主要为下古生界，使矿体沿产状陡立的正断层呈带状、串珠状分布。以三都地区的苗龙、丹寨金矿为代表，主要出现金、锑、汞、铅、锌组合，脉石矿物以方解石为主。据余大龙(1998)等研究成果，该地区断裂带金含量普遍高于地壳克拉克值。据黎应书等(2004)对黔东南地区金矿地质及地球化学特征的研究，北东向断裂破碎带仅有金矿化，没有成矿，认为可能为导矿构造;北东东向断裂破碎带很可能为容矿构造;北西向断裂破碎带中也仅具金矿化。可以确定，该伸展剥离正断层系统的北东东向断裂破碎带为该区主要控矿、容矿构造。

图71五指山背斜部北西向阶梯状古断裂素描图(据《贵州省区域地质志》)

变质核杂岩构造及伸展剥离断层系形成时代为加里东构造旋回期末，是该区加里东造山期后隆升背景的产物。
该地区金及多金属矿产受控于变质核杂岩构造，具体表现为3种形式或类型:其一是变质核杂岩的主滑脱构造带控矿，其二是发育于主滑脱构造带上盘的次级滑脱构造带控矿，其三是变质核杂岩构造上盘的伸展剥离断层系即正断层系统控矿。
该地区金及多金属矿产形成于加里东期，从铜鼓花桥金矿及其他金矿的地质特征来看，含金石英脉明显切割了区域性剪切劈理带(图73)，且随之出现开阔平缓型褶皱(图74)。结合区域构造形迹的形成时代，可以确定其成矿期为加里东期末，该成矿时期与本地区发育的变质核杂岩构造形成时期完全吻合。

图72三都县金矿控矿断层素描图


图73锦平花桥含矿石英脉切割区域性劈理素描图Pt3l—隆里组;Q—含矿石英脉

在平面、剖面上受控于变质核杂岩构造主滑脱带、次级滑脱带及伸展剥离正断层系统的矿床在矿物组合、成矿温度上出现有规律变化，在变质核杂岩构造的不同部位具有不同的矿物组合及控矿构造，由下而上出现自然金、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、石英组合－自然金、毒砂、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、石英组合－自然金、辉锑矿、辰砂、方铅矿、闪锌矿、方解石组合的逐渐变化，同时在成矿温度上随之也出现中温—中低温—低温的有规律变化(图75)，反映出该地区金及多金属矿产是受控于变质核杂岩构造的一个完整的、相互具有机联系的成矿系统。

图74平秋金矿矿脉褶皱素描图


图75黔东地区变质核杂岩控矿模式图

(四)逆冲推覆断层
该类型主要分布在黔东地区，由于受后期构造影响明显，多被燕山期断层破坏、改造或利用，而使该期逆冲推覆断层特征反映不明显，只在局部地区有零星保存。该类型断层多呈北东向展布，断层规模较大，断面多西倾，压性特征明显，运动方向反映为由西向东。该类型断层在锦平新化以东见有被上石炭统所覆盖的现象，从而可以确定其形成时期为加里东期。区内较典型的该类型断层有池洞－高武断层。
池洞－高武断层分布于从江地区乌坭—高武—池洞一带，断层带总体走向北东向，倾向北西，倾角55°～65°。断层带南宽北窄，在花岗岩中断层带宽10～40m，往北延伸到四堡岩群、下江群中变窄，断层带宽1～3m。断层带中主要为断层角砾岩、碎裂岩、构造片岩及构造透镜体、碎裂状石英脉，局部由后期石英脉充填，带中劈理、片理、滑动面、破裂面发育。断层角砾岩有胶结和再破碎的特征，普遍具硅化、绿泥石化、黄铁矿化、黄铜矿化。该断层带在地貌上呈北东向线性负地形，很多地方能见断层三角面或硅化岩墙。
断层北西盘出露有花岗岩、四堡岩群唐柳岩组、下江群甲路组、乌叶组、番召组，南东盘出露有花岗岩、四堡岩群唐柳岩组、鱼西组、下江群甲路组乌叶组、番召组，断层带内发育断层劈理。从断层旁侧牵引褶皱、带内断层劈理及构造透镜体等资料分析，该断层早期压性特征明显，具有逆冲推覆性质(图76)，可以确定该断层在加里东期为逆冲推覆性质。后期北西盘向北东方向进行了平移，属右旋剪切断层。而据下江群构造层中地层效应和花岗岩两盘的牵引构造及构造岩石分析，表现为左旋剪切特征，断层面上见擦痕构造，近于水平展布，也表现出左旋、右旋剪切特征。从断层带内构造角砾岩分析，该断层后期有张性正断层性质活动(图77)。可以确定，该断层后期经历了平行走滑和张性构造活动的改造。

图76从江县姚家坝逆冲断层素描图(据1∶5万高武幅资料)


图77从江县高武断层带素描图(据1∶5万高武幅)

箕状凹陷一般由三部分或四部分组成，即陡坡带、洼槽带和缓坡带，当凹陷比较开阔时，有时发育有中央构造带（图1-17）。

图1-17 裂谷盆地构造带样式剖面模式图

（据李丕龙等，2003，略有改动）

（一）陡坡带

陡坡带是裂谷盆地伸展活动的起始带。不同地区、不同的构造背景、不同的伸展断层类型和组合，形成不同的沉积类型、不同的构造样式和不同的油气分布规律。陡坡带按成因，即控凹边界伸展断层的性质和断层组合进行分类。可分为平面式、铲式、坡坪式和阶梯式4种类型。

1.平面式陡坡带特点

（1）控凹主断层特性：为旋转式平面断层，即断面产状不发生变化，而地层产状发生变化。断面陡峭而平直，断面倾角在60°以上。

（2）构造样式：简单，一般在断层的下降盘发育有鼻状构造，逆牵引背斜不发育。

（3）沉积特征：沉积物颗粒粗、大小混杂、分选性差，多发育近岸水下扇沉积和洪积扇。扇根大而厚，扇中及扇端分布范围很小。沉积作用主要表现为垂向加积，相带窄，围绕凸起呈窄条状分布。

（4）分布和油气聚集特点：这类陡坡带在裂谷盆地中分布比较广，如二连盆地的赛汉塔拉凹陷、吉尔嘎郎图凹陷、乌里雅斯太凹陷的陡坡带等。这类陡坡带构造圈闭不发育，且岩性粗而混杂，储盖组合差，成藏条件不利，油气贫乏。

2.铲式陡坡带特点

（1）控凹主断层特性：为铲式伸展断层，即断面和地层产状均发生变化。断面上陡下缓，上部倾角一般为45°～60°，下部倾角为30°～45°。如胜北大断层断面倾角在2000m以上为40°，2000m以下为38°～18°。港东主断层断面倾角在1900m以上为70°，2500m以下为40°～30°。

（2）构造样式：该类陡坡带构造比较发育，一般发育有断鼻、断块和逆牵引背斜等。

（3）沉积特征：沉积区距物源区相对较远，分选性较好。一般发育有近岸水下扇、扇三角洲、小型的辫状河三角洲等多种沉积类型。扇体规模较大，期次较明显，垂向厚度不大，沉积作用主要表现为侧向加积。

（4）分布与油气聚集特点：这类陡坡带在裂谷盆地中分布比较普遍，如渤海湾盆地的赵兰庄构造带、港东构造带、永安镇构造带等。这类陡坡带构造圈闭发育，并有有利储集相带与之相配合，成藏条件有利，是有利油气聚集带。

3.坡坪式陡坡带特点

（1）控凹主断层特性：为坡坪式伸展断层，即断层和地层产状多次发生变化。断面上陡下缓，并多次重复出现。

（2）构造样式：一般在断坡段接受较厚的沉积，在重力作用下，沿断面向下滑动，当达到断坪段时遇到阻力，则在断面上覆层产生挤压形成背斜构造。另外，还发育有断鼻、断块和地层岩性圈闭等。

（3）沉积特征：沉积区距物源区较远，分选性较好，期次明显。一般发育有近岸水下扇、浊积扇、扇三角洲等沉积类型。

（4）分布与油气聚集特点：这类陡坡带分布比较局限，少见，如临清坳陷丘县凹陷南段大名洼槽东陡坡带及冀中坳陷廊固凹陷大兴陡坡带等。这类陡坡带圈闭发育，储层较好，成藏条件有利。

4.阶梯式陡坡带特点

（1）控凹主断层特性：由控凹主断层和多条与之近平行的顺向断层组成。这些断层向凹陷方向，节节下掉，形成二台阶，三台阶等，呈阶梯状。主断层为旋转式平面断层或铲式断层。

（2）构造样式：该类陡坡带圈闭比较发育，一般发育有断鼻、断块、背斜、潜山等。

（3）沉积特征：沉积区距物源区相对较远，分选性较好，期次明显。一般发育有近岸水下扇，在远端发育有滑塌浊积扇和深水浊积扇。

（4）分布与油气聚集特点：这类陡坡带分布较广，如渤海湾盆地的冀中坳陷霸州断阶带、新河断阶带、南马庄—留路构造带、留西—大王庄构造带，济阳坳陷的胜北地区、滨南地区，海拉尔盆地的乌西断阶带等。这类陡坡带圈闭发育，储集相带有利，成藏条件优越，是油气聚集有利带。

综上所述，铲式陡坡带、阶梯式陡坡带构造圈闭发育，沉积相带有利，是油气聚集的有利带。

（二）缓坡带

缓坡带是箕状凹陷的重要组成部分，占凹陷的总面积约二分之一或三分之一。它与整个凹陷一样经历过多期构造活动和沉积变迁等。由于处在缓坡带的特定的构造部位，在构造变形和沉积特征等方面又具有自己的特色（童晓光，1984；费宝生，1996、1999）。

（1）构造特征：缓坡带经历过多次构造运动，经受过左旋剪切、右旋剪切应力场的作用。由于缓坡带基底埋藏浅，刚性强，属于较稳定的块体。相对来讲，较陡坡带的构造变动要弱些。

褶皱变形主要为鼻状构造。这些鼻状构造的轴向与缓坡带的走向近乎垂直或斜交。它的形成，据中国东部地区的资料分析：燕山期在左旋剪切应力场的作用下，受到北西—南东向的挤压，产生北东向和北西向的共轭剪切断裂。在断裂的断棱部位形成北西向的古梁子，并控制沉积。在古梁子部位沉积薄，两侧沉积厚，后期由于差异压实作用的结果；同时后期又经受过右旋剪切应力场的作用，受到北东—南西向的挤压，叠加其上，使之形成一系列的北西向的鼻状构造。另外，在缓坡带的低部位，由于顺向同生断层的滑脱作用，在断层的下降盘形成逆牵引背斜或半背斜，如辽河坳陷西部凹陷西斜坡的欢喜岭地区，发育有9个逆牵引背斜，沿断层下降盘呈串珠状展布（童晓光，1984）。

缓坡带发育有两组主要断裂：一种是断层的走向与缓坡的走向一致。按倾向不同又可以分为断层的倾向与缓坡的倾向相反和与断陷边界主断层的倾向相同，这组断层一般与边界主断层同时发生，把基底切割成若干个翘倾断块。活动时间较早，结束时间也早，基本上在同裂谷期或断陷期末就停止了活动。对上覆的沉积盖层有一定的控制作用。因此，下部可以形成断块山，上覆盖层可以形成披覆背斜、断块或鼻状构造。另一种情况是：断层的倾向与斜坡的倾向相同，与边界主断层的倾向相反。这组断层形成的时间有两种情况：当平衡式的拉伸时，在坡底产生平衡断层。这种断层形成时间比边界断层形成稍晚。并常与边界断层形成深断槽，使生油层的厚度增大，成熟度提高，油气资源丰富，如二连盆地阿南凹陷的善南断槽，吉尔嘎郎图凹陷的宝饶断槽等。在断层的下降盘还可以形成逆牵引背斜。据童晓光（1984）分析，逆牵引背斜的形成与断距的大小有关，如辽河坳陷西部凹陷的西斜坡欢喜岭地区产生逆牵引构造的断距都在200m以上。另一种情况是：由于块体的翘倾和沉积盖层的滑脱作用所形成，并自坡顶向下，活动时间逐渐变新。这组断层的规模较大、延伸长、断距大，有时可以形成断层坡折带，对沉积有一定的控制作用。二是与缓坡带走向垂直或斜交的断层。这组断层在缓坡带上不发育，断层的规模不大，延伸较短，断距小。有时这组断层可以起到沟通油源的作用，作为油源断层。

（2）沉积特征：在箕状断陷拉伸的过程中，当基岩块体的沉降幅度大于翘倾幅度时，缓坡上的地层发生超覆；当沉降的幅度小于翘倾的幅度时，缓坡上的地层发生退覆或剥蚀。同时缓坡带靠近物源区，物源充足，砂体发育。常发育有扇三角洲、三角洲或水下扇砂体，沿缓坡带呈裙边状分布（图1-18），以及河道和滩坝砂体等。既有来自缓坡的物源，也有来自陡坡的物源。既可以形成下倾尖灭，也可以形成上倾尖灭。缓坡带还发育有构造坡折带、侵蚀坡折带和沉积坡折带，控制沉积相带的展布和沉积厚度的变化。这样，为缓坡带形成地层、岩性油气藏奠定了基础。当块断活动比较和缓时，水体变浅，含盐度增高，在缓坡带还发育有粒屑灰岩、礁灰岩、滩砂等。

图1-18 二连盆地洪浩尔舒特凹陷S阿尔善组沉积环境图

（3）缓坡带类型：缓坡带按照其沉积特点和构造演化特点的不同，大体上可以分为三类，即沉积缓坡带、沉积—构造缓坡带和构造缓坡带（图1-19）。

沉积缓坡带：在沉积时，地形上就是一个斜坡，原始坡度角较大。地层沿斜坡上倾方向逐层超覆或退覆，斜坡顶部剥蚀微弱。这类缓坡带在箕状凹陷中分布最广，如冀中坳陷文安缓坡带、蠡县缓坡带、二连盆地阿南凹陷南缓坡带、辽河坳陷东部凹陷的西缓坡带等。这类缓坡带的油源主要来自邻近的生油深洼槽；个别也可以来自缓坡带上的优质生油层的未熟—低熟油的油源，如蠡县缓坡带上沙一段生油层；还可以来自基底的烃源层的烃源，如文安缓坡带上石炭二叠系烃源层。

沉积—构造缓坡带：在沉积时，地形上就存在斜坡，原始坡度角有大有小。沉积过程中，块断活动明显，块体翘倾，坡度角逐渐增大；沉积后期块断活动强烈。早中期以超覆沉积为主，晚期以退覆沉积为主，顶部剥蚀较强。这类缓坡带，若早期原始坡度角很小，说明当时沉积范围比较开阔，烃源层发育，本身就在烃源层范围内。后期翘倾、抬升剥蚀，使之埋藏变浅，并保留了“精华”部分。这种缓坡带油源丰富。它既有来自生油深洼槽的烃源，也有来自缓坡本身的烃源；且发育了多种类型的圈闭；可以找到多种类型的油气藏。如辽河坳陷西部凹陷的西缓坡。若原始坡度角较大，则油气丰度较低。这种缓坡带，主要靠生油深洼槽中提供油源；后期剥蚀较强，又给油气保存带来一定的影响，如冀中坳陷束鹿凹陷西缓坡带。

构造缓坡带：在沉积时还不是斜坡，是沉积后期由于块体翘倾活动，使之抬升形成的斜坡。地层沿上倾方向有减薄的趋势，但见不到地层超覆或退覆的现象，顶部遭受剥蚀强烈，使上覆层不整合在不同层位上，如廊固凹陷的牛北缓坡带等。这类缓坡带油气保存条件较差，目前尚未发现大型油气藏。油气藏类型主要有地层不整合面油气藏和断块油气藏等。

（三）洼槽带

洼槽带位于凹陷的中央部位，夹持于陡坡带和缓坡带之间，是裂谷盆地长期发育的沉降带。一般约占凹陷面积的二分之一。它与陡坡带和缓坡带没有明显的界线，一般以断层或包凹等深线来划分。断层不发育，构造样式简单，在裂谷期后期或后裂谷期，由于构造反转形成反转背斜构造，如二连盆地赛汉塔拉凹陷乌兰反转背斜等。或由于边界断层的拆离滑脱作用，还可以形成拆离滑覆构造体系，如饶阳凹陷南部元昌楼—虎北拆离滑覆构造带等。沉积以深湖和半深湖亚相为主，是盆地烃源层发育区。其次发育有滑塌浊积扇、深水浊积扇、湖底扇和扇三角洲前缘席状砂等。这些砂体楔入到烃源层之中，为岩性油气藏的形成创造了条件。

图1-19 箕状凹陷缓坡带类型图

（四）中央构造带

当裂谷盆地比较开阔时，在凹陷中央常形成中央构造带。根据构造带的特征和成因不同，可以分为多种类型的构造带，其中主要有拱张背斜带、潜山构造带、隆起构造带和盐拱构造带4种有代表性的构造带。

1.拱张背斜带

以济阳坳陷东营凹陷中央背斜带（图1-20）为代表。

（1）特征：整个带呈长轴背斜形态，在背斜轴部发育有相向而掉的断层，形成大地堑内套小地堑，呈莲花瓣式形态。但断层未切入基底。

图1-20 济阳坳陷东营凹陷中央拱张背斜带南北向地震剖面图

（据李丕龙等，2003）

（2）成因：裂谷盆地在沿断面的拉伸过程中，随着沉积物的增厚，断面变缓，势必产生侧向的挤压力，同时在缓坡一侧刚性块体抬升阻挡，从而形成双向的挤压力，加之流动性较高的厚层膏、泥岩的上浮力的共同作用，形成中央拱张背斜带。

2.潜山构造带

以冀中坳陷饶阳凹陷任丘潜山构造带（图1-21）为代表。

图1-21 任丘潜山构造剖面图

（1）特征：平行凹陷轴线分布的潜伏基岩突起带。发育有经过长期剥蚀、风化、淋滤，缝洞发育的古潜山储集体；在盖层中发育有披覆背斜；在断层的下降盘发育有逆牵引背斜；在潜山的围斜部分发育有地层岩性圈闭等。

（2）成因：在前裂谷期存在基岩突起，在同裂谷期盆地的伸展过程中，以推进式的伸展运动方式，基岩块体发生翘倾活动，在上断棱部位形成潜山，在下断棱部位形成断槽。后期被同裂谷期沉积覆盖，形成中央潜山构造带。

3.隆起构造带

以海拉尔盆地贝尔凹陷苏德尔特构造带（图1-22）为代表。

图1-22 苏德尔特潜山构造带剖面图

（据王玉华等，2004）

（1）特征：构造带的两侧为背向大断层切割，呈不对称型地垒构造带。长期处于隆起，遭受剥蚀，直到同裂谷期中后期，才全部被覆盖。发育有潜山、披覆背斜、断鼻、断块和地层、岩性等圈闭。沉积上发育有滩砂、辫状水道砂、扇三角洲砂体等。

（2）成因：在裂谷盆地初始张裂期，由于地壳拱升张裂，岩浆沿深大断裂的侵入和喷发，在地形上形成高地，并在两侧形成断层或脆弱带。在裂谷盆地伸展的过程中，沿两侧断层伸展断陷，形成不对称型地垒隆起带。

4.盐拱构造带

以渤海湾盆地东濮凹陷中央构造带（图1-23）为代表。

图1-23 东濮凹陷中央构造带剖面图

（据齐兴宇等，1995）

（1）特征：处于双断凹陷中的中央构造带，为北东向长轴背斜。该背斜带是在基岩隆起的背景上（石炭—二叠系），上覆中生界和古近系膏盐地层，盐体上拱，顶部陷落，形成莲花瓣式复式地堑。这些花瓣式的断层消失于膏盐层之中。

（2）成因：该类中央构造带的形成是在盆地的伸展过程中，东濮凹陷东侧兰聊断裂中生代末期开始活动，形成东陡西缓的箕状断陷雏形。并以推进式的方式发展，产生西掉的黄河断层，形成中央翘倾断块，进一步推进时受阻，从而产生东掉的平衡断层——长垣断层。在兰聊断层和长垣断层的相向作用下，中央带拱升，促进黄河断层和东侧东掉断层的发育。加之，盐体上拱的双重作用力，形成了该中央盐拱背斜构造带。

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