区域深大断裂特征

深大断裂带~

断裂构造是地壳和岩石圈最基本的构造型式。切穿地壳甚至上地幔的深大断裂对区域矿床分带的控制作用已被许多研究者所认识（裴荣富等，1998，1999；翟裕生等，1999）。北山地处三大古板块的汇聚部位，受古板快多期次碰撞对接和中新生代以来板内构造活动的强烈影响，区内形成以近EW向和NE向断裂为主、NNE向和SN向断裂为辅的线性构造图案（聂凤军等，2002a）。一般而言，近EW向断裂与北山地区古板块构造活动有关，它们在地表多以平行排列的断裂带或断裂组形式产出，规模较大，在宏观上控制着区内金属矿床（点）的展布。NE向断裂在地球物理和遥感影像等揭示深部构造的信息中有明显反映，一般规模较小且地表显露不明。杨建国等（2004）认为北山地区发育的NE（及SN）向隐伏断裂发育于海西—印支期，是天山-兴蒙古亚洲古生代构造活动带隐伏型断裂网的一个组成部分，对区内岩浆活动及与其伴随的金、钨、锡、钼等金属矿床的形成和分布亦有明显的控制作用。
（一）EW向深大断裂带
1.黑山-碱泉子深大断裂带
黑山-碱泉子深大断裂带为一向北突出的弧形断裂带，西起新疆的黑头山，经磁海铁矿床和黑山铜-镍矿床至碱泉子，再向东被巴丹吉林沙漠掩盖，长约600 km，断裂带内断续分布有镁铁质-超镁铁质侵入岩。断裂带由相互平行的数条次级断裂组成，其内岩层破碎，断层泥发育，局部地段分布有糜棱岩。受挤压作用影响，断裂带以发育线型褶皱、劈理带、构造透镜体和构造角砾岩为特征。同时，遥感影像也显示线性特征，地貌上为一系列的线性凹陷。地球物理资料亦表明该断裂带为重、磁场分界线（聂凤军等，2002a）。
2.柳园-大奇山深大断裂带
柳园-大奇山深大断裂西起新疆波波拉齐，向东经孤山、四道梁南到旧寺墩，再向东被阿尔金走滑断裂所切割，长约600 km。沿该断裂带断续出露蛇绿岩残片，如辉铜山、花西滩、花牛山西和音凹峡等地出露的二叠纪超镁铁质侵入岩。此外，沿该断裂带，二叠纪火山岩分布广泛，厚度较大。在遥感影像上断裂带显示明星的线性影像特征和负地形地貌特点。
3.玉门关-安北-旧寺墩西深大断裂带
玉门关-安北-旧寺墩西深大断裂带为一向北凸出的弧形，西起甘肃玉门关，向东经安北、黑山头到旧寺墩西，长450 km。该断裂断续出露，东段被阿尔金断裂切割，断裂以南为敦煌地块，以北为安北-旧寺墩构造带（刘雪亚等，1995）。
（二）北东向隐伏断裂带
1.敦煌-红柳园-明水-甜水井断裂带
该断裂带呈NE30°方向展布，在甜水井一带出研究区，西南方向分为两支。西支沿罗布泊-星星峡一线以线性零星分布的磁异常为界，构成东西两侧不同磁异常区的分界，同时也是天山与北山两个构造区的分界断裂。西南方向沿红柳园-敦煌一线覆没于敦煌盆地。在布格重力异常图上，此断裂与不同重力场的分界线、异常带的急剧弯曲、一连串异常极大（小）值带相对应，亦是布格重力垂向一次导数正、负异常带的交界部位。断裂带的航磁异常特征则沿不同磁场区的分界线分布，局部地段异常曲线发生扭曲和断止。该断裂带是早古生代形成的基底断裂，它控制了断裂北侧元古宇基底的长期隆起裸露以及南侧志留系浅海相火山岩和碳酸盐沉积建造的分布范围。晚古生代时期断裂带仍有活动，造成了北侧元古宇基底的连续抬升，并控制着海西期岩浆岩的空间展布形态，同时断裂南侧接受二叠系海陆交互相碎屑岩沉积。
2.音凹峡-三道明水-黑鹰山断裂带
该断裂带由两条平行的断裂组成，其间分布有千余米厚的中新生界沉积岩，其重力场特征是NE向狭长的重力低值带，北东段窄，南西段宽，布格重力垂向一次导数异常为极为明显的正、负异常分界线。与这一界线相配套的有龙岗-音凹峡一带呈NE向展布的正磁力高异常带，其与NWW向展布的金塔-北大山强磁异常带不协调斜接，从异常带东西两侧基底磁场特征看，正磁力高异常不应该由基底所引起，推断系中新生界沉积岩下的隐伏中酸性岩体（花岗岩）所致。宏观上，这也是一条明显的地貌界线，在此断裂西侧北山山地海拔可达2000～2500 m；东侧为准平原化的低小残丘，海拔只有1000～1500 m，并且有广泛侏罗、白垩系分布。据地震测深剖面，地壳厚度亦是西厚（49～52 km）东薄（46～48 km）。由此看来，该断裂带不仅控制着中新生界沉积岩，而且有可能控制着花岗岩的分布范围，说明该断裂带至少形成于晚古生代，中新生代仍有活动。
3.鼎新-湖西新村-额济纳旗断裂带
该断裂带位于巴丹吉林沙漠西缘，呈NE30°走向。断裂带西侧出露古生代、中生代地层，东侧为广阔的巴丹吉林沙漠。断裂带两侧重、磁异常轴走向、形态等均有明显差异：北山北部磁异常带向东延伸到额济纳旗、雅干，北山中南部至阿拉善，北部磁异常带和花海-北大山-雅布赖磁异常带均呈弧形展布，穿弱水后一系列磁异常中断或两侧走向改变，但又宏观相连，从东西两侧可以对比来看，表明在弱水一线并无大规模左旋走滑断裂存在，由老西庙附近航磁异常（M157、M158和M159）被弱水断裂错断，东西向磁异常轴偏移或断裂带内异常变得零乱，场值降低，反映出沿弱水存在一个右旋而断距不大的张扭性断裂带。

1.赣江断裂带
赣江断裂带发育在江西省境内，全长大于600km，宽50～120km，走向NNE20°，伴 生有一系列NE向和NW向的次级断裂。该断裂带北起湖口，途经彭泽、南昌、清江、吉 安、万安、赣州、龙南等地，纵贯江西全省，是地表上一个醒目的低谷带，其西界在九 江—高安—遂川一线，东界在石门街—乐安—定南一线，由一系列NNE向、NE向和NW 向断裂束组成。在地球物理上，它是一个具有显著的重力、航磁异常梯度带的深大断裂 带；岩石学上，它是一个晚中生代的火山岩线；沉积学上，控制了一系列晚白垩世—古近 纪的红色沉积盆地。构造形迹和沉积作用特征表明，中-新生代是赣江断裂带活动的高峰 期，主体上表现为一个大规模的左行走滑脆性剪切带，具有大规模左旋走滑变形北强南 弱、走滑时代北早南晚的穿时特点和伸展断陷向北扩展、沉积中心向西迁移的演化规律。 控盆作用及构造交切关系表明，赣江断裂带起始于早中生代扬子与华北板块碰撞造山之后 的早侏罗纪（J1）。年代学、运动学研究表明，该断裂带经历了三个阶段的构造演化：左 旋走滑（K1）、滑脱伸展（K2-E）和右旋挤压（N-Q），其动力学原因主要受侏罗纪以 来太平洋板块运动体制的制约。
构造属性：晚中生代火山岩线、晚白垩世-古近纪陆相盆地的主控断裂。
2.吴川-四会断裂
吴川-四会断裂带位于粤西云开隆起带东缘，南起广东西南部吴川、湛江等地，经阳 春、云浮、四会、广宁、英德、韶关等地向北延伸至赣粤边境与江西赣江断裂带相连，是 广东省境内乃至华南地区的一条十分重要的深大断裂带，对深入认识广东乃至整个华南地 区岩石圈结构构造及其构造演化具有十分重要的意义。
该断裂带的最初发现源于20世纪50年代末至60年代初，广东区测队在进行1：20万 阳春幅、高要幅、怀集幅区调时，在断裂带沿线一些花岗岩体中，发现了一系列NE至 NNE向的片理化带和糜棱岩化带。1961年莫柱荪在对上述动力变质带及其变质作用进行 研究后，提出了 “断裂变质作用” 的概念，并划分了吴川-四会、罗定-云浮等断裂变 质带（莫柱荪，1984），“吴川-四会断裂” 由此而得名。60年代和70年代，大多数研究 者开始注意到断裂带的宏观地质特征与脆性变形；80年代初，溪小双、张曾荣（1982） 首次在永宁地区发现韧性剪切带。陈挺光（1985）对吴川-四会断裂带进行了专题研究， 探讨了断裂带地质特征及与成矿的关系，并根据大尖花岗岩体内的片理化带和糜棱岩化 带，划分出一条“大尖动力变质带”，广东省区域地质志对该断裂带进行较为详细的描述（广东省地质矿产局，1988）。随后，该断裂带引起了众多学者的关注（袁正新等，1991； 彭少梅等，1994；郑家仪，1996；水汀等，1997），分别从各自不同的角度，对断裂带的 地质特征、变形特征和控矿特征进行了研究，并探讨了断裂带的北延问题。但到目前为 止，对该断裂带的运动学特征和动力学演化方面的认识仍然存在较多分歧。
该断裂带全长大于800km，宽10～30km，走向NE20°～40°，由一系列走向NNE向或 NE向断裂组成（图2-3）。西南段茂名、吴川、电白、阳江、阳春一带分为东西两条断 裂束，由11条主要断裂组成，其中一支进入吴川后，在湛江附近潜伏于雷琼断陷之下， 在海康乌石港插入北部湾；另一支经阳江入海进入大竹洲岛（广东省地质矿产局， 1988）；中段吴川、四会等地断裂连续性好，影响宽度15～20km。单条断裂一般长数十千 米至数百千米（水汀等，1997）；北东段由三条断裂束组成，塘洞、小水洞、江屯、三层 排等断裂组成其西断裂束，成功坳、西牛、官塘、合水口等断裂组成中断裂束，烟筒岭、 南雄、英德、讴坑、石差等断裂组成其东断裂束（郑家仪，1996）。总体上，该断裂带呈 舒缓波状延伸，局部呈S形，中段收敛，两端撒开。西断裂束发育强度较大，倾向以NW 向为主，倾角50°～80°；东断裂束多属高角度逆冲断层，以SE倾向为主，倾角60°～80°， 中断裂束时而倾向北西，时而倾向南东，成绞扭状，倾角60°～85°。宏观上，吴川-四 会断裂为一大型左旋走滑构造。大规模左旋走滑，导致断裂带北西侧罗定、云浮等地地层 向SSE推覆，南东侧粤北新洲等地地层向NNW推覆，形成一系列逆冲推覆构造，老地层 常逆掩于新地层之上。从新洲褶皱式逆冲推覆构造中早中生代长英质岩脉经受了同推覆期 韧性变形，推覆构造被侏罗纪花岗岩侵入，与花岗岩同期侵入的长英质伟晶岩脉变形微弱 来看，左旋走滑主要发生在早白垩世。该断裂带控制了南雄盆地等K2-E断陷盆地，控 盆边界为一系列大型拆离断层，因此推测K2-E发生过滑脱伸展。
在地球物理场上，该深断裂带是布格重力场的梯级带和不同重力、磁场及莫霍面的分 界面，把重力场分为东高西低两部分：东侧区域重力场明显升高，最高重力等值线在佛山、三水一带，强度为＋2×10-6m/s2，西侧重力场降低，最大负值等值线在云开大山一 带，强度为-5×10-6m/s2。由此推测东侧为上地幔局部隆起区，莫霍面埋深约26km；西 侧为上地幔凹陷区，莫霍面埋深约28km（广东省地质矿产局，1988）。重力梯度带位于 深断裂带的东南侧，说明东断裂束是向东南倾斜的。上述布格重力场梯级带向上延拓 10km、15km、20km、30km仍然存在。在航空磁测上，它是一条NE向展布的局部磁场异 常带，其位置与重力梯度带相当。断裂带的NE段进入英德犀牛等地后，虽其地表形迹不 甚明显，但地球物理场资料表明它是一条切入基底的深断裂并与吴川-四会深断裂带相会合（陈挺光，1985），其两侧重力场差异较大。该断裂带切割深度较深，据Kushiro的 Ne′-O′1 -Q′三角图解，推测漂塘坳云辉二长岩的成岩物质来自地壳深处43km，南湖含铂 族元素的超基性岩体则超过100km（广东省地质矿产局，1988）。上述表明，该断裂带局 部地段已深切上地幔，并导致雷州半岛等地幔源分异型基性-超基性岩浆的喷溢。 

图2-3 吴川-四会断裂带地质简图

大量研究表明（袁正新等，1991 ；彭少梅等，1994；郑家仪，1996；水汀等， 1997），该断裂带为一变质程度较高的热变质带，沿断裂带发育有10～100km规模不等的 兰源—江屯、石狗、河台、圭冈、河邦、牛力头、大王山等变质带。断裂带内前泥盆纪地 层和岩体，发生了韧性变形和变质作用。花岗岩变为长英质糜棱岩、千糜岩、初糜岩和糜 棱岩化花岗岩，具眼球状、片麻状构造；砂岩、页岩变为构造片岩、片理化砂岩；石灰岩 变为方解石超糜岩、糜棱岩、初糜岩和方解石构造片岩，并见有宽1～10余米的超糜岩带（袁正新等，1991）。断裂带构造岩种类繁多，变形机制多变，断裂变质作用、动力变质 作用等形成的韧性变形以及构造角砾岩、硅化破碎带和石英脉等脆性变形在混合岩、花岗 岩体内和岩层中均可见到。水汀等（1997）通过对断裂带构造岩变形环境分析后，认为 该带存在中-高温超塑性变形系列和半韧性-半脆性糜棱岩两个系列构造岩。根据变质、 变形岩石中主要为绿泥石、十字石、红柱石、石榴子石等变质矿物组合的特点，其形成的 温压条件相当于低绿片岩相至低角闪岩相，可划分为低角闪岩相和绿片岩相两期退变质作 用，构造退变质作用明显。高村韧性剪切带中发育的玻状岩变形温度为200～250℃，形 成深度相当于9～12km、围压小于5×106Pa，差异应力为（5.6～8.2）×108Pa。该带糜 棱岩磁性组构研究表明，主磁化率变化范围为44.00～442.6（10-6SI），值为224.54（10-6SI），磁各向异性度P为1.0999～1.2381，均值为1.1593，变形路经为非共轴层流 纯剪变形（袁正新等，1991）。从片理化、糜棱岩化带的规模和空间分布来看，该断裂带 是一条完整的前泥盆纪韧性剪切带，晚期叠加了脆性变形，具有多期次构造活动的特征。
断裂带岩浆活动强烈，发育近百个中酸性及基性-超基性侵入体，过铝花岗岩也很发 育（汪洋等，2003）断裂带对两侧沉积地层的发育和沉积环境有明显控制作用。该带范围 内的早古生代至侏罗纪侵入的花岗岩和早古生代混合岩、混合花岗岩都经历了强烈的韧性 变形-变质作用，主要表现为糜棱岩化和片理化，形成了各种糜棱岩和片理化花岗岩。上 述各种构造岩，由变形碎裂花岗岩→片理化花岗岩→初糜岩→糜棱岩→千糜岩，随着变 形-变质作用的深化，其中石英不断变为糜棱质重结晶石英基质，部分成为碎斑；长石不 断被分解为绢云母、石英基质，未分解的形成碎斑：连一些副矿物如锆石等也发生了挤压 破碎。因此，花岗质原岩的矿物程度逐步由粗变细，糜棱质基质增加，碎斑减少。矿物成 分变化也越来越大，长石逐渐减少。石英、绢云母、绿泥石增多。岩石结构构造则由原来 的花岗结构、斑状结构、块状构造变为糜棱结构、千糜结构和条带状、溯流状、片麻状、 眼球状构造，原岩的面貌发生很大的变化。袁正新等（1991）在研究了这些岩体构造变 形特征后，认为这些岩体的变化是侵入的花岗岩经韧性剪切变形-变质的结果，其主要依 据为：(1)岩体与围岩呈侵入的突变接触关系，相带发育，围岩发生接触变质；(2)在空间 上，它们均分布在吴川-四会韧性剪切带内，与整个韧性剪切带的其他地层岩石一起发生 了韧性变形-变质作用，它们属于韧性剪切带的组成部分；(3)岩体都呈北东或北东东向条 带状、透镜状延伸，明显发生了压扁拉伸，其形态特征与该带内晚白垩世岩体和外围未发 生韧性变形的岩体截然不同；(4)岩体与围岩的变形-变质作用是同时发生的，表现为岩体 的片麻理与围岩的片理产状一致，岩体的构造线方向与韧性剪切带区域构造线方向一致； (5)从构造方面来说，这些岩体都已变成了长英质的糜棱岩、千糜岩、初糜岩、片理化花岗 岩、变形碎裂花岗岩等构造岩。
该韧性剪切带变形岩石中广泛发育拉伸线理、S-C面理和小型剪切褶皱。拉伸线理 表现为砂砾岩砾石的拉伸、长英质矿物的拉长和动态重结晶矿物的拉长定向生长。S-C 面理在糜棱岩、干糜岩和初糜岩中最发育。S面理表现为透镜状碎斑或砾石的扁平面，小 型剪切拖拉褶皱的轴面；C面理为各种透镜体的旋尾的联合面。在强应变的糜棱岩中，两 组面理交角很小，或近于平行（袁正新等，1991）。S-C组构、S-L组构、旋转残斑等 宏观微观运动学标志研究表明（黄海玲等，2001），吴川-四会断裂带是一条陡倾角左旋 走滑切壳深断裂，带内几乎所有的主干断裂早期具左旋走滑逆冲推覆韧性剪切变形特征； 晚期则具右旋走滑拉张伸展脆（或韧-脆）性变形特征。
该断裂带带内受影响的最新地质体是晚侏罗世火山岩，白垩系和白垩纪花岗岩未受影 响表明，吴川-四会断裂带大规模左旋走滑韧性变形发生在侏罗纪末至白垩世初，其动力 学机制与晚中生代太平洋板块向欧亚板块俯冲碰撞有关。
构造属性：大陆内部左旋走滑型构造、晚中生代火山岩线、晚白垩世—古近纪陆相盆 地的主控断裂。
3.长乐-南澳断裂
长乐-南澳断裂带大体上沿平潭-东山褶皱带的西缘，北起福州川石岛，向南西经长 乐—福清、莆田、惠安、晋江、龙海、漳浦、东山等地至广东南澳岛西部，全长约 400km，宽2～12km，是一条大型左行走滑剪切带。该带由一组高角度或直立的走滑断裂 带组成，兴化湾以南走向北东，兴化湾以北走向北北东。断裂所过之处，韧性剪切变形或 蚀变十分普遍，表现为一狭窄但延伸长的糜棱岩带及片理化带。剪切带中的原岩以二长花 岗岩为主，次为火山岩，主要发育于南园组火山岩和二长花岗岩中，接近断裂带的平潭- 东山褶皱带基底变质岩亦被卷入，局部涉及上三叠统文宾山组、下侏罗统梨山组和下白垩 统石帽山群。岩石受强烈剪切作用而表现出显著的构造线理，剪切强度从西北向东南增 强，岩性由片理化或糜棱岩化火山岩和二长花岗岩逐渐变为变余糜棱岩，剪切最强部分出 现构造片岩（黄辉等，1993）。尤其是在沿海地区，凡强烈变质变形的岩石都只分布在长 乐-南澳断裂带附近，所有岩石均沿NE40°～50°方向呈狭带状展布，都已经历过可达角 闪岩相的变质和石英-长石矿物相的韧剪变形。在莆田和晋江，有少量超镁铁岩团块，但 未发现与之配套的蛇绿岩套中火山-沉积岩组合。非蛇绿岩型的镁铁、超镁铁质岩块在断 裂带上的分布，中-新生代裂谷型岩浆组合特征，断裂两侧相似的变质岩基底及对应显著 的地幔隆升地带，说明该断裂带为一条正在发育的中-新生代裂谷带（朱云鹤，1998）。 在台湾海峡打开之前，闽东南与台湾是相连一块的整体，生物地层特征相同（颜沧波等， 1951），均分布早白垩世高温变质带。花岗片麻岩和片麻状花岗闪长岩是该带的代表性岩 石，其同位素年龄集中分布在100～120Ma（舒良树等，2000）之间，与区域上古太平洋 岩石圈朝大陆斜向俯冲时间一致，属同构造-岩浆期产物。
鉴于高温矿物和强烈韧性变形多出现在花岗片麻岩、片麻状花岗闪长岩附近；远离走 滑断裂及岩体，变质和变形逐渐减弱，因而至少有一部分变质变形的热源是由断裂和岩浆 提供的（舒良树等，2002）。长乐-南澳带中心部位花岗片麻岩中的显微组构记录了一期 同岩浆期的走滑变形历史。据此，长乐-南澳带内的花岗岩是受走滑剪切热和岩浆热双重 制约的，是在走滑运动过程中实现的。因此，这是一个既控制变质变形又控制岩浆活动的 断裂带。100～120Ma花岗岩浆侵位与变质变形的动力学来源应该与太平洋板块沿北西方 向朝东亚陆缘的斜向俯冲有关、与长乐-南澳带左旋走滑作用有关。法国诺曼底的华力西 期走滑型花岗岩和围岩经历了相同的变质和韧剪变形，其运动学组构均为走滑（Charvet et al.，1990，1999；Berthe et al.，1979）；长乐-南澳带钙碱性花岗片麻岩、花岗闪长岩 的形态和形成机制与它颇为相似。花岗片麻岩、片麻状花岗闪长岩和围岩的透入性组构完 全一致：剪切面理走向北东，朝南东陡倾斜；拉伸线理朝北东平缓倾伏，倾伏角10°～ 15°；各种非同轴不对称韧剪组构非常发育。从韧性剪切带中心或岩体向外，变质程度由 角闪岩相逐渐变为绿片岩相；特征矿物从矽线石变为石榴子石、云母以及绿泥石；韧性剪 切变形作用也从韧性剪切带或岩体中心向外侧不断减弱。岩石韧性组构和糜棱岩变形的微 构造等运动学研究表明，长乐-南澳带是一左旋走滑韧性剪切带（舒良树等，2000）。其 走滑特性严格受闽台微大陆与闽浙中生代火山弧碰撞过程中碰撞动力学的制约，因此，它 可能是在碰撞造山缝合带基础上发育的。在早白垩世晚期（100～120Ma）的主碰撞期和 以伸展作用为主的碰撞后期，该带以右行为主，这种右行走滑一直持续至今。发育韧性剪 切带的闽台微大陆原始位置可能比现今更靠南，这是属于几百千米的漂移位移而不是剪切 位移（王志洪等，1996）。
由于受强烈剪切的最新岩层和岩体分别是晚侏罗世地层和花岗岩，下白垩统和早白垩 世侵入岩基本不受剪切影响，因此，剪切发生的时代主要在晚侏罗世末和早白垩世初 之间。
构造属性：晚中生代大陆内部左旋走滑型构造-岩浆带。
4.上虞-政和-大埔-海丰断裂（大埔-海丰段）
上虞-政和-大埔-海丰断裂（广东省境内称莲花山断裂）北起杭州湾上虞，向南 经丽水、政和、南平东、龙溪、大田、漳平、龙岩东、大埔、海丰一带，于大亚湾、深圳 湾入南海，又复现于万山群岛、高栏列岛附近。有人从相关滤波分析认为该断裂没有经过 大埔，而是从梅县东穿过，因此称 “丽水-海丰断裂”（陶奎元等，1998）。但我们认为 该断裂并非由一条孤立的断裂组成，而是由一系列近于平行分布的陡倾角断裂组成的断裂 带。断裂带总体呈NNE向，连续性较差，多处被其他断裂错开，长度大于1000km，宽 20km左右，中段最宽处超过50km。该断裂带是重要地内生金属成矿带，沿断裂带分布有 数百个矿床（点），受断裂和晚中生代岩浆岩的双重控制。
该断裂带是一条长期活动的深大断裂，经历了多期复杂的构造变形变质作用，不同地 段时空演化特征有所差异。断裂带北东段地表构造相对较清晰，政和、后山等地由两条较 为连续的断裂束状组成，总体上北窄南宽，相距数千米到20km，南平、迪口等地有一系 列延续较好的单条断裂呈雁列状展布，宽一般大于20km，单条断裂一般长数十千米，沿 断裂带发育挤压片理、碎裂岩、构造透镜体、糜棱岩化带等，断裂带两侧岩层褶皱较强 烈、性质复杂多变。出路地层主要有震旦纪—下古生代云母石英片岩、斜长云母石英片 岩、千枚岩等变质岩以及早、晚侏罗世长石石英砂岩和晚中生代花岗岩和石英闪长岩体 等。该段韧性变形作用较强，龙北溪组韧性变形出现带状中压变质带和糜棱岩、片岩带， 主要特征为强烈的片理化，拉伸线理发育，薄片中可见大量的石英动态重结晶现象和压力 影、核幔构造等，此外还出现大量的多硅白云母，表明该断裂带形成于中部构造层次（水汀等，1993）。川石叶田-营勺剖面在糜棱岩上叠加有一套脆性-半脆性为主的碎裂 岩系列，并见100多米宽的破碎带，其西侧为晚侏罗纪火山岩块夹少量变质岩；东侧为龙 北溪组变质岩的碎裂糜棱岩。晚中生代该段则主要表现为伸展-拆离作用，控制了J33 - K1的火山岩分布，航磁资料表明延拓至地下2km，该断裂趋于消失，与梨式拆离断层相 吻合，沿断裂带展布有基性-超基性岩脉，王母山、长城—王山口、石城—洋后以及熊山 一带，断裂东侧还有中酸性岩墙、岩脉出现，此外沿断裂带还存在大量晚中生代中酸性侵 入岩和偏碱性侵入岩；中段南平、龙溪、大田、漳平、龙岩、大埔等地，由一系列走向 NE-NNE向斜列状断裂及韧性剪切带组成。长约140km，宽约20～50km，倾角陡立。断 裂带西侧推覆构造极为发育，东侧中生代火山盆地广泛发育，沿断裂带早古生代、早中生 代、晚中生代花岗岩体广泛分布。据对该带断层岩及地层、钻孔资料分析，该断裂带早期 活动为韧性剪切，中、晚期为逆冲推覆和伸展拆离；西南段广东莲花山一带，该断裂带是 一条强烈的挤压破碎带，由120多条断裂所组成。根据它们的产出部位可分为东、西两断 裂束：东断裂束分布于莲花山东南侧，由河婆-河田-汤湖、海陇等13条主干断裂组成， 走向40°～50°，倾向南东，倾角40°～70°，西断裂束分布于莲花山西侧，由白宫-羊石 脑、五华-深圳等14条主干断裂组成，走向30°～50°，倾向北西，倾角40°～85°在剖面 上，东西两束断裂倾向相反，倾角相近，是一种典型的对冲结构（广东省地质矿产局， 1988）；在构造组分上，断裂带所经地段，硅化、糜棱岩化、片理化、劈理、构造透镜体 发育。早期具有韧性变形的特征，变形变质效应与区域变质绿片岩相相当；晚期则以脆性 变形为主。
在地质上，它是一条明显的岩性分界线，以西多为中、新元古界、震旦系及古生代变 质岩系，以东则为大面积的火山岩（陶奎元等，1998）。该断裂原为早古生代末的大型韧 性剪切带（Charvet et al.，1999，2010），年龄390～420Ma（舒良树等，1999）。其SE侧 为东南沿海区，地壳薄，为晚中生代强烈的岩浆活动区，钙碱性火山-侵入杂岩广泛分 布。花岗岩类多属Ⅰ形，地球化学特征指示其为活动大陆边缘背景（Zhou et al.，2000）。 其NW侧为前泥盆纪基底隆起区，称华南加里东期褶皱带（郭令智等，1980；任纪舜等， 1990）；时代老，地壳厚，广泛出露元古宙混合岩、片麻岩和混合岩（杨树锋等。1995）。 此基底隆起区已遭受古太平洋动力学体系的改造，区内分布了一系列小规模的晚中生代火 山-沉积盆地和花岗岩体，它们多呈NE方向延伸，与西太平洋陆缘火山岩带展布方向一 致，表明二者同受太平洋动力学体系的制约（舒良树，2002）。在中生代构造-岩浆事件 中，这种富硅铝成分的基底，必然会影响到部分熔融花岗岩浆的成分，致其高铝或过铝（Harris et al.，1986）。事实上，在断裂NW侧的武夷山和赣江以西地区，地表分布的岩 体确有众多晚侏罗世强过铝质花岗岩类（Zhou et al.，2000），其物质源自古特提斯构造 域的地壳或沉积岩。
构造属性：基底隆升区与火山盆地区的分界带。
5.绍兴-江山-萍乡-桂林断裂（萍乡-溆浦-桂林段）
该断裂带东起浙江绍兴，向西经金华、江山、衢州、上饶、鹰潭、东乡、南城、宜春 等地到萍乡，总体呈NEE向走向，大致沿浙赣线分布，断裂带长约680km，为扬子板块 与华南板块的分界线。
沿断裂带断续发育数十米或数百米宽的硅化破碎带及一系列规模不等、平行排列的边 冲或斜冲断层，断裂附近萍乡何家冲、武功山、余江等地有基性或超基性岩侵入体，其东 段明显控制新元古代早期（神山群及相当时代地层沉积时期）及晚侏罗世火山岩的分布。 断裂两侧的新元古界下部、震旦系和下古生界的发育程度和沉积相或建造亦有明显差异， 异常和重力梯度反映清晰，尤其在东西两端出现一系列呈东西向串珠状排列的航磁异常， 并与重力梯度带基本吻合。爆破测震资料显示，沿断裂走向有一明显的深部构造变异带， 莫霍面不连续。浙江境内称江山-绍兴深断裂（浙江省地质矿产局，1988），由许多规模 不等的断裂组成，断层面倾向南东或西北，以北西倾向为主，倾角45°～88°。断裂构造 形迹十分明显，沿着断裂带岩层破碎、挤压牵引构造发育。金华大山南麓水口村等地的岩 石有变质的残留物出现，诸暨东南双溪坞群有宽3～6km的糜棱岩带，由石角至富盛沿着 断裂带断续出露混合石英闪长岩、混合花岗岩和糜棱岩。断裂带内有超基性、酸性的侵入 岩分布。
晚中生代，该断裂有自南东向北西的推覆，致使诸暨璜山至绍兴一带双溪坞群变质岩 逆掩到上侏罗统火山岩之上。布格重力场显示，自义乌往南至江山一段，为密集的梯度 带。航磁的正高磁异，呈串珠状东西向排列；磁场反映断裂的西北侧为平静的磁场区，东 南侧正负异常跳动剧烈，轴向杂乱。
廖群安等（1999）通过对江绍断裂带晚侏罗世S形酸性火山岩特征、岩石化学及地 球化学特征研究后，认为江绍断裂带赣东北段广丰—上饶地区的晚侏罗世酸性火山岩是中 地壳变质沉积源岩改造成因的S形火山岩。并与相山、东乡S形酸性火山岩盆地构成了一 条沿该断裂带展布的S形酸性火山岩带，这一特殊成因的火山岩及其空间分布规律表明， 该断裂带很可能是晚侏罗世华夏与扬子两板块陆内碰撞俯冲的结果。
由此可见，在华夏古陆新元古代末期解体之前，该断裂带是华夏与扬子地块的碰撞缝 合带（Shu et al.，1991；舒良树等，1999）。从震旦纪至泥盆纪，北侧一直是稳定的浅海 碳酸盐台地，岩浆活动微弱，无变质。南侧却为强烈活动区，为笔石碎屑岩沉积和火山 岩-火山碎屑岩组合，厚度大，普遍遭受了低绿片岩相变质。一直到晚三叠世，南北两侧 的沉积环境和构造形态才趋统一（任纪舜等，1990）。至晚中生代，岩浆活动已越过此古 老边界，纵深到NW侧较远的地方，形成若干晚侏罗世陆相火山盆地（Shu et al.， 1996）。从晚白垩世开始，沿断裂发生强烈的区域拉张作用，晚白垩世复合岩流多处分布， 流纹岩和橄榄玄武岩互层产出（Gilder et al.，1996），并沿断裂带形成一系列陆相断陷盆 地，如新余、东乡、信江、金华-衢州等盆地。盆地的形态、规模和产状均严格受该断裂 控制。
构造属性：晚白垩世—古近纪赣杭断陷盆地的主控断裂。

本区断裂发育，总体方向以近SN向为主。断裂类型多样，规模不等，既有超岩石圈断裂（如澜沧江断裂、金沙江-哀牢山断裂），又有壳断裂和岩石圈断裂（如维西-乔后断裂、北莽山断裂），还有更多中、小型断裂（图2-1）。

1.澜沧江断裂带

在三江地区，该断裂呈NW向波状弯曲大致沿澜沧江河谷延伸，为兰坪-思茅盆地西侧边界断裂，由数条近于平行的断裂及破碎带组成（图版1）；向北延入西藏，与班公错-丁青断裂相连，向南经景洪出境与泰国清莱-湄公河-中马来西亚缝合线相连，规模巨大。在重磁、遥感图上均有明显反映，沿断裂带出现地壳厚度梯度带和与其平行的航磁异常。断层面倾向西，倾角较陡，局部直立。断裂西侧出露一套中元古界变质岩系，北部为崇山群，南部为澜沧群。在澜沧群中发育有一条蓝闪石片岩带，据 Sm-Nd 法测定蓝闪石形成年龄为（409.8±）23 Ma（范承钧，1993），表明澜沧群卷入了早期的地块俯冲活动中。海西-印支期断裂带西侧形成了规模巨大的临沧花岗岩岩基。

断裂带东侧，中、晚三叠世发育了近5000 m的火山岩，火山岩由西向东（远离断裂）逐渐减少，反映出印支期火山活动明显受断裂控制。在印支-燕山期断裂带以东地壳强烈下沉，形成了兰坪-思茅中生代坳陷盆地。断裂带北部紧邻断裂的中生代红层，遭受线型动力热流变质作用，远离断裂变质程度逐渐减弱。由此可见，澜沧江断裂带是一条具有长期活动特征的控盆断裂。

图2-1 云南省构造单元及深、大断裂分布略图

2.北莽山断裂

该断裂由维西经兰坪到云龙、永平附近，呈 SN向舒缓弧形延伸，断层面向西倾，倾角为30°～80°，断裂带中片理化、构造透镜体发育。该断裂为中排褶皱束与云龙-江城褶皱束的分界断裂，也是中生代浅变质红层与未变质红层的分界（图版2）。

3.维西-乔后断裂

该断裂位于兰坪盆地东侧，断裂由维西经通甸到乔后，呈330°～340°方向延伸，向北被德钦-雪龙山断裂相截，向南与金沙江断裂相交。南段断层面向 SW 倾，倾角为 80°左右。北段断层面向NE倾，倾角为50°左右。总体来看，越往NW延伸，向南西逆冲的特点越明显（图版3、4、5）。该断层为兰坪-思茅褶皱带与云岭褶皱带的分界。沿断裂有一系列小规模侵入体和火山岩分布，东侧的中生界和上三叠统岩石遭受不同程度的区域动力变质作用，由北向南变质作用有加强的趋势。

4.金沙江-哀牢山断裂带

为兰坪-思茅盆地东缘的边界断裂，北段大致沿金沙江延展，中段被乔后断裂、红河断裂切错破坏，南段经哀牢山延出境外。沿断裂挤压破碎、糜棱岩化极为发育。糜棱岩带西侧为浅变质带，其间发现有蓝闪石片岩，表明其受过强烈的挤压和剪切作用；东侧为深变质带。断裂带对古生代、三叠纪沉积有明显的控制作用，东侧为台地沉积，西侧为槽型沉积。石炭纪—早二叠世沿断裂带发育有准洋脊型火山岩，表明当时为一洋盆环境。晚二叠世火山岩的性质转变为火山岛弧型，表明有板块的俯冲作用。印支初期洋盆封闭，沿断裂带发育有蛇绿岩及蛇绿混杂堆积。洋盆闭合形迹在金沙江断裂带保留较多，而在哀牢山断裂带则为后期的逆冲-推覆作用叠加改造；到喜马拉雅期由逆冲-推覆作用转化为平移剪切走滑，使其构造活动形迹更为复杂化。

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