区域性断裂构造

断裂构造~

区内断裂构造主要有区域主干断裂 主干断裂：主要为深、大断裂.基底断裂；一般断裂：主要为盖层断裂。、一般断裂、韧性剪切带和隐爆角砾岩构造。
（一）区域主干断裂
区域性主干断裂是指深、深大断裂和基底断裂。评价区内主干断裂呈近东西向、北东向、北北东向和北西向分布。自北向南主要有城安－镇头逆冲－滑覆构造带（江南古隆起北缘断裂）、祁门－三阳深大断裂；自西向东主要有江南深断裂、铜山－平里深大断裂、榔桥·里东坑深大断裂、旌德－漳前深大断裂、兰花岭－月潭深大断裂、宁国－绩溪大断裂、宁国墩－五城深断裂、岭南－小川大断裂、江湾－街口逆冲－滑覆构造带及祁门－五城大断裂（图1-2-2）。
1.近东西向断裂
（1）祁门－三阳深断裂（1）。括号及其数字为图1-2-2中的断裂编号，下同。该断裂为安徽祁门－浙江肖山东西向巨型走滑断裂的组成部分。其中昱岭关－雄村长约80km，呈北东东向分布，从昱岭关向东又转为东西向，向东延至浙江昌化、临安、肖山区，长约125km。由雄村向西为近东西向，西延大于100km。该断裂在屯溪休宁一带微呈向南凸的弧形。在皖浙交界的断裂以南的查坑（长春坞）倒转向斜被右型走滑剪切至浙江境内的马哨地区，称马哨倒转向斜（断裂北侧）。断裂南北两侧的查坑（长春坞）和马哨倒转向斜其褶皱样式、轴线方位（南北向）卷入地层以及倒转翼（西翼）均完全一致，平面上右型剪切错距16km。
该断裂带在三阳地区由两条主干断层组成。两主干断层间为一系列的带内小断层，将断裂带切割成若干大小不等的透镜体。断裂面的宽度500～1000m，主要由挤压片理化构造透镜体、构造泥砾岩、碎裂岩及小褶皱组成，横向上具明显的分带性，断面产状145°～185°，倾角58°～76°。该断裂切层较深，在歙县苏村的该构造带中发育有来自深源的玻基橄辉岩（图1-2-3）。该断裂具深断裂性质，形成于晋宁期，其后多次活动。
（2）城安－镇头逆冲－滑覆构造带（16）。该逆冲－滑覆构造带总体呈东西向，沿江南隆起带北缘分布，又称江南古隆起北缘断裂带，发育于基底与南华纪及后南华纪盖层之间。逆冲－滑覆构造带西起祁门县城安向西可延至宿松，向东经祁门上戴、黄山汤口，到绩溪镇头，地球物理资料推测向东可能延至绩溪中半坑。构造带主体以逆冲－滑覆为特征。沿逆冲－滑覆构造带两侧重磁异常特征明显，北侧重力航磁异常规模大、幅度大、梯度陡，而南侧重力航磁异常规模及幅度相对较小，梯度平缓。

图1-2-2 安徽东南地区断裂构造分布略图


图1-2-3 祁门—三阳深断裂三阳段剖面图

①西村岩组千枚岩，②片理化构造透镜体带：③泥砾岩带；④破裂岩带；⑤井潭组片理化流纹质凝灰岩
2.北北东向、北东向断裂
（1）江南深断裂（2）。评价区内称章家渡断裂，位于评价区北西角，为下扬子前陆带南缘边界断裂。北东段北起泾县章家渡，南西段经石台县仙寓山延入江西，北东段经七都、泾县至江苏溧阳，区域上称“江南深断裂”，出露长约45km。该逆断裂呈北东向延伸，断面总体向南东倾斜，对该区早古生代地层厚度、岩相、岩性、生物群等具有明显的控制作用，同时对中生代花岗岩及二长花岗岩侵入作用及中生代地层的沉积作用也起了控制作用。
以往研究资料表明，江南深断裂形成于加里东期，其后有多次强烈活动，属区域性壳断裂。物探资料显示为航磁异常递变带，北西侧为北东向低缓次级叠加正异常，南东侧为近南北向及近东西向高背景次级叠加异常带。该断裂带先后于1729年和1774年发生过5级以上地震，是江南多金属成矿带主要导岩控岩控矿构造。
（2）铜山－平里大断裂（3）。发育于评价区西北部，北起泾县铜山呈北北东向延伸，向南西先后经太平区三峰庵、黟县碧山，祁门三宝、平里延入江西境内。区内断续长约110km，总体方位北东50°，向南东倾斜，具逆冲性质。北东端穿切铜山古生代向斜（盆地），向南西对太平、黄山复式岩体和黟县岩体有一定的控制作用，铜山地区的铜矿床（点）和三宝地区的铜多金属矿床与其有直接的关联。在祁门县城附近与祁门－三阳断裂复合，向南西分散为一支同方向的组合逆断层。
（3）榔桥－里东坑断裂（4）。该断裂北起谭家桥，向南西至汤口、冈村，穿切蓝田盆地后至高岭脚、里东坑；向北演变为北北东向，进而呈近南北向斜列式的断层组直至泾县晏公堂并延出区外。汤口向南的冈村、电（溪）黄（山）公路上著名的双岭隧道沿断裂形成的负地形修建。在隧道的南口，断裂带中的粉砂岩经剪切、劈理化，密集的劈理和砂质透镜体、磨碎的砾石构成了断裂带的主体。这是早期压剪作用所至，晚期则以张性活动为特征。在双岭隧道的南口附近，断裂带主要发育有张性角砾岩，角砾大小不等，以厘米级为主，多为棱角状。断层分带明显，中间为断层泥带，两侧依次为张性角砾岩带、破碎岩带；角砾被铁质和部分硅质胶结，倾向北西，倾角近直立，抗风化，往往组成山脊。往南至高桥一带，断裂带宽近200m，断面产状320°∠65°～70°。带内早期充填有中生代石英斑岩、花岗斑岩和花岗闪长斑岩、斜长花岗斑岩脉，经后期活动影响已被角砾岩化（图1-2-4）。

图1-2-4 榔桥－里东坑大断裂高桥段剖面图

①弱硅化砂岩；②硅化破碎带；③破碎砂岩；Q1：石英脉；Qnd：邓家组；Pt2d1：大谷运组下段
（4）旌德－漳前断裂（5）。该断裂斜贯评价区，总体呈北北东向延伸。北端经旌德延至宣城溪口后经南漪湖进入江苏，南端经休宁溪口，组成北东向的断层组。该断裂在评价区内长度大于180km，其形迹连续性较差，具有断续再现之特点。各段断面特征不一，产状近直立。旌德县境内断面倾向北西，倾角70°～85°。断裂分带明显、蚀变强烈，由片理化断层泥砾岩带、构造透镜体、密集劈理带组成。在歙县的许村，其断面产状145°,320°，倾角80°～90°（直立）。晚期断层分带明显，断层两侧为滑动面，发育两组擦痕：55°∠40°；晚期右行水平擦痕，构造带由片理化揉皱带、劈理带和糜棱岩化带组成，并发育片理化、绿泥石化、绢云母化、碳酸盐化和碎裂岩化。到伊坑、梁上一带破碎带宽达1.5～2.0km，具多期活动特征，受隐伏岩体侵入影响，产生强烈片理化、角岩化，琅 断一带休宁岩体被左行平移4km，表明该断裂曾有剪切、拉张多阶段活动。
断裂带发育于溪口群至晚白垩世地层中，切割的最新地层为赤山组。钻孔揭示深部煤层未遭破坏，反映断裂深度比较浅。断裂北段显示为重磁梯变带，推测形成于印支期末，喜马拉雅中期活动强烈（图1-2-5）。

图1-2-5 旌德－漳前大断裂旌德段剖面图

1,7—破碎、蚀变似斑状二长花岗岩；2,6—裂隙带；3—构造透镜体；4—片理化断层泥砾岩带；5—密集的节理裂隙带
（5）兰花岭－月潭大断裂（6）。断裂位于评价研究区东部，从宁国兰花岭向南东经绩溪县王家村、际坑、龙丛，经临溪古生代盆地、屯溪中生代红层盆地、休宁月潭进入江西境内，全长约100km。沿断裂有中生代兰花岭、龙丛、俄家花岗闪长岩株侵入，其长轴和断裂方位一致，呈北北东10°～25°走向，断裂为倾向北西，倾角在70°以上的逆断层。在兰花岭发育物探磁异常，在王家村、际坑、龙丛一带发育串珠状的黄金重砂异常，向东南区经过临溪盆地和屯溪红层盆地，地表特征已不明显。
（6）宁国－绩溪断裂（7）。该断裂北起宁国（北东端出宁国进入浙江），南西段经绩溪至歙县，下伏于红层盆地，并向南西延伸，评价区内全长170余千米，呈北东25°～30°方向延伸，往往由数条平行断裂组合而成，如在三十八号桥—绩溪一带。南侧主断面南倾，倾角40°～70°，使南侧的较老地层冲断、逆掩在新层位之上；北侧的丁家店－石门里断层，发育在休宁组与上覆不同层位之间，断面倾向北西，倾角40°～80°，与南侧的主断面形成对冲，保留了北东向寒武纪和白垩纪地层的狭长条带（图1-2-6）。

图1-2-6 绩溪三十八号桥地质剖面图（据安徽省332地质队）

1～7—牛屋组（Pt2n）:1—灰绿色变质粉砂岩夹变质砾岩、板岩，2—灰绿色轻变质破裂硅化碳酸盐化板岩.3—片理化绿泥石化石英闪长玢岩，4—黄绿色千枚状绢云板岩，5—深灰色含构造透镜体的片理化砾质板岩，6—灰色含构造透镜体的片理化砂质板岩，7—灰白色，灰色千糜岩，8～10—白垩纪早世徽州组（K1h）：8—紫红色含构造透镜体的片理化砾质细砂—粉砂岩.9—紫红色破碎砾质细砂岩，10—紫红色中厚层粉砂岩夹薄层粉砂质泥岩。F—断裂构造
该断裂带的主要特征是挤压、逆冲推覆。绩溪以北以逆冲推覆为主，次级断层具多阶式逆冲特征，岩石片理化、糜棱岩化，发育构造透镜和构造煤，同时伴随中、酸性小岩脉侵入。绩溪以南的雄路一带以逆掩为主，形成逐次逆掩的叠瓦状断层带，造成地层重复、缺失、倒转，并发育次级小褶皱。断裂北西主要为侏罗纪第二阶段的花岗闪长岩（Jγδβ2）的岩基为特征，如旌德岩体、太平岩体等；而南东则以白垩纪的花岗岩（Kγ1）为特征，如伏岭岩体等。
从绩溪－宁国一带断裂两侧的南华纪、震旦纪、寒武纪和奥陶纪地层展布情况分析，巨大的断层效应使黄花尖背斜和绩溪盖层盆地在断裂南侧出现重复，休宁组产生左型位移（平距）30余千米。如此长距离的位移可能与绩溪断裂的斜冲性质有关，但该断裂主要性质仍是以逆冲为主。
该断裂带磁场特征清晰，绩溪县城至界水村位于正负两大磁异常的梯度带上，南东为负磁区，北西为正磁区。航磁 T零值线沿断裂带通过，界水村至蜀洪，磁场的线性特征明显，形态规则，断裂带与－100γ等值线吻合，异常展布方向与断裂走向完全一致。
该断裂形成于印支期，但在38号桥和绩溪县城见逆冲于白垩纪徽州组（K1h）的红层之上，燕山期仍有较强的活动（图1-2-6）。
对于宁国－绩溪大断裂的认识存在着不同的看法，有的认为是皖浙赣断裂带赣东北断裂的北延部分，也有认为是构成宁国－绩溪断裂带北西部的一条断层。
江西境内的赣东北断裂又称德兴遂川深断裂。经皖浙赣交界处的白际岭进入安徽省，主要以韧性剪切带形式出现，将在白际岭韧性剪切带（3）叙述。
江西境内德兴地体与九岭地体的边界断裂为乐安江断裂（又称婺源·丰城深断裂），这条边界断裂进入安徽省为宁国墩－五城深断裂，为障公山隆起带与白际岭岛弧带的边界断裂，与江西境内的乐安江断裂对接。宁国－绩溪断裂发育于同一地块（体）内，虽具有一定规模，但仍是一条中、浅层次为主的断裂，不具备边界断裂条件，可视为宁国墩－五城断裂的派生断裂。
（7）宁国墩－五城深断裂（8）。该断裂向南西延至江西境内，与婺源－丰城深大断裂相接，北东延至广德虎岭关、浙江泗安。评价区内断裂带全长110km，断面倾向南东。北东段倾角中等（35°～46°），南西段倾角较缓，在千丈岭将西村岩组蛇绿岩套成分的细碧岩推至北构造区的牛屋组（Pt2n）之上；在里方前缘的推覆断裂将青白口纪黑云母花岗闪长岩（Qb1γ δβ）推覆在侏罗纪的洪琴组（J2h）之上；在伏川将古老蛇绿岩套的辉橄岩（蛇纹岩）推覆在青白口纪早期歙县岩体之上，构成飞来峰构造。在璜茅及天井山地区，断裂上盘由井潭组流纹质火山岩、新元古代的花岗岩组成，且皆发育不同程度的糜棱岩化；下盘为周家村组砂质千枚岩，上、下盘之间为剪切片理化带，发育S-C组构，剪切带核部发育石英钠长千糜岩（图1-2-7）。

图1-2-7 宁国墩－五城深断裂天井山段剖面图

该断裂形成于新元古代，以北东－北北东向左型剪切斜冲断层为主要形式，将此前由南北向俯冲碰撞形成的近东西向、枝杈状蛇绿岩套进一步牵引成北东向。晋宁晚期随着岛弧带与障公山隆起带的拼贴，该断裂成为左行平移并斜向逆冲的边界断裂。中生代晚期，断裂的进一步活动，形成了现今北东向断裂。该断裂对屯溪中生代红层盆地起到重要控制作用，同时控制了青白口纪井潭组火山岩、中生代刘村花岗闪长岩体和伏岭钾长花岗岩体，以及一批中生代花岗闪长岩类小岩体的分布。在区域上构成北东向断裂构造－岩浆岩－矿化带，对区内金属矿产具有重要控制作用。据物探和区域地质资料分析，该断裂深度可能下切到莫霍面，具深断裂性质。
综合上述地质特征及重磁异常特征分析推断，宁国墩·五城断裂是皖浙赣断裂系中的主干断裂，是安徽东南地区主要控岩控矿构造。
（8）岭南－小川断裂（9）。该断裂分布在南部构造区的青白口纪周家村组、井潭组和盖层的古生代地层中，长约近百千米，断面向南倾，中段的古祝、璜茅一线的主断面被后期井潭组推覆体改造，并在推覆体内部见到多处井潭组之下的侏罗纪洪琴组出露的构造窗（图1-2-8）。它与北部的祁门－三阳断裂的北东段共同构成巨大的北东东向走滑断层组合带，是位于三阳－雄村巨型走滑断裂南侧，并与之平行的大型断层，其性质与三阳－雄村巨型走滑断裂相同。右型剪切平面错距约10km。
（9）江湾－街口逆冲－滑覆断裂（17）。该断裂是白际岭岛弧带与皖浙褶断带的边界断裂，发育于江南古隆起的东南缘。断裂主体发育于南华纪休宁组与下伏青白口纪井潭组火山岩之间，境内断裂带主体呈北东向，其东部经三阳－雄村和小川－岭南北东东向走滑断层的剪切牵引，形成向东凸出的弧形图案；南西端进入江西境内。区内长度＞100km。

图1-2-8 岭南－小川大断裂中的构造窗（小溪）

该断裂为白际岭韧性剪切带的主干断裂，其构造特征表现为强烈的挤压破碎作用，剪切带变形变质相对较强，后期面理基本上置换了So。井潭组安山岩中的矿物成分呈定向排列的薄层状，发育S—C组构，流纹岩已变为长英质糜棱岩，休宁组底部紫红色砾岩、砂岩变成糜棱片岩，发育有明显的拉伸和旋转变形产生“S”形弯曲、拖尾（曲颈状）构造以及多米诺破裂错动等变形特征。境内金竹、抽司以及浙江的齐溪等地发现井潭组逆冲推覆在休宁组之上，二者均发生强烈剪切和倒转。断裂晚期，在断裂南东的后南华纪地层中发生倾向南东多条滑覆构造。
该断裂主体发育于休宁组中。但皖浙赣地区均见有石炭纪黄龙组（C2h）不整合在下伏层位上，同时中生代的推覆构造、走滑构造以及岩浆活动均对该剪切带进行叠加、改造和被侵入。推断深断裂主体时代为加里东－燕山期。断裂影响范围大、活动时间长，是一条重要的区域性断裂带。
3.北西向断裂
祁门－五城断裂（15）。分布于评价研究区西部的祁门县县城至休宁县的五城，长约44km。北西端可能过祁门－三阳深断裂自金字牌东至三宝，并断续前进至东园西北，长约25km。南东端可能穿切白际岭韧性剪切带至浙江境内，长约30km。
中元古代千枚岩中的铁白云石夹层仅出露在断裂之南东侧，发育一组北西向的片理带和构造片理化带。安徽境内北东侧出露C-P地层，并控制白垩纪的红层沉积。
断裂两侧发育不同的地球化学场，南西侧为Au、W、Sn、Pb、Zn，且异常长轴也呈北西向，南东侧地层中仅发育Au异常；物探布格重力异常有一明显的重力异常变化梯度带和物探航磁异常变化带。
该断裂控制了晚侏罗世郭坑、三宝、大屋里、东园、西园中酸性岩株侵入，并有钨金多金属矿化沿该断裂带分布。
断裂走向为北西，断面倾斜较陡。据资料分析推断，早期为白际岭岛弧带与障公山隆起带的拼贴边界，呈北东东向，后经祁门－三阳断裂左型剪切牵引而形成现今的北西向。晚期根据古生代蓝田盆地和中生代红层盆地的出露情况应为北东盘下降、南西盘抬升，具引张特征的正断层性质。
（二）一般断裂
除上述区域主干断裂外，区内尚发育不同方位的一般断裂，对控岩控矿起到了重要作用。主要有包村断裂、西岭脚（棉花岭）断裂、银峰断裂、逍遥后山庵断裂及岭脚断裂等。它们的地质特征见表1-2-3，图1-2-9。
表1-2-3 安徽省南部地区一般断裂特征表


（三）隐爆构造
评价区在祁门县三宝、小柏溪，歙县金谷山和苏村等地发育侏罗纪晚期中酸性侵入的隐爆构造，并形成与成矿有关的隐爆角砾岩（筒）。
1.三宝隐爆角砾岩筒（带）
区域上发育于祁门－三阳东西向深断裂的北侧，并叠加有北东向的铜山－平里大断裂的交会部位，直接隐爆侵入于蓝田盆地皮园村组和荷塘组中的滑脱层中，共发现8个隐爆角砾筒（带）构造，总体呈近东西向分布。角砾成分为侏罗纪花岗闪长玢岩及围岩，胶结物为岩浆成分。在三 —杨柳岗上段；Nh1x2—休宁组中段

图1-2-9 逍遥断裂剖面素描图

宝矿区金银房和程郑村2个角砾岩筒（带）内及其周围围岩中，均见陡斜的脉状多金属矿体，该隐爆角砾岩带是重要的控、容矿构造。
2.金谷山隐爆角砾岩筒
金谷山隐爆岩筒位于祁门一三阳深断裂的北侧，发育于绩（临）溪盆地的层间滑脱层中，角砾为侏罗纪晚期中酸性侵入岩，腔结物同为晚期的斜花岗斑岩胶结。隐爆岩筒与铜、金矿（化）密切相关。
3.苏村隐爆角砾岩筒
发育于大阜韧性剪切带中，角砾的胶结物为侏罗纪晚期的黑云母花岗闪长岩+与铜矿成矿关系密切。
（四）韧性剪切带
评价区内主要有障公山韧性剪切带、大阜韧性剪切带和白际岭韧性剪切带。
1.障公山韧性剪切带
发育于障公山隆起构造区，其主体部位大致与漳前组的分布范围相当。岩石中新生的层状硅酸盐矿物（绢云母、绿泥石）与石英等颗粒矿物在固态流变的作用下呈现特殊的条带构造，千枚岩具极强的丝绢光泽，岩层内新生面理发生塑性的紧闭褶皱，枢纽平缓。这些再造的平缓褶皱其轴向与剪切带总体方向一致，呈近东西向。从漳前村向东延至白际岭岛弧区连接处的璜茅，向西至江西境内，长约百余千米，宽约3-5km。
2.大阜韧性剪切带
大阜韧性剪切带主要分布在祁门·三阳深断裂的两佣，该断裂为叠加在早期大阜韧性剪切带上的中生代的走滑断裂。
剪切带由大阜向北东至皖浙交界的清凉峰，被侏罗纪火山岩覆盖，往南西被白垩纪红层覆盖，长约70km.宽约2-5km，主要发育在昌前组的下部层位内。该剪切带发育时间长、规模大，经历了长期的演化过程，因而不仅有早期的韧性变形标志，同时还发育有晚期的走滑构造。
剪切带发育大规模的强直面理带，原岩大部被改造成毫米级以下的千枚岩。千枚岩具强丝绢光泽，千枚理产状稳定，走向50°-80°，倾向南东，倾角50°-70°。构造变形机制复杂，主要为逆冲推覆剪切。
沿韧性剪切带发育大量的基性一酸性的岩脉、岩株，分布有金、铜等矿化点及重砂、化探异常，剪切带中的叠加小构造是寻找上述矿床的有利部位。
区内歙县等3大岩体与江西九岭岩体一样，形成于青白口纪早期，其成岩年龄均超过9亿年。周新民、邢风鸣等研究证实晚期片麻岩内新生白云母40Ar/39Ar年龄767.9Ma（周新民，1990），表明青白口纪早期花岗闪长岩形成后经历了一次强烈热动力变质事件，片麻状构造形成年龄就是大阜韧性剪切带早期活动年龄，这个年龄值与皖浙赣交界区灵山、莲花山花岗岩的年龄值相似。
在伏川－水竹坑一带为一向北东撒开的构造混杂岩带。带内混杂有白际岭岛弧区细碧岩、角斑岩、辉长岩和历口构造区英云闪长岩，英云闪长岩均呈北东东向长条形，岩石强片理化，产状与剪切带一致。
综上所述，大阜韧性剪切带是一条形成时间较早、活动变形时间较长，中至表层构造掺杂的区域性韧性剪切带，本带的矿物组合说明该带以低温高应变的动力变质为主，早期是晋宁期造山作用的结果，晚期叠加了中生代走滑和剪切构造作用。
3.白际岭韧性剪切带
该剪切带发育于白际岭岛弧区的东南缘，于南华纪休宁组与下伏青白口纪井潭组的火山熔岩之间。韧性剪切带原为北东东向，后经三阳－雄村和小川－岭南北东东向走滑断层的剪切牵引，在古隆起带的北东转折端，局部呈现向东凸出的弓形图案。又由于后期推覆构造影响，剪切带的新生面理倾向变化较大。该剪切带北东端被三阳走滑断裂剪切，南西端出评价区进入浙江和江西境内。区内展开长度＞100km。原有宽度1～2km，由于后期推覆和剪切，现宽度由数百米至数千米。
白际岭韧性剪切带在区域上。祁门、屯溪幅1:20万区域地质测量报告（1971年）认为，皖浙赣深断裂在区内实际表现为强烈的挤压破碎带，称江湾－街口挤压破碎带。剪切带变形变质相对较强，后期面理基本上置换了S0。井潭组安山岩中的矿物成分呈定向排列的薄层状，发育S-C组构。流纹岩已变为长英质糜棱岩，岩石由长英质条带（40%），层状绢、白云母（40%）、石英碎斑（20%）组成。石英碎斑具波状消光、亚颗粒化和压力影构造。云母集合成云母鱼，长英质条带具拔丝构造。休宁组底部紫红色砾岩、砂岩变成糜棱片岩，岩石中绢、白云母达到50%～60%。长英质条带和石英碎斑分别占20%、10%。片理发育，肉眼见有花斑状，镜下见显微拉伸线理、皱纹线理。
剪切带内的休宁组底部砾岩发育有明显的拉伸和旋转变形产生的“S”型弯曲、拖尾（曲颈状）构造以及多米诺破裂错动等变形特征，这些变形特征显示剪切带是中层次为主的剪切变形。
剪切带并未造成区域上地层流失，在局部地段因后期构造叠加，造成井潭组局部被拉薄、拉断、推覆和局部变宽现象。由于构造卷入地层区进入休宁组，东部清凉山地区和休宁流塘地区均见有石炭纪黄龙组（C2h）不整合在下伏层位上，同时中生代的推覆构造、走滑构造以及岩浆活动均对该剪切带进行叠加、改造和侵入，故其主体时代为加里东期。
白际岭韧性剪切带在江西境内呈北北东、北东向，安徽境内呈北东、北东东向展布，是一条重要的区域性韧性剪切带。

前面提到了断裂的分类及其性质，在区域地质研究中，不同性质的断裂组合往往代表不同期次的构造运动。典型的区域断裂构造组合有逆冲推覆构造，即挤压背景下构造组合; 伸展构造，即拉张背景下的构造组合; 此外还有走滑断裂构造体系，是构造作用下几何调节的产物。
(一) 逆冲推覆构造
逆冲推覆构造或推覆构造是由逆冲断层及其上盘推覆体或逆冲岩席组合而成的构造。逆冲推覆构造主要产出于造山带及其前陆，一般是挤压或压缩作用的结果。它有两种主要的形成机制。一种是褶皱推覆体和冲断推覆体，海穆 (A. Heim，1921) 等认为，挤压引起的岩层褶皱，由直立→斜歪发展成为倒转→平卧。在倒转平卧褶皱的倒转翼因挤压而拉抻撕开，顺断开面而运移。这类推覆可称为褶皱推覆体，如图11-30 所示。但是另有一些推覆体，并未发生强烈褶皱作用，只是顺剪裂面显著位移，这类推覆体可称为冲断推覆体。另一种是推覆和滑覆，在伸展作用和重力滑动中，也可引起板状岩席的大规模位移。所以推覆体可分为两类: 挤压体制下引起的推覆或简称推覆以及重力作用和伸展作用下引起的岩席滑移，可称为滑覆。

图11-30 周口店黄山店逆冲推覆构造剖面图(据宋鸿林，1980)

1. 逆冲推覆构造的一般特征
逆冲推覆构造是指断层面较缓、断层位移较大 (一般超过 5 km) 的逆断层及其组合。在横剖面上逆冲推覆构造的前缘变形最为强烈，其后缘变形较弱。在平面地质图上，由于剥蚀作用的影响，将部分外来岩块剥掉而露出下伏原地，表现为在一片外来岩块中露出一小片由断层圈闭的原地岩块，常常是较老地层中出现一小片由断层圈闭的较年轻地层，这种现象称为构造窗 (window) ; 如果剥蚀强烈，外来岩块被大片剥蚀，只在大片被剥露出来的原地岩块上残留小片孤零零的外来岩块，称为飞来峰 (klippe) (图11-31) 。
2. 逆冲推覆构造的构造样式
逆冲断层虽然可以单条产出，更常见的是产状相近的若干条逆冲断层成束产出。根据一个构造单元中逆冲断层的排列组合及其逆冲方位，可以分为以下几种类型: 单冲型、背冲型、对冲型和楔冲型。
(1) 单冲型
一套产状相近并向一个方向逆冲的若干条逆冲断层，构成单冲型逆冲断层，一般表现为叠瓦式 (图11-32) 。叠瓦式逆冲断层系中各条断层的倾向一致，间距和规模基本相同。
(2) 背冲型
自一个构造单元的两侧分别向外缘逆冲的两套叠瓦式逆冲断层，乃构成背冲型逆冲构造。背冲型中两套分别向相反方向逆冲的逆冲断层是在统一构造应力场中形成的，并且与所在构造同时形成。大型背冲式逆冲断层常与造山带复背斜共同产出。例如天山大复背斜南北两翼上各产出一套逆冲断层系，分别向塔里木盆地和准噶尔盆地逆冲。一些较小规模的与背斜伴生的逆冲断层，可产出于背斜核部，分别自核部向两翼逆冲(图11-33) 。

图11-31 飞来峰和构造窗发育过程示意图(据 M. Mattauer，1980)


图11-32 叠瓦式逆冲断层系


图11-33 背冲式逆冲断层系

(3) 对冲型
两套叠瓦式逆冲断层，对着一个中心相对逆冲。对冲型逆冲断层常与盆地伴生，自盆地两缘向盆地中心逆冲。例如江西萍乐坳陷带中西段的南北两缘分别发育了一套逆冲断层，北缘的南昌-宜丰逆冲推覆构造自北向南逆冲，南缘的武功山北缘逆冲断层自南向北逆冲 (图11-34) 。
(4) 楔冲型
产状相近的一套逆冲断层和一套正断层共同构成上宽下窄的楔状冲断体。这种型式的逆冲断层一般产于盆地之中或两个盆地之间。湖南衡阳盆地中这类楔状冲断体构成 3 条NE—NNE 向构造带。苏南茅山也是一条楔状冲断体 (图11-35) 。楔冲型逆冲断层或楔状冲断体具有相当的普遍性。在某种程度上，与不对称山系结构相似。

图11-34 江西萍乐坳陷带中段的对冲式构造和武功山隆起的背冲式构造


图11-35 江苏茅山南段花山-带叠瓦式逆掩断层(据江苏煤田地质勘探公司)

3. 逆冲推覆构造的几何结构
逆冲推覆构造的几何结构是逆冲推覆构造研究的基础，具有重要意义。
(1) 逆冲推覆构造的台阶式结构
台阶式是逆冲断层发育之初岩层处于水平产状时的基本结构，由长而平的断坪 (flat)与连接其间的短而陡的断坡 (ramp) 交替构成。断坪顺层发育，产出于岩性软弱的岩层之中或岩性差异明显的界面上，断坡切层发育，产出于较强硬岩层中。
台阶式是逆冲断层发育之初，岩层处于水平产状表现的型式。在进一步变形中，初始台阶式会发生变化。所以确定断坡、断坪主要是根据上、下盘岩层产状，与逆冲断层产状一致的区段称为断坪; 上、下盘岩层产状与逆冲断层交切，即断层切层部位，为断坡。根据断坡走向与逆冲运移方向的关系，断坡可分为前断坡、侧断坡和斜断坡 (图11-36) 。前断坡位于逆冲岩席前侧，走向与逆冲方向直交，表现为逆倾向滑动。侧断坡是断坡走向与逆冲方向一致的断坡，表现为走向滑动。斜断坡是断坡走向与逆冲方向斜交的断坡，兼具走向滑动和逆倾向滑动。
(2) 双重逆冲构造
双重逆冲构造又称双重构造，1970 年由 Dalstrom 提出，是逆冲推覆构造中有普遍性的重要结构型式。双重逆冲构造是由顶板逆冲断层与底板逆冲断层及夹于其中的一套叠瓦式逆冲断层和断夹块组合而成 (图11-37) 。双重逆冲构造中的次级叠瓦式逆冲断层向上相互趋近并且相互连接，共同构成顶板逆冲断层; 各次级逆冲断层向下相互连接，构成底板逆冲断层。各次级逆冲断层围限的断块叫断夹块 (horse) 。双重构造中的顶板逆冲断层和底板逆冲断层在前峰和后缘汇合，而构成一个封闭块体。双重构造的横剖面形态决定于组成它的断夹块形态、间距、分支断层与底板逆断层的夹角。双重逆冲构造中断夹块内岩层可以呈膝折式弯曲，更常常形成拉长的背斜-向斜对 (图11-37) 。

图11-36 逆冲断层的台阶式结构 (A) 及其上盘褶皱变形 (B)


图11-37 双重逆冲构造

如果一套叠瓦式逆冲断层向上没有连接成顶板逆冲断层，这套叠瓦式逆冲断层可称之为叠瓦扇。Boyer (1982) 等将叠瓦扇和双重构造并列为逆冲体系和两大类构造。要确定一条双重构造，必须确定出顶板逆冲断层和底板逆冲断层。
双重逆冲构造和叠瓦扇的次级逆冲断层自主干逆冲断层或底板逆冲断层分叉产出。主干逆冲断层与分支逆冲断层的交线称断叉线或分叉线。分支逆冲断层的前缘称断端线或断尖线 (tip line) 。断叉线是自主干逆冲断层分出分支断层的起始线，断端线是分支断层向上逆冲伸展的锋缘。
(3) 反冲断层
在一定方向逆冲断层系中，常常出现与总体逆冲方向相反的逆冲断层，这种反向逆冲断层称为反冲断层 (图11-38) 。反冲断层主要发生于逆冲断层的前锋部位和断坡后侧，在应变较弱的断坪上也可发育反冲断层。有些反冲断层向下产状变陡，甚至再转为与逆冲方向一致。由于反冲作用，会形成冲起构造和构造三角带 (图11-38) 。

图11-38 反冲断层与冲起构造(据朱志澄，1991)

冲起构造是逆冲断层与反冲断层构成背冲式构造的会合部位，被两条断层限定的岩层因强烈挤压而上冲，即形成冲起 (图11-38) 。冲起构造在一定程度上与底辟构造相似，常常表现为断层切割岩层扭曲的背形。构造三角带 (triangle zone) 是逆冲断层、反冲断层和底板逆冲断层三向围限的部位，即构成变形强烈的构造三角带。
(二) 伸展构造
伸展构造 (extension) 是在区域性拉张作用下形成的一套具有特色的构造系统。纵观全球及其演化，挤压作用与拉张作用是构造作用在时间和空间上紧密相关的两个方面。由于构造研究源于造山带，造山带又以挤压变形为特色，以致长期忽视拉张伸展作用及其形成的伸展构造。从构造应力状态和变形体制看，伸展作用和挤压作用可概括为 “开”与“合”。“开”与 “合”乃地壳的水平运动，在一定条件下水平运动、升降运动相互转化。升降运动中的上升隆起往往导致重力势的变化和重力不稳，引起地壳表层顺坡下滑，形成重力滑动构造。下面分别介绍几种典型的伸展构造模式。
1. 地堑和地垒
地堑 (graben) 主要由两条走向基本一致的相向倾斜的正断层构成。两条正断屋之间是一个相对的下降盘 (图11-39A) 。巨型地堑系应属裂谷。这里主要讨论一般规模的地堑。构成大中型地堑边界的正断屋常常不是一条单一断层，而是由数条产状相近的正断层构成一个同向倾斜的阶梯式断层系列。两侧正断层可以是均等发育的，也可以是一侧断层较另一侧发育。地堑虽然主要是由正断层构成，但是地堑中也可以有逆断层甚至逆冲断层发育。不过后者不是在地堑形成时的统一应力场中形成的，而是地堑形成前期或后期构造活动的结果，或者是派生作用的产物。

图11-39 地堑 (A) 和地垒 (B)

地垒 (horst) 主要由两条走向基本一致的反向倾斜的正断层构成 (图11-39B) 。两条正断层之间是一个共同的上升盘，组成地垒的正断层可以呈单条产出，也可以是由数条产状相近的正断层组成的依次断落的阶梯状断层带。从区域地质构造看，地堑比地垒具有更重要的地质意义。
2. 阶梯状断层
由若干条产状基本一致的正断层组成，各条断层的一盘依次向同一方向断落，构成阶梯状断层 (step fault) 。阶梯状断层中各条断层可以是平面状的，也可以是弧形的。根据各条断层的倾向与所夹岩层的倾向，可以分为两者倾向一致的同向断层组和两者倾向相反的反向断层组。阶梯状断层中断层限定的断块一般均发生过旋转。在同向断层组中，每条断层的总滑距都小于未发生旋转的冲滑距。在反向断层组中，每条断层的总滑距均大于未发生旋转时的总滑距。
3. 箕状构造
如果地堑中一侧断层发育，形成一侧由主干正断层控制的不对称构造，称为箕状构造或半地堑 (图11-40) 。箕状构造可单个产出，也可以由几个箕状构造组成一个系列，类似形成弧形梯状断层。但是箕状构造规模大，主干断层一般为同沉积断层，而且可以呈独立单元产出。箕状构造在我国东部中新生代盆地中广泛发育，与油气储聚有密切的关系。

图11-40 箕状构造

4. 盆岭构造
在伸展区，掀斜构造、阶梯状断层、地堑、地垒等共同产生，形成由不对称的纵列单面山、山岭及其间宽广盆地组合成的构造-地貌单元，即盆岭构造。美国西部科迪勒拉山系的盆岭区是建立盆岭构造的经典地区，我国南方长江中下游的湖北和相邻的湘赣一带的中新生代构造也具有盆岭式构造特色。
5. 大型断陷盆地
大型断陷盆地是以边界断层控制的区域性沉陷单元，呈菱形、带状或等轴状盆地产出，如华北盆地、松辽盆地、江汉盆地、萍乐坳陷等。
6. 裂谷
裂谷 (rift) 是区域性伸展背景上形成的巨大窄长断陷，切割深，发育演化期长，常具有地堑型式。
按照裂谷发育的区域构造部位及其地质构造特征，可分为大洋裂谷、大陆裂谷和陆间裂谷。大西洋中内海岭上的裂谷是大洋裂谷的典型，东非裂谷是大陆裂谷的典型，红海裂谷是陆间裂谷的典型。人们认为大洋裂谷、陆间裂谷和大陆裂谷共同构成全球裂谷系。大陆裂谷→陆间裂谷→大洋裂谷是一演化系列，就是大陆开裂、漂移、海底扩张的过程，也称威尔逊旋回。不过，并非所有的大陆裂谷都演化成大洋裂谷。
大陆裂谷的主要特征如下:
1) 裂谷是由一系列以正断层为主的地堑、半地堑组成的地堑系，通常发育于区域性隆起的轴部，为断陷谷和断陷盆地等形成的构造-地貌景观，反映岩石圈的伸展作用。
2) 裂谷中常常沉积一套巨厚的包括磨拉石之类的碎屑沉积，常伴有蒸发岩、火山熔岩和火山碎屑沉积。所以，裂谷沉积中常常包含重要的沉积矿产。
3) 裂谷常常是深源地震带和火山带。裂谷带内的地球物理场一般表现为巨大的负布格重力异常和负磁异常，或者为负背景值上的正异常。裂谷的边界一般表现为明显的重力梯度带和磁力梯度带。大陆裂谷热流值一般较高，但变化幅度较大。
4) 大陆裂谷的岩浆岩有两类共生组合。一类是大陆溢流玄武岩，主要是拉斑玄武岩，也包括碱性玄武岩及其深成侵入岩体。另一类为双峰系列，可以是拉斑玄武岩-流纹岩套，也可以是碱性玄武岩 － 响岩或粗面岩套。
5) 深部结构上，裂谷下地幔升高，地壳变薄，玄武岩层下普遍存在着由波速较低的壳幔物质混合组成的裂谷垫。
自 20 世纪 70 年代以来，我国地质学家对裂谷进行了广泛的研究，提出了中新生代时期以至更老的裂谷，如华北平原新生代裂谷、白垩纪沂沭裂谷以及攀西裂谷等等。
7. 剥离断层
剥离断层 (detenchment fault) 是一种上陡下缓的大型铲状正断层，主要产出于盖层与基底之间，上盘包括一套正断层组合。剥离断层发生于区域性隆起背景上，是岩石圈多层次拆离盖层在基底上滑脱的具体表现。
8. 变质核杂岩
变质核杂岩 (metamorphic core complex) 是被构造上拆离及伸展的未变质沉积层所覆盖、呈孤立的平缓穹形或拱形、强烈变形的变质岩和侵入岩构成的隆起 (P. J. Coney，1980) (图11-41) 。
变质核杂岩由深层抽拉抬升的变质基底 (下盘) 和变形较轻 (有时亦发生变质) 的盖层 (上盘) 组成，外形近圆形或椭圆形，直径一般十余千米至数十千米，呈分散孤立的穹窿状产出。其基底与盖层之间的接触带为规模巨大的低角度正断层，基底变形主要为塑性变形，盖层变形主要为脆性。

图11-41 拆离断层和变质核杂岩结构示意图(据 Lister，1984)

(三) 走向滑动断层
走向滑动断层 (简称走滑断层) 一般是指大型平移断层，两盘顺直立断层面相对水平滑动。人们对走滑断层的认识和研究晚于对正断层和逆冲断层的认识和研究。地质学家在 19 世纪就认识了正断层和逆冲断层，而大型走滑断层直到 20 世纪初才被发现。主要原因有: ① 作为研究断层位移的参考面 (线) 在走滑断层中相对较少; ②走滑断层产状陡立，不易与正断层区分; ③结构复杂，较难查明断层运动的性质。现在发现，走滑断层和兼具倾向滑动的走滑断层是相当普遍的，并在区域构造活动中具有重要意义。
1. 走向滑动断层的基本特征
(1) 主要特点
走滑断层常具以下特点: 第一，走滑断裂带包括一系列与主断裂带相平行或以微小角度相交的次级断层，单条断层延伸一般不远，各级断层分叉交织，常构成发辫式; 第二，常常伴生有雁列式褶皱、断裂以及断块隆起和断陷盆地等构造; 第三，断层两侧地层-岩相带成递进式依次错移，时代愈老，移距愈大; 第四，断层常成直线延伸，甚至穿过起伏很大的地形仍保持直线形，在航片、卫片上显示良好的线性。
(2) 左阶式和右阶式
在雁列式走滑断层系中，除根据两盘相对错动分为左行和右行外，还根据雁列断层的相互排列和部分叠覆的关系，分为左阶式和右阶式。左阶式是指各次级断层顺断层走向观察依次向左错列，右阶式则指各次级断层依次向右错列 (图11-42) 。两条雁列断层之间的叠复部位称为重叠，相互垂距称为间隔 (图11-43) 。
(3) 离散性走向滑动和收敛性走向滑动
平移滑动的应力场常具双重力学性质，在以剪切为主时，又具有拉张或挤压，表现为为张剪性或压剪性，即剪切拉张和剪切挤压。张剪性走滑为离散性走向滑动断层，压剪性走滑为收敛性走向滑动断层，相应形成张剪性和压剪性两类构造。

图11-42 左阶式和右阶式走滑断层系及其控制的拉伸带和挤压带图示


图11-43 雁列式走滑断层中的重叠 (O)和间隔 (W)

2. 走向滑动断层控制下形成的构造
在走滑断裂作用中，往往形成一些特征性构造。这些构造，如拉分盆地和花状构造，不仅具典型性，而且具有重要的理论意义和实际意义。
(1) 拉分盆地
拉分盆地 (pull-apart basin) 是走滑断层系中拉伸形成的断陷盆地。它是伯希菲尔(B. C. Burchfiel，1966) 在研究圣安德列斯走滑断层控制的死谷盆地时首次提出的。此后在研究圣安德列斯断层和亚喀湾-死海裂谷系时，对拉分盆地有了更深入的了解，初步建立了相应模式 (图11-44) 。
拉分盆地形似菱形，曾称为菱形断陷。盆地两侧长边为走滑断层，两短边为正断层。菱形断陷盆地从形态上分为 “S”型和 “Z”型，左行左阶雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为 “S”型，右行右阶雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为 “Z”型。
拉分盆地的规模变化很大，大者长逾百余千米，宽数十千米，小者长数百米宽仅数十米。根据世界上已查明的拉分盆地的长宽比统计，比值约为 3。
(2) 花状构造
花状构造 (flower structure) 是走滑断层系中又一种特征性构造。剖面上一条走滑断层自下而上呈花状撒开，故称为花状构造。根据花状构造的结构和力学性质可分为正花状构造和负花状构造。
正花状构造 是聚敛性走滑断层派生的在压扭性应力状态中形成的构造 (图11-45) 。一条陡立走滑断层向上分叉撒开，形成以逆断层组成的背冲构造。断层下陡上缓凸面向上，被切断的地层多成背形，但不具弯滑褶皱性质。正花状构造像一个细管的倒立锥体。自然界也有一些非走滑断层引起的类似花状的构造。鉴别花状构造的准则是构造的平面和剖面的结构及区域应力场等特征。如果是花状构造，则剖面上背冲式断层向下汇总为一条陡立的断层，区域上显示走滑断层特点。
负花状构造 是离散性走滑断层派生的在张扭性应力场中形成的构造 (图11-46) 。一套凹面向上的正断层构成了似地堑式构造。堑内地层平缓，浅部稍成被正断层破坏的向斜，向斜也不具弯滑褶皱的性质。
(3) 雁列式褶皱
雁列式褶皱是走滑断层派生的特征性构造。褶皱以背斜为主，褶皱轴与主走滑断层成小角度相交，所以锐角指示对盘滑动方向。褶皱是在走滑剪切作用派生的次级压应力作用下的产物。褶皱一般产出于断层一侧，并且随着远离主断层而逐渐减弱或倾伏而消失。著名的圣安德列斯走滑断层具有这类典型的雁列褶皱，其褶皱轴与主走滑断层所交锐角指示圣安德列斯断层为左行式 (图11-47) 。
(4) 牵引式弯曲
走滑断层两侧的地层常发生牵引式弯曲。著名的新西兰阿尔卑斯走滑断层的东南段发育了巨大的弧形弯曲，弯曲中包含了陡倾褶皱 (图11-48) 。我国郯庐断裂南端大别山构造的弧形弯曲可能也是这种牵引式弯曲。

图11-44 拉分盆地理想化模式图(据 J. C. Crowell，1974，简化并修改)

(5) 棋盘构造
主要由两组反向滑动的走滑断层相互交切而构成棋盘格子或菱形网络 (图11-49) 。莫迪和张文佑等许多地质学家均有论述。丁国瑜等 (1979) 专门论述了我国地震活动与现代破裂网络的关系，建立了 NE-SW 和NW-SE 向断裂构成的棋盘格式构造。这种棋盘格式断层，显然具有走滑断层的性质。

图11-45 正花状构造示意图


图11-46 负花状构造示意图


图11-47 圣安德列斯断层一侧的雁列式褶皱示意图(据 Moody 等，1956)


图11-48 新西兰阿尔卑斯走滑断层及其东南盘的牵引弯曲图(据 H. W. Wellman，1952)


图11-49 棋盘构造


图11-50 周口店车厂捕虏体被韧性剪切带错开(陈云峰摄，2002)

(四) 韧性剪切带
韧性剪切带 (ductile shear zone) 又称韧性断层，是岩石在塑性状态下发生连续变形的狭长高应变带。韧性剪切带是地壳中深层次的主要构造类型之一。地壳的浅层次一般发育脆性剪切带，即通常所称的断层。脆性剪切带的特点是具有清楚的不连续面 (断层面) ，两盘位移明显，变形集中在个别的断层面上，其两侧的岩石几乎未经变形。韧性剪切带在露头尺度上一般见不到不连续面，带内变形和两盘的位移完全由岩石塑性流动完成。因此，剪切带与围岩之间无明显的界线，但两侧岩石发生了相对位移。所以，韧性剪切带好像断而未破，错而似连 (图11-50) 。围岩中的标志层通过剪切带时常会发生方向的变化及厚度的改变，剪切带中的矿物组分及粒度也会发生一定程度的变化，形成一系列的构造和岩石学方面的特征。
脆性和韧性剪切带之间的过渡类型是脆-韧性剪切带，有两种表现型式: 一种是似断层牵引现象的脆-韧性剪切带，在不连续面两侧的一定范围内岩层或其他标志层发生了一定程度的塑性变形; 另一种是雁列脉型式的韧-脆性剪切带，剪切带内由剪切派生的张应力形成呈雁列的张裂隙，反映岩石的脆性破裂。张裂隙之间的岩石一般受到一定程度的塑性变形。
以上 3 种剪切带反映了它们变形时岩石力学性质的差异，也反映了变形时温度和围压等环境的不同，或一般地反映了变形时的深度。从地表向下，变形从脆性逐渐过渡为韧性。西布森 (R. H. Sibson，1977) 提出的断层双层结构，反映了岩石变形随着深度变化的最一般模式。对于长英质岩石中的断层，从脆性到韧性转变的深度大约在 10 ～15 km。韧性剪切带向上穿过基底与盖层的接触面，在盖层下部过渡为脆-韧性剪切带，至地壳的浅部转变为脆性剪切带，以逆冲断层型式到达地表(图11-51) 。与此相似，在拉伸区，浅部盖层为中等到高角度的正断层，向下延至较深层位，过渡为低角度的脆-韧性剪切带，延至基底变为韧性剪切带。

图11-51 造山带的垂向构造层次及其相应的构造群落(据 M. Mattauer，1980)

依照断裂在空间上的展布特征可分为EW—近EW、NE—NEE—NNE、NW—NWW—NNW和SN—近SN向4个断裂组。除中、新生代坳陷及断陷盆地内无断裂分布外，它们几乎遍布全区，并相互切割，分支复合，构成复杂的断裂系统及构造图案。

(一)东西—近东西向断裂组

该组断裂遍布全区。其中，以西部苏尼特左旗地区最发育。其单体规模数大小不一，最大者可达数十千米;断裂性质以逆断层者居多，沿走间常被NEE或NW向断裂切割、错移。表明其形成时代较早，晚侏罗世活动强烈，在SN向主压应力制约下，局部地段形成较大的断块山及推覆体。

(二)北东—北东东—北北东向断裂组

该组断裂遍布全区。其中，以中、东部较集中，数量最多，其单体规模长短不一，一般都在数十千米左右，较小者数千米，大者可达百余千米，断裂性质以压扭性为主，张-张扭性较少。一般切截EW—近EW向断裂，又常被NW—NWW—NNW向断裂切割或错移。该组断裂多形成于古生代，对古生代地层和岩浆岩的展布有一定的控制作用。其中，NNE向断裂多分布东部大兴安岭临区。其特征是，有时迁就NE向较老的断裂和受稍晚的NW向断裂的改造，使其本身更加复杂化。断裂性质以左旋剪切和正断层为主。它主要形成于中生代晚期，对构造、岩浆作用有明显的控制作用。对内生和外生矿床的形成具有重要的意义。

(三)北西—北西西—北北西向断裂组

分布较普遍，但数量较少。其中，呈NW西向展布者，以本区中西部地区最发育，常呈群体出现。单体规模都不大。以高角度逆冲性质者居多，在本区中、东部及东北部，该组断裂则以NW向者居多。单体规模相差悬殊，走向延伸较平直，力学性质多为张-张扭性，切割EW向及NE—NEE—NNE向断裂。

(四)南北—近南北向断裂组

就全区而言，该组断裂不发育，分布局限，数量最少，仅在本区西部苏尼特左旗地区较常见。其单体规模一般不大，力学性质多为压性，是在EW向挤压应力下而发生的冲断及推覆构造。多数受SN向深大断裂制约。常切割EW向及NE向断裂，又被NW向断裂切割或错移。

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犹勉中诺： 岩石变形主要为构造压应力挤压的结果,不同性质的岩石变形不相同,主要分为两种变形形态: 1、刚性岩石,即岩石坚硬、碎性的,如岩浆岩火山岩巨厚层状砂岩石灰岩等,岩石受到地质压应力的作用,首先是产生变形,变形到一定程度就产生断裂,这种岩石主要的表现形式为断裂和破劈理化带、构造破碎带等. 2、塑性岩石,即比较松软的岩石,比如泥岩页岩薄层砂岩变质岩等,这类岩石受压应力的作用,主要产生变形褶皱的构造形迹,产生断裂的较少,当然如果是区域性的深大断裂除外. 除了压应力的作用,同时还有张应力的作用,张应力的作用主要表现为张开破碎,断裂带经常充填后期矿物比如方解石水云母石膏等低温热液的矿物. 就简单的回答这些吧.

漾濞彝族自治县13684651575： 福建平潭的地质构造 - ？
犹勉中诺： 构造 平潭地质构造以断裂构造为主,属华夏构造体系. 在区域构造上,平潭位于武夷-戴云复式隆折带东侧的闽东南沿海变质带,东与台湾海峡沉降带相邻.通过卫星遥感信息处理,认为平潭地质构造背景,属于平潭——东山逆冲——推覆构造...

漾濞彝族自治县13684651575： 恩施大峡谷好玩的地方有哪些? - ？
犹勉中诺： 1、云龙地缝:在湖北与重庆交界地带的恩施市屯堡乡及板桥镇境内,隐藏着一条神秘而奇异的地缝——云龙河地缝.在中国的地缝中它并非最深最长,却蕴藏着诸多独特的奇异景观:世所罕见的U形地缝、形态各异的瀑布群、多姿多彩的喀斯...

漾濞彝族自治县13684651575： 地质上“节理构造”与“倾斜构造”有什么包容关系? - ？
犹勉中诺： 节理构造是没有位移、比较密集、平直、紧闭、陡倾角的地质构造形迹.分为两种,一种是剪性节理,主要特点是,平面上平直、剖面上紧闭、密集、陡倾角;另一种是张性节理,主要特点是,平面上呈锯齿状,剖面上呈楔性,节理间常填充方解石等矿物,陡倾角等.倾斜构造是地层形成后受地壳运动影响,或者区域性断裂推移沉降等,导致岩层倾斜的一种构造形迹.两者相互比较:节理构造可以赋存或发育于倾斜构造中的某个部位;倾斜构造规模大,可以是区域性的甚至是全球性的;节理构造规模小,往往集中于某个区域性构造带某地段的边缘,或者更小构造带中.

漾濞彝族自治县13684651575： 断层分级标准? - ？
犹勉中诺： 首先说明的是,从地质的角度讲,一般不划分1-4级断裂. 大规模的贯穿全球的断裂——纬向断...

漾濞彝族自治县13684651575： 地质名词解释 - ？
犹勉中诺： 裂缝深切就是裂缝张开的意思,如同峡谷比较狭窄很深时,地质上游术语称“峡谷深切”,来描述地貌特征.第二个问题较简单,地层厚度也有薄厚之分,正如你把基本不同的书累加在一起,每一本书算是一种岩土层,其厚度是有别的,你用一把刀子可以将这几本书切开,切开的缝就相当于裂缝深度.地裂缝在西安是比较常见的