区域断裂带 区域性深大断裂带
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。
区域断裂特征~
燕山造山带断裂构造发育，主要有3组不同方向，即EW向、NE向及NW向不同形式的构造带，其中EW向构造带控制着近EW向的钼（铜）多金属成矿带。主要断裂带有康保-围场-赤峰断裂带、尚义-丰宁-北票断裂带、阳原-兴隆-青龙-锦西断裂带、蓟县-平泉断裂带、乌龙沟-上黄旗断裂带等5组区域性的深大断裂带（图1-9）。
（一）康保-围场-赤峰断裂带
此断裂带位于燕辽成矿带北部，近EW向展布，为内蒙-兴安裂陷槽与华北陆块之边界断裂带。断裂活动起始于古生代早期，中生代以来活动较弱，属于隐伏深大断裂带。由重力、磁场异常图（图1-9）可以看出，-125 mGal和-145 mGal孤立异常和50～100 nT低缓磁异常出现在此断裂带北侧，这些异常与古生代裂陷槽的分布有关。此断裂带属于一级超岩石圈-岩石圈断裂，是华北北缘中生代重要控矿断裂之一（任纪舜等，1981）。
图1-9 区域构造纲要图
（据权恒等，1992，修改）
A—重力场异常图；B—磁场异常图
（二）尚义-丰宁-北票断裂带
位于本区中部，在冀北地区呈近EW向展布，至青龙县往东到辽西地区转为NE 向（图1-9）。此断裂带区内长700 km，宽几十米至几十千米。断裂带活动始于太古宙末，延续至中生代，断裂活动比较强烈。它是由挤压破碎带，韧性剪切带及片理化带组成的多期活动的复杂断裂带，断裂带中部南北两侧分布丰宁-隆化及赤城-平泉等次级断裂。由重力异常图可以看出，该断裂带表现为重力梯度带，断裂带位于梯度带南侧；磁场异常图上表现为正负磁场交替带，北正，南负。此断裂带为壳-幔断裂（任纪舜等，1981），对中生代的控岩控矿作用很明显。
康保-围场-赤峰断裂和尚义-丰宁-北票两条断裂构造带构成一条比较清晰的近EW向的钼（铜）多金属成矿带。我国著名的钼矿床，如杨家杖子、兰家沟、莫古峪、大庄科、肖家营子、撒岱沟门等钼矿床受其控制十分的明显。四拨子-六拨子钼铜矿即位于这一多金属成矿带中东段之南侧。
（三）阳原-兴隆-青龙-锦西断裂带
位于区域南部，横穿本区。从西向东，由EW向逐渐转为NE向，与尚义-丰宁-北票断裂近乎平行，长达700 km（图1-9），为岩石圈-壳源断裂。断裂活动始于中元古代早期，中生代活动也比较强烈。此断裂带在重力场上亦表现为梯度带，断裂带位于梯度带北侧；磁场平面图上亦表现出正负交替，北负，南正。该断裂带在密云—喜峰口—青龙一带平面上呈舒缓波状，断面陡倾多在80°以上。局部地段由断层群组合而成。挤压破碎带一般宽数十米，最宽可达200～300 m。糜棱岩、片理化、构造透镜体发育，具压性特征。在青龙县以东地段，中、新元古代沉积具有明显控制作用。同时断裂南北两侧表现为明显的差异性。断裂以北沉降幅度大，自大红峪期开始的各地层沉积单元齐全，总厚可达5000 m；南侧则时有间断，仅井儿峪组齐全。该断裂对有关期次的岩浆活动导控作用明显。在青龙县西部的孤山子分布有古生代晚期的超基性岩，青龙县以东分布有中生代杨家杖子闪长岩、花岗闪长岩，至木头登一带断裂既导矿又切割了中侏罗世的火山岩系。因此，该大断裂具有长期、多期继承性活动特点。它与马兰峪-青龙复背斜、滦县-青龙大断裂共同对杨家杖子闪长岩-花岗闪长岩、肖营子花岗岩等起着导控作用。可以认为杨家杖子岩体与肖营子岩体属燕山早期同源分异产物，同属下地壳重熔岩浆产物。
（四）蓟县-平泉断裂带
此断裂带呈NNE向展布，纵贯本区，起于太行山东麓，向北可能延伸至大兴安岭东缘（图1-9）。断裂活动主要发生于中生代，为压扭性左旋断裂。断裂带与重、磁异常相对应，在重力异常图上，断裂带所处部位EW向重力异常发生弯曲，向NE方向转变，断裂带位于其东侧；磁场平面图上表现为正负交替带，西侧多负异常，东侧多正异常。该断裂控制中生代成矿。
（五）乌龙沟-上黄旗断裂带
乌龙沟-上黄旗断裂带属大兴安岭-太行山-武陵山变形变质带的中段，呈NNE向展布。在冀北地区与前述EW向韧性剪切变形变质带相交叠加时，使其NNE向延伸的构造带发生向NE向偏转（图1-9），构成复杂的构造叠加和改造，并成为冀北地区深成岩浆和热液活动的主要通道。
在区域地质构造演化过程中，一些断裂带活动历史悠久、规模较大，对沉积岩相变化、岩浆活动、构造变形及区域成矿作用具有控制作用，权且统称为“区域性深大断裂带”，现今在地表未必连续或未必明显，但对该区的地质发展、演化有重大影响。现就对本区有重大影响的“区域性深大断裂带”分别概述如下。
(一)盘县－松桃－慈利断裂带
该断裂带呈北东向展布，向北东可能沿幕阜山北麓延至九江甚至更远，向南西延入云南衔接师宗－弥勒断裂带，即区域上的师宗－松桃－慈利－九江断裂带，也是我们所划分的江南造山带北亚带。区域物探资料显示为明显的重力梯度带。
该断裂带北西出露的中元古代地层与上覆新元古代地层之间均呈高角度不整合接触。新元古代早期沉积的板溪群，相对于丹洲群显然处于较稳定的构造环境，震旦纪到中三叠世基本均为浅海台地沉积，从晚三叠世开始逐渐为陆相沉积。除二叠纪的大陆溢流拉斑玄武岩外，没有其他岩浆活动。褶皱变形主要是燕山期，反映出从武陵运动形成褶皱基底后，除有局部抬升外，一直是稳定的地域。
该断裂带南东出露的中元古代地层与上覆新元古代地层之间，由低角度不整合过渡到假整合，新元古代至早古生生代为过渡型(江南型)和活动型(华南型)沉积，新元古代时有大洋拉斑玄武岩浆喷溢和侵入。晚古生代的断块活动导致出现盆、台沉积分异，并在槽盆位区断续有以基性岩浆为主的喷溢和侵入。早三叠世之后，从南东向北西逐渐转为陆相沉积。武陵期之后的变形有加里东、燕山、喜马拉雅等几个时期，发育褶皱和逆冲推覆构造，岩浆活动以中酸性侵入岩为主，出现区域变质作用，在平面上均表现出一定的变化规律。已发现的中低温热液金矿床(点)，几乎均分布于该断裂带的南东，其他某些矿产分布也具如此地域特征，如湘黔地区的金刚石，包括水系出土点的源头，就在该断裂带的南东。
(二)罗城－桃江断裂带
呈北东向展布，北东段呈向北西凸出的弧形弯曲，桃江以东被北西向的南县－醴陵断裂带错断，南移至浏阳附近衔接赣中构造混杂岩带的北界;南西段由三江向南西延至罗城附近，即区域上的罗城－龙胜－桃江－景德镇断裂带，也是我们所划分的江南造山带中亚带。
地球物理资料反映其为岩石圈断裂，两侧岩石圈底界的落差达80km以上(李景平，1996)，电性特征和重力场特征存在显著差异。新元古代的基性火山岩和基性－超基性侵入岩沿其两侧分布，早古生代的沉积岩相变化受其控制。该断裂带两侧尚断续分布加里东期、燕山期中酸性侵入岩，以及印支－燕山期煌斑岩岩体群。
该断裂带两侧，逆冲的断裂－褶皱构造组合极为发育，可见新元古代早期地层逆冲于震旦系又逆冲于寒武系之上。新元古代早期及中元古代地层内部，也存在大型倒转褶皱及走向逆冲推覆断层，劈理化强烈，局部可发生完全的构造置换，反映具韧性变形的特点，后期各种脆性变形相当发育。
该断裂带北西侧平行排列的从江－通道、榕江－会同等断裂带，亦发育韧性、过渡性剪切带及后期叠加的脆性断裂。其中从江－通道断裂带的重力资料呈现为高密度界面坳陷带(袁奎荣，1992)，并向南西延至南丹附近;榕江－会同断裂两侧重、磁局部异常不连续，褶皱轴向展布方位不同，北西侧褶皱轴向北东，南东侧褶皱轴向北北东，夹角约30°。
(三)北海－萍乡－绍兴断裂带
总体走向北东，中段呈向北西凸出的弧形弯曲，向北东经绍兴延入杭州湾，即是我们所划分的江南造山带南亚带，该断裂带两侧呈现较大的差异。
出露的早古生代地层均系活动的“华南型”沉积，褶皱－逆冲推覆强烈，发育多层叠置的缓倾韧性剪切带。晚古生代至早三叠世相对稳定之后，三叠世末即造山隆起，结束了海相沉积历史，中三叠世保存少量陆相湖盆沉积。燕山运动形成的褶皱和断裂发育，向北西应变逐渐减弱。从加里东期至燕山期中酸性岩浆侵入活动逐步增强，燕山期以重熔花岗岩为特征的岩浆活动达到了顶峰，形成了规模巨大的华南花岗岩带。遭受区域变质作用的地层层位和变质程度亦均较高。该断裂带南东地区总体上具造山隆起带的典型特征。
该断裂带中段北西侧，地球物理资料揭示出岩石圈深度显著增大，底界向北西陡倾，以湘中坳陷为中心的岩石圈增厚地域，显出为构造弱化区。
区域断裂带
答：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...
区域断裂特征
答：燕山造山带断裂构造发育，主要有3组不同方向，即EW向、NE向及NW向不同形式的构造带，其中EW向构造带控制着近EW向的钼（铜）多金属成矿带。主要断裂带有康保-围场-赤峰断裂带、尚义-丰宁-北票断裂带、阳原-兴隆-青龙-锦西断裂带、蓟县-平泉断裂带、乌龙沟-上黄旗断裂带等5组区域性的深大断裂带（...
什么是断裂带?
答：断裂带（fault zone）亦称“断层带”.有主断层面及其两侧破碎岩块以及若干次级断层或破裂面组成的地带.在靠近主断层面附近发育有构造岩,以主断层面附近为轴线向两侧扩散,一般依次出现断层泥或糜棱岩、断层角砾岩、碎裂岩等,再向外即过渡为断层带以外的完整岩石....
区域深大断裂
答：山阳-凤县断裂带(F2):该断裂带在磁场不同类型图像上显示条带状正负异常分界特征，重力图上只能根据异常错位或二导异常加以辨认，但深源区域场反映不够明显，说明该断裂的切割深度可能只限于上地壳。凤县-山阳断裂带在柞水以西与商丹断裂带复合，其西段受南北向区域断裂带切割。该断裂带两侧中泥盆统的沉...
断裂带的组合及其基本特征
答：一、断裂带的组合 断裂带主要由20多条主干断裂和4条大的动力变质带(剪切带)组成,每条断裂长数公里至百余公里不等,平面上大多呈舒缓波状延伸,具左行雁列特征。主断裂旁侧的平行次级断裂发育,局部有分枝复合现象,断裂带的走向北东,断裂面的倾向北西或南东,有些为沿走向反复倾转的高角度断裂。主干断裂旁侧见有低...
主要断裂构造带
答：该断裂是华北板块北缘断裂,大致沿北纬42°线东西向延展,是华北板块与北部的内蒙板块的重要地质构造分界线。断裂带由于行政区划原因分为东西两段。该断裂可能形成于新太古代末期,长期活动,控制两个一级构造单元的发展,沿断裂带发育了大量古生代岩浆岩。 西段在康保附近,根据最新区域地质调查资料,主断裂出露位置与区域地...
断裂带的形成及发展历史
答：依据地质建造和改造两个方面结合起来追溯构造带和构造体系的成生发展过程的原则,参照前人对吴川-四会断裂带发展历史的研究结果,本文认为它是一条具有长期发展历史的断裂构造带,由于断裂带正好位于云开隆起与粤中坳陷接触带,故认为应受到寒武纪前基底构造制约,而作者对其先前构造活动情况,暂不予以追述,现将它的发生、发...
断裂带的划分
答：断裂带中间上部有部分中阻沉积，下部为中高阻电性层形成的一个向东南倾斜的狭窄岩性带。这个断裂带在这个位置上正位于大兴安岭-太行山-武夷山重力梯级带的东侧。F10断裂:位于卧牛河镇西北侧。重力图上向西北倾，延深16km。电法图上倾向与重力一致，但延深超过20km。F11断裂:位于卧牛河镇东南侧。重力、...
断裂带的划分
答：大兴安岭断裂(F21):重力图上反映向西倾斜，延深达23km。电法图反映的倾向和延深与重力图的类似，同样是两个大岩体的分界线。从电法图上看，F20、F21可合称为大兴安岭超壳断断裂带。即头道桥-鄂伦春自治旗深断裂。F22与F23断裂:均为重力图的反应，前者向西倾，后者向东倾。延深均在7.5km左右。这两...
地球表面出现的诸多断裂带,是如何形成的?
答：断裂带是由地壳相互挤压形成的。它也可以叫做断层带，是由主断层带和两侧破碎的岩石块以及若干次级断层带组成的地带。在靠近主断层带的附近，有很多构造岩石，他们以主断层面为轴线，向两侧不断扩散，一般会出现断层泥或者碎裂岩石。一、断裂带的形成断裂带的形成有两种原因。第一种原因是地壳相互挤压，...
