断裂系统

主控断裂与断裂系统~

断陷边界主干伸展断层的几何学、运动学特征对盆地的形态、次级构造带的形成和分布、沉积充填都有明显的控制作用。盆地内部断层的分布和活动取决于：①区域构造作用的方式、方向、大小及其演化；②基底和边界先存断层及其活动情况。③盆地沉积物力学性质的变化。它们在统一应力场的作用下有规律性地分布和活动。因此，主控断裂性质、分布特征、活动和演化对于裂陷盆地形成及演化、油气演化及分布具有重要控制作用（张枝焕、童亨茂等，2008）。
（一）主控断裂
根据对地震资料系统的构造解析，识别和确定了长岭断陷的主控边界断裂和断陷内的主控断裂，其中断陷的主控边界断裂有：红岗—龙沼镇断裂、苏公坨断裂、龙凤山断裂和孤店 伏龙泉断裂；断陷内的主控断裂有大安断裂，大安东断裂、水字镇断裂、查干花西断裂、达尔罕断裂、乾安断裂等（图2-3）。
1。红岗 龙沼镇断裂
红岗—龙沼镇断裂是长岭断陷北部区域的西部主控边界断裂（图2-3）。红岗—龙沼镇断裂为北北东走向，向北越过长岭断陷继续向北延伸，向南延伸情况在不同反射层上表现出明显的差异：在T5和 反射层上，红岗—龙沼镇断裂和苏公坨断裂连在一起，构成一条断裂（称之为红岗—龙沼镇—苏公坨断裂），在 和T4反射层上到512测线附近尖灭，在长岭断陷区内断裂的长度约70km。在长岭断陷区内断裂平均走向为N25°E左右。断面形态以平板式为主，是长岭断陷北部地区在裂陷阶段的主控边界断裂。
红岗—龙沼镇断裂在裂陷阶段长期活动，到泉头组沉积后，断裂停止活动。从滑距分布图上（图2-7）可以看出，红岗—龙沼镇断裂在火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组底界滑距分别为：360～3030m、60～2010m、60～360m、60～54m，最大累计滑距超过3000m.断裂活动强度从北向南不断减小，直至到512测线附近尖灭。总体是一张性正断层，在火石岭组—沙河子组期间存在少量的走滑位移分量。

图2-7 红岗—龙沼镇断裂不同地震剖面滑距分布图

从断层的活动强度由北向南减小的特征分析，红岗—龙沼镇断裂对沉积的控制作用从北向南不断减小，对火山岩的控制作用也应该存在这一趋势。
2.苏公坨断裂
苏公坨断裂是长岭断陷南部区域的西部主控边界断裂（图2-3），和红岗 龙沼镇断裂一样为北北东走向。向北大体和红岗—龙沼镇断裂连在一起，向南与龙凤山断裂相接后断距变小，逐渐消失。断裂的长度约30km。在长岭断陷区内断裂平均走向为N30°E 左右。断面形态以平板式为主，其次是铲式，是长岭断陷南部地区在裂陷阶段的主控边界断裂。
苏公坨断裂在裂陷阶段长期活动，到泉头组沉积后，断裂停止活动。断层性质与红岗—龙沼镇断裂一样，总体是一张性正断层。
断层的活动总体是中间大，两侧小。该断裂与龙凤山断裂和孤店 伏龙泉断裂共同构成断陷南部区域的主控边界断层。
3.龙凤山断裂
龙凤山断裂是长岭断陷南部区域的西南部主控边界断裂（图2-3）。龙凤山断裂为北西走向。不同反射层上延伸长度存在差异，其中T5 和 反射层的延伸长度约为60km，到T4反射层长度变小，约为40km。断裂平均走向为SE55°左右。断面形态以铲式为主，是长岭断陷南部地区在裂陷阶段的主控边界断裂。
龙凤山断裂在裂陷阶段长期活动。到泉头组沉积后，中段和西段继续活动，但在坳陷期的断距已比较小，在后期的挤压活动中没有受到明显影响，没有产生反转；东段则到泉头组沉积后停止活动。从滑距分布图上（图2-8）可以看出，龙凤山断裂在火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组底界滑距分别为：1460～4000m、1010～2300m、830～2200m、30～1240m，最大累计滑距超过4000m。总体是一扭张性正断层。

图2-8 龙凤山断裂不同地震剖面滑距分布图

由于龙凤山断层的铲式形态，在断裂活动过程中，产生强烈的滚动，是查干花背斜带形成的主控断层之一（与孤店—伏龙泉断裂联合控制查干花背斜带的形成）。
从区域构造上分析，龙凤山断裂是在大型基底先存断裂基础上发育起来的，推测该断层是切穿整个岩石圈的断裂，直接与软流圈沟通，容易成为火山通道。从火山岩的分布特征分析，龙凤山断裂对火山岩的厚度分布起强烈的控制作用，估计是长岭断陷内对火山作用起最重要控制作用的断裂之一。
从龙凤山断裂活动强度在平面上的变化特征分析，中段和西段对火山岩的控制作用相对更为强烈，向南对火山岩的控制作用应逐渐减小。
4.孤店 伏龙泉断裂
孤店—伏龙泉断裂是本项目研究新识别的一条断裂，该断裂是长岭断陷南部区域的东北部主控边界断裂（见图2-3）。孤店—伏龙泉断裂为北西走向。长岭断陷区内延伸长度超过80km。断裂平均走向为SE50°左右。断面形态以铲式为主，有的地段是平板式，是长岭断陷北部地区在裂陷阶段的主控边界断裂。
孤店—伏龙泉断裂在裂陷阶段长期活动，到泉头组沉积后，大部分继续活动，但在拗陷期的断距已比较小，在后期的挤压活动中没有受到明显影响，没有产生明显的反转。从滑距分布图上（图2-9）可以看出，孤店 伏龙泉断裂在火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组底界滑距分别为：1400～4600m,730～3690m,250～2300m,280～1000m，最大累计滑距超过4600m。总体是一扭张性正断层，但不同的段落存在一定的差异：西北段走滑位移的分量相对较大，向东走滑位移的分量减小。

图2-9 孤店—伏龙泉断裂不同地震剖面滑距分布图

与龙凤山断裂一样，由于断裂的铲式形态，在断裂活动过程中，产生显著的滚动，与达尔罕断裂一起联合控制查干花背斜带的形成。
从区域构造上分析，孤店—伏龙泉断裂也应该是在大型基底先存断裂基础上发育起来的，推测该断层也是切穿整个岩石圈的断裂，直接能与软流圈沟通，容易成为火山通道，对长岭断陷内火山作用起重要的控制作用。
5.大安断裂
大安断裂位于长岭断陷北部区域，是大安低凸起的西部边界主控断裂（图2-3），和红岗—龙沼镇断裂一样为北北东走向。向北延伸出长岭断陷，向南到552测线附近消失。断裂的长度约40km。在长岭断陷区内断裂平均走向为N33°E 左右。断面形态为铲式，是长岭断陷南部地区大安低凸起的西边界主控断裂。

图2-10 大安断裂561测线不同反射层滑距分布图

大安断裂除了在裂陷阶段长期活动外，在白垩纪末期的挤压构造作用中发生反转，T3及以上反射层都有逆冲位移，而在拗陷期间，该断裂没有明显活动。从滑距分布图上（图2-10）可以看出，大安断裂在火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组底界滑距分别为：2450m、1740m、930m、120m，最大累计滑距超过2500m，断裂活动强度由北向南逐渐变小。该断裂在裂陷期间主体是一张性正断层，白垩纪末期后转变为压性逆断层。
断层的活动在长岭断陷区域内强度从北向南不断减小，到552测线附近消失。该断层的消失与孤店－伏龙泉断裂的存在有关，孤店—伏龙泉断裂的西北段具有变换断层性质。
该断层活动强度很大，是断陷内部一条重要的控制性断裂。由于断层的活动强度在长岭断陷内从北向南不断减小，对地层的沉积和火山岩活动控制作用也存在同样的变化趋势。
6.大安东断裂
大安东断裂也是断陷北部区域的主干断裂，是大安低凸起的东部边界主控断裂（图2-3），北北东走向，和大安断裂一起共同控制大安低凸起的形成和演化。向北延伸出长岭断陷，向南也到552测线附近消失。断裂的长度约45km。在长岭断陷区内断裂平均走向为N29°E左右。断面形态为铲式，是长岭断陷北部地区大安低凸起的东边界主控断裂。
与大安断裂不一致，大安东断裂只在裂陷阶段活动，在白垩纪末期的挤压构造作用中没有发生反转，断裂没有切割T3及以上反射层，在拗陷期间该断裂也没有明显活动。从滑距分布图上（图2-11）可以看出，大安东断裂在火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组底界滑距分别为：3350m、2370m、530m、560m，最大累计滑距超过3350m，断裂活动强度由北向南逐渐变小。该断裂在裂陷期间主体是一张性正断层，伴有少量走滑位移，裂陷期后基本停止活动。

图2-11 大安东断裂561测线不同反射层滑距分布图

断层的活动在长岭断陷区域内强度从北向南不断减小，到552测线附近消失。同样，大安东断层的消失也与孤店—伏龙泉断裂的存在有关，孤店—伏龙泉断裂的西北段具有变换断层的性质，起传递位移和变换构造性质的作用。
该断层的活动强度很大，是断陷内部的一条重要控制性断裂。受该断裂强烈活动的影响，乾安次凹中新生界沉积物的最大厚度超过8000m。该断裂活动强度在长岭断陷区域内从北向南不断减小，对沉积和火山岩的控制作用也应存在同样的趋势。
7.查干花西断裂
查干花西断裂是长岭断陷南部区域内的断裂，是查干花断背斜带的主干断裂（图2-3），北西走向，和达尔罕断裂、乾安断裂一起切割查干花背斜带，使查干花背斜带成为复杂的断背斜。断裂向西北延伸进入乾安次凹后消失，向东南到498测线附近消失。断裂的长度约60km，从T5反射层到T4反射层，断层的长度不断减小。断裂平均走向为165°左右。断面形态为铲式，是长岭断陷南部地区断陷内的主干断层之一。

图2-12 查干花西断裂不同地震剖面滑距分布图

查干花西断裂只在裂陷阶段活动，在白垩纪末期的挤压构造作用中没有发生反转，断裂没有切割T3及以上反射层，在拗陷期间该断裂也没有明显活动。从滑距分布图上（图2-12）可以看出，达尔罕断裂在火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组底界滑距分别为：210～1910m,280～1180m,250～790m,110～320m，最大累计滑距近2000m。断裂活动强度中间大，两侧小。该断裂在裂陷期间主体是一扭张性正断层，裂陷期后停止活动。由于断层延伸方向和断陷区域伸展方向存在一定的夹角，该断裂在活动过程中应表现为扭张的性质，即除了在地震剖面上表现出的正断层位移外，还应存在一定的走滑位移。
该断层的活动强度很大，是断陷内部的一条重要控制性断裂。从地震资料反射特征来看，该断裂深部向下存在断面波，说明该断裂切割岩石圈的深度较大，是在基底先存断裂基础上发育起来的。该断裂对地层沉积的控制作用虽然不是特别大，但应该是火山活动中岩浆的重要通道，对该区域火山活动有一定的控制作用。
8.达尔罕断裂
达尔罕断裂是长岭断陷南部区域内的断裂，也是查干花断背斜带的主干断裂（图2-3）。该断裂发育在查干花背斜带的中部，NNW 走向。断裂的长度约30km，从T5反射层到T4反射层，断层的长度不断减小。断裂平均走向为165°左右。断面形态为铲式，是长岭断陷南部地区断陷内的主干断层之一。
达尔罕断裂只在裂陷阶段活动，在白垩纪末期的挤压构造作用中没有发生反转，拗陷期间也没有明显活动。从滑距分布图上（图2-13）可以看出，达尔罕断裂在火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组底界滑距分别为：460～1580m、260～1430m、390～970m、30～780m，最大累计滑距超过1600m，断裂活动强度中间大，两侧小。该断裂在裂陷期间主体是一张性正断层，裂陷期后停止活动。由于断层延伸方向和区域伸展方向存在一定的夹角，该断裂在活动过程中应表现为扭张的性质。

图2-13 达尔罕断裂不同地震剖面滑距分布图

该断层的活动强度比较大，也是断陷内部的一条重要控制性断裂。从地震资料反射特征来看，该断裂深部存在一向下延伸很深的断面波（图2-14），说明切割岩石圈的深度很大，表明该断裂应该是火山活动中岩浆的重要通道，对该区域火山活动起重要的控制作用。由于达尔罕断裂通过中石化的三维地震工区，位于达尔罕断裂上的火山通道在三维地震资料上有清晰的显示。

图2-14 达尔罕断裂深部断面波

9.乾安断裂
乾安断裂是长岭断陷南部区域内的断裂，也是查干花断背斜带的主干断裂（图2-3）。该断裂发育在查干花背斜带的中东部，NNW 走向，断裂平均走向为153°左右。断裂的长度约70km，从T5反射层到T4反射层，断层的长度不断减小。断面形态为铲式，是长岭断陷南部地区断陷内的主干断层之一。
乾安断裂只在裂陷阶段活动。从滑距分布图上可以看出（图2-15），乾安断裂在火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组底界滑距分别为：470～2800m、260～2250m、110～l250m、170～770m，最大累计滑距超过2800m，断裂活动强度中间大，两侧小。该断裂在裂陷期间主体是一扭张性正断层，裂陷期后停止活动，断裂扭张性质是由于断裂延伸方向和区域伸展方向存在一定的夹角造成的。
该断层的活动强度很大，是断陷内部的一条重要控制性断裂，对地层沉积起重要的控制作用，对该区域火山活动也应起重要的控制作用。

图2-15 乾安断裂不同地震剖面滑距分布

（二）断裂系统分布特征
1.断裂系统的组系和方位
区域上主要有两个组系的断裂：NNE向和NW 向（图2-1、图2-3），与基底的主要断裂走向一致，从而可以得出区域断裂与基底的先存断裂有密切关联，很大程度上受到基底断层活动影响。除NNE向和NW 向的断裂外，还有少量近SN向和近EW 向的断裂。
2.断裂系统的规模
根据断层的规模、长度以及对断陷的控制作用，可将区域内的断裂划成三个等级：一级断裂（断陷边界主控断裂）、二级断裂（构造带的控制性断裂，或/和主干断裂）、三级断裂（延伸较短，对地层沉积无明显控制作用，只起调节作用的次一级断裂）。
断陷内一级断裂有：红岗—龙沼镇断裂、苏公坨断裂、龙凤山断裂、北正镇断裂和孤店—伏龙泉断裂。二维工区内不属于长岭断陷外的一级断裂有：松原断裂和孤店断裂。一级断裂规模往往很大，常作为断陷的主要边界断层，对区域的地层沉积起控制作用，同时往往对区域的火山岩分布起到控制作用。
断陷内的二级断层：大安断裂，大安东断裂、乾安断裂、水字镇断裂、达尔罕断裂、查干花西断裂、新立断裂和乔家店断裂等。二级断裂规模往往也很大.对构造带的形成和演化及对沉积起重要的控制作用，对火山岩的形成和分布也往往起重要的控制作用。
断陷内的三级断层：三级断裂规模通常较小，延伸较短，对构造带的形成和演化及地层沉积无明显控制作用，只起调节作用的次一级断裂，对火山岩分布无控制作用。
3.三区维断裂系统
由于大区域地震测线的密度很小，很难反映小型断层的分布特征，而三维地震资料则正好可以弥补这一不足。根据“不协调伸展”理论，小型断层对确定区域伸展方向有重要意义。
长岭断陷三维地震资料主要集中在达尔罕断裂带地区，区域内主要断层为查干花断层，其走向近SN向，并横穿三维工区。在三维工区内，按断层的规模和断层的分布特征，将断层分为三个带，即查干花主断裂带、查干花次一断裂带和查干花次二断裂带，在查干花次一断裂带和查干花次二断裂带中间存在一变换断层带— Y—S4井变换断层带。
查干花的次级断裂带的断层主要为SN 走向，它们是在区域伸展构造作用和在查干花断层控制及影响下形成的，断层走向是区域构造伸展方向和查干花断层延伸方向的综合反映。

雪峰山—湘东南地区现存的褶皱—断裂系统和大量局部构造，除有些明显产生于前印支期外，大都形成于中生代的印支期—燕山期，各期古隆坳都卷入了这些褶皱—断裂系统之中，其原来的面貌悉被掩盖。
晚三叠世—早侏罗世，雪峰山西北缘——浏阳一线之北的武陵山区为升降运动；界线之南卷入的中泥盆统—下三叠统等地层全面褶皱变形，基底亦受影响，产生叠加应变。该期构造运动，在雪峰隆起区表现了继承性和改造性并举的特点：①早期韧性剪切带均为后期断层继承性活动地段，具有由东向西断裂带拓宽迁移之特点；②顺山脉纵向逆断层发育，具有东向西挤压逆冲运动兼右行平移之特点；③前泥盆纪褶皱地层由东向西的逆冲—再褶皱作用较为强烈，使雪峰隆褶加剧并持续上升；④沿黔阳断裂前缘凹陷沉积的上古生界地层产生向西弧形弯曲褶皱带。在邵阳块体区，构造变形具有过渡型色彩，一系列南北走向弯曲的褶皱和纵向断层构成疏密带，即宽疏处褶皱以侏罗山式为表现特征，紧密处以逆冲推覆褶皱——飞来峰的构造形式出现，两者间广泛发育多层次滑脱，加里东褶皱基底整体卷入，并以与之相适应的穹隆表现；在涟邵块体，以颇具规模的向西凸出的“祁阳弧”为主体；在衡耒块体，以耒阳—桂阳褶皱带为代表，呈南北走向S形伸展；在湘东南块体则以北北东向走滑断裂带及走滑山链等为基本表现形式，并以立交桥式横跨在由东西向武陵—雪峰山造山带和华南加里东造山带组成的拼合褶皱基底上。
中侏罗世—早白垩世的燕山运动，影响面广、强度大，它使湘西北地区武陵褶皱基底上的巨厚块体全面褶皱；湘中南等地区加里东褶皱基底上的构造变形产生分化，北北东向隆起与凹陷相间排列，与之相适应的等间距大型滑覆断裂带形成，以强烈的壳熔岩浆活动和多金属成矿活动为基本表现特征。中白垩世后，受东亚壳体陆缘扩张所产生的向西水平挤压力的影响，一方面使印支期以来的挤压盆地变形向西迁移；另一方面，无论属隆起区或坳陷区的盖层都继承性向西逆冲推覆滑脱，形成不同规模的推覆构造和滑覆构造，终以现今构造格局展示。同时，在山脉隆起带内或山脉之间，从西北到湘东南产生局部的引张或出现块断性的隆升，形成晚白垩世红盆。雪峰山区的山间盆地、衡阳盆地、湘东南的诸多盆地等都与晚白垩世至新生代的拉张有关，但这并未改变基本格局。
印支期—燕山期的构造变形决定了中新生代构造变形格局和变形块体区块划分，大量局部构造虽然与新生代构造变形有关，但是主要构造线方位和变形块体区块的划分，则是在加里东期奠定的各期古构造的基础上，由中生代构造运动的继承改造和演变的结果。

中国断裂构造的空间展布，明显受大陆内部不同块体之间相互作用，以及中国大陆与周边板块之间相对运动所产生的复杂应力场所制约，而且其中继承性的大型断裂系，在不同阶段，其断裂是变化的。根据断裂系统与主要构造域之间的相关性，可以把断裂系统分为四个大的系统，即古亚洲、特提斯、贺兰山-康滇和华夏-滨太平洋等断裂系统。

（一）古亚洲型断裂系统

主要发育在古亚洲构造域，主干断裂走向近东西，可以有次一级的波状变化。自北而南依次为准噶尔-兴安（西伯利亚板块南缘）、天山-赤峰（塔里木-华北陆块北缘）、阿尔金、昆仑-秦岭北带（塔里木-华北陆块南缘）和昆仑-秦岭南带（扬子陆块北缘）五个断裂系。各断裂系除近东西向的主干断裂之外并有一套发育程度不等的派生断裂，其中包括近南北向的张性断裂，以及北东东—北北江和北西西—北北西向的“X”形断裂。在塔里木南缘地区的阿尔金断裂系具有明显的左旋走滑的性质。

（二）特提斯型断裂系统

包括古特提斯、新特提斯和右江三组断裂系。①古特提斯断裂系，由澜沧江结合带、金沙江地壳拼接带和怒江地壳拼接带等组成，断裂走向呈反“S”状，断裂系中段近东西向，伴有南北向张裂带，西端北翘，东南段呈右旋走滑。②新特提斯断裂系，以雅鲁藏布结合带为主干，西段略向南弯，东延到察隅地区急转南下，喜马拉雅地区具明显的逆冲带性质。③右江断裂系，以右江、紫云-南丹断裂为主干的北西向左旋走滑断裂。

（三）贺兰山-康滇型断裂系统

以贺兰山至康滇一带南北向断裂带为主体。攀西地区为绿汁江、安宁河和小江等三条南北向断裂形成于元古宙。中、新生代以来受到特提斯、滨太平洋两大构造域的复合作用，成为纵贯中国大陆的南北向断裂系。

（四）华夏-滨太平洋型断裂系统

除了在断裂带基础上继承发展的歙县-德兴和绍兴-萍乡-北海结合带之外，主要包括两组断裂系：①北东向断裂系，主要发育在东南沿海地区，以逆冲断裂为主，有南澳-香港、丽水-莲花山、崇安-河源、抚州-遂川、长寿街-双牌等断裂。在接近沿海部分断裂走向朝南西西偏转，派生有北西向断裂和东西—北东东、南北和北北西向一对十分发育的剪裂面。②北北东向断裂系统，主干断裂走向北北东，并具左旋走滑的性质，其中包括大兴安岭-武陵断裂系，郯庐断裂系，伊兰-舒兰和敦化-密山断裂系，赣江、宜黄-宁都和鹰潭-安远断裂系等。台湾断裂系由台东纵谷结合带和西部的前陆逆冲带等一系列断裂所组成。

目前已知的规模和深度较大的断裂带，主要是不同块体的拼接带、裂谷（陷）的边界断裂和地块的转换断层等，这些“大断裂”多数是一组配套的断裂-裂隙系，而且往往具有长期发育、多期活动的继承性特征。断裂系在近地表的脆性介质中产状较陡，往深部随着介质的脆性降低、韧性增高而产状逐渐变缓，其下延深度可达中、下地壳的高导层或莫霍面，部分断裂带已影响到上地幔软流圈。这些深断裂带对我国的岩浆活动有重要制约作用。

随着对断裂带研究程度的增高，在古老的变质基底和造山带地区发现和厘定了越来越多的韧性剪切带，这些韧性剪切带都以发育糜棱岩带、构造片岩带和箭鞘褶皱为特征。在正常情况下，大部分韧性剪切带是深部剪切应变作用的产物，随着构造层次的由深变浅，可以从韧性向脆性转化，但在特定的构造环境、高的热流和应力条件下，在中生代的岩系中也可以出现韧性剪切带，这类剪切带往往又被后生的破裂所叠加，这种变形过程与叠加的热液蚀变对金矿的成矿的多次富集非常有利。

近期的地质和地球物理调查资料表明，我国多期、多层次的推覆构造十分发育，规模较大的推覆距离可达数十公里，有的大型推覆体的位移距离越过100km。我国已知的推覆构造主要特点是：①逆冲推覆与造山作用过程相伴生，而且出现在造山带的变形强烈的地带，尤其发育在前陆褶皱逆冲带。②逆冲推覆的位移方向因地而异，但是规模较大、层次较深的逆冲推覆构造多数指向前陆地带。③逆冲推覆和走滑断裂常有相互联系和制约的关系，即走滑断裂常常构成推覆构造的边界或转换带，而某些平移幅度大的走滑断裂又可以推动两侧岩体发生逆冲推覆。④逆冲推覆和滑脱构造之间也有一定的内在联系，即逆冲推覆常常发生在造山过程的早、中期，而滑脱构造则多半见于造山过程的晚期或期后阶段；逆冲推覆在空间上往往发生在造山带的中深层次，而滑脱构造则多半见于造山带较浅的层次。我国西部古生代造山带的有些金矿化就发育在滑脱构造作用阶段。

一般区域性深大断裂为控岩构造，次级断裂或裂隙带为控矿构造，两组或多组断裂的复合交汇部位是成岩成矿的有利部位。

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