断裂带

什么是断裂带？

断裂带定义：垮落带上方的岩层产生断裂或裂缝，但仍保持其原有层状的岩层带断裂带（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。

主要断层及其特征

馆陶组沉积期济阳坳陷北部的断裂总体呈北东方向展布，断裂形态以弧形及锯齿状等为主，断裂延伸方向上其走向可以变化较大，主要以 NNE，NE，NEE 等为走向，其次为EW，NW 和 NWW 等走向的断层 (图 2-13、图 2-14)。延续古近系断层边界的 NEE 和近EW 走向的断层构成断裂体系的主体，断裂构造的形态和活动方式受控于边界大断层，从西向东散开，呈帚状展布。断层呈现出分区、分带的特征，各区带断层形态有所差异。1.北界锯齿状和弧形大断裂研究区有两条锯齿状或弧形大断层作为车镇凹陷和沾化凹陷的控凹断层，其一是分隔埕宁隆起和车镇凹陷的埕南断层，另一条则自滋镇断层起，经阳信断层、义南断层、义东断层、埕东断层、桩南断层等构成锯齿状断裂带，该断裂带整体呈 NE 走向，分段拐弯，中间由北西向断层连接，锯齿状展布。(1)埕南断层埕南断层位于埕东凸起的南部，总体上呈弧形向南凸出。断层走向从北西向变为近东西向再变为北东向，长约 120 km，断层向南倾斜。断层面呈弧形向埕东凸起凹入，凹面指向下降盘。断层剖面几何形态为犁形，分支断层多，与主断层构成羽状断层组合，断层落差约 2400 m。东段断层，分支断层减少，组合简单。埕南断层西段 NEE 走向，断面南倾，倾角 48° ，长约 30 km; 中段 NE 走向，断面东南倾，倾角 45° ～ 60°，长 44.2 km; 东段NW 走向，断层西南倾，倾角 35° ～ 67°，剖面上坡坪式，长 48.3 km，3 条基底大断裂自西向东 NEE-NE-NW 向锯齿状连接在一起，是埕宁隆起和车镇凹陷的分界断裂。断层在剖面上上部较陡，约为 60° ～70°，中部变缓至 30°左右，下部又变陡，坡度约为 60°，形成坐椅式断层 (图 2-15)，断层落差约 4100 m。埕南断层下降盘的滚动背斜和正牵引构造都十分发育，在沙河街组内滚动背斜发育，往上上覆地层变形逐渐变弱，馆陶组基本没有滚动背斜和正牵引变形现象 (图 2-15)。沙三、沙四段内发育的滚动断鼻构造较大，宽度近 10 km，延伸约 15 km，北翼较陡，南翼缓。构造内砂层发育，应是良好的储集体。圈闭向上规模变小，在馆陶组内宽度仅为1 km。埕南断层形成于前古近纪，地震反射层断开 Tg2～ T0反射层，馆陶组沉积期有较大伸展量，是馆陶组沉积期主要的断裂活动区，断层生长指数1 ～1.53 (图2-13，图2-14)，最大落差达 340 m。图 2-13 济阳坳陷北部馆陶组沉积早期断裂分布及断层生长指数图图 2-14 济阳坳陷北部馆陶组沉积晚期断裂分布及断层生长指数图图 2-15 埕南断层的剖面形态(2)义南-义东-埕东-桩南 NE-NEE 向锯齿断裂带这一断裂带追踪凸起与凹陷的边界，弯曲转折，NE 和 NW 向交替出现，整体上连成一条线，NE-NEE 向展布 (图 2-16，图 2-17)，在西部与滋镇断层及阳信断层相连。义南断层位于义和庄凸起的南边界，走向总体上为近 NEE 向，延伸可达 30 km。平面上断裂的西段为一犁式-坐椅式断层 (图 2-16)，呈弧形展布凹向凸起，断面南倾，角度较陡 (55° ～60°)，断层分支较少，在弧形凹入处发育二级断阶和 Y 字形组合。到义南断层中段断层向南弯曲，被邵家断裂切截，形成 NE—NEE 向的弧形断裂带，控制着邵家洼陷的最大沉降轴。两个弧形断裂段之间向洼陷凸出的地带形成相对隆起，其轴线与主断裂大体垂直。义南断层东段分支断层与主断层汇合，断层剖面特征为坐椅式、铲式或平面式等多种形式，分支现象明显，形成很多次级断层，使其与邵家断层、罗西断层相连。断层生长指数最大可达 2.14 (图 2-14)，断层落差在馆陶组沉积早期达 130 m，晚期可达 160 m。图 2-16 坐椅式断层 (428 测线地震解释剖面———义南断层西部)义东断层发育于义和庄凸起东边界，与义南断层的东端相切，断裂总体上呈 NE 走向，延伸达 20 km。其伴生断层发育，形成总体倾向东南的断裂带。平面上义东断层也是一弧形断裂带，剖面上为一典型的犁形，新近系倾角较陡，可达 60° ～70°，进入古近系和基底后倾角逐渐变缓，为 25°左右，断层生长指数 1 ～1.1，断层落差可达 50 m。埕东断层位于埕东凸起东部边界，长近 20 km，断层落差一般在 2 km 左右，中部落差较大，南部和北部较小。断层面向东南倾，倾角约 60°，断层的下降盘一般发育两个断阶，构成洼陷边缘陡坡断阶带，控制了孔店组、沙三段和沙四段的沉积，为同沉积断裂带。断裂带的中北部与桩西断层相交，延至桩西地区发育一个断阶。埕东断裂的北段向北延伸规模较小，与桩西断裂相交。桩南断裂带是孤北洼陷与桩西次洼的边界，近东西走向，向西与埕东断层相交，向东与长堤-五号桩断层相交，断裂带长约14km，断层落差在2km 左右，中部落差小，东西部相对较大。断层下盘的东西部有异，西部发育一个断阶，东部发育两个断阶，构成陡坡断阶带，断层面向西倾，倾角约为 45°。馆陶组沉积期，义南断层、义东断层、埕东断层、桩南断层首尾相连，构成一条整体上 NE-NEE 走向的同沉积断裂带。2.坳陷东缘近南北向断裂带济阳坳陷东缘受郯庐断裂的影响，发育一系列 NNE 向断裂带，包括垦东断层和孤东断层等 (图 2-13，图 2-14)。垦东断裂带位于垦东凸起和孤南-富林洼陷之间，起分隔作用。在孤南洼陷的东缘其走向近南北，而在富林洼陷的东缘其走向 NE 至 NNE，略呈弧形弯曲。此断裂带由两条断层构成，倾向为北西、西。孤东断层走向近南北，断面西倾，长 20 km，主体由过孤东背斜中央的两条断层组成，馆陶组沉积早期不活动，晚期活动微弱，落差仅 10 m (图 2-17)。图 2-17 济阳坳陷北部馆陶组沉积早期断裂分布及断层落差图3.凹陷内部主要断裂带济阳坳陷北部凹陷内断层以 NEE-NE 走向为主，错断复杂，可组成多种平面和剖面组合样式。(1)车镇凹陷主要断裂除埕南断层和义东边界大断裂外，曹庄断层、大一断层、大王东断层等是车镇凹陷的主要断裂。曹庄断层 NE 走向，断面 NW 倾，和 21、22 号断层组成右阶雁列式排列 (图 2-17)。馆陶组沉积早期活动强烈，落差大于 30 m，晚期消失 (图 2-18)。大一断层 NW 走向，是一条二级断层，断面 NE 倾，平面形态为向南凸的弧形，区内延伸长度大于 10 km，断层横切大王庄古鼻状构造的倾没部位，在它的下降盘沿其走向发育一系列逆牵引构造，大 37 块就是其中之一。大一断层在沙三段沉积早期开始活动，沙二上—沙一段沉积时期断层活动最强烈，断层落差达 400 m，东营期活动较弱，馆陶组沉积期再一次强烈活动，且早期落差大于晚期，最大落差 70 m。大王东断层是分隔大王北洼陷与郭局子洼陷的边界断层。断层 NE 走向，倾向 SE，倾角 50° ～55°，最大断距达 700 m，延伸长度达 10 km 以上，南部被次级断层复杂化。断层发育始于沙河街组沉积的早期，沙三—沙二下段沉积时期活动最强，此后迅速减弱，馆陶组沉积期重新活动，早期断层落差为 15 m，晚期为 5 m。大 65 断层位于大 65 块北部，是受埕南断层影响而形成的，断层走向大致呈 NEE 方向，倾向南，倾角约 45°，最大断距达 400 m，延伸长度大于 10 km，断层从沙三下段沉积早期开始活动，活动也最强，此后活动强度逐渐减弱，但是东三段沉积期后，其活动强度略有增加; 馆陶组沉积早期活动强度差异较大，早期落差为 10 m，晚期停止活动。9 号断层，位于埕东凸起，断层呈 NW 向延伸，延伸长度大于 10 km。馆陶组沉积早期活动强度差异较大，达 100 m，晚期活动强度有所减弱，断层落差约 10 m。(2)沾化凹陷主要断裂除义南、义东、埕东、桩南、垦东等边界大断裂外，沾化凹陷主要断裂还包括邵家断层、孤北断层、孤南断层、垦利断层以及埕北断裂。图 2-18 济阳坳陷北部馆陶组沉积晚期断裂分布及断层落差图邵家断层是邵家洼陷与四扣洼陷西南部的分界断层，断层走向北东或北北东，东北与义南断层相接，西南延伸至岭 1 低凸起，总长度约 15 km，断层倾向为南东，倾角 65° ～70°，剖面多为平面式或铲式 (图 2-19)。该断层为先期基底断层，活动时期持续至第四纪，同时也是一条同沉积断层。在断陷早期断裂比较明显，整条断面比较连续和平滑，后期不断减弱。在其下降盘发育有多条向四扣洼陷方向的分支断层，使其在平面上表现为羽状展布，并在其下降盘发育小型反转构造，说明该断层很可能具有一定的走滑作用，故推测可能为张扭性断层。邵家断层在馆陶组沉积早期断层生长指数为 1.6，落差达 90 m，晚期基本停止活动。图 2-19 邵家断层 (过沾 18—邵 24 井联井剖面)孤北断层发育在孤岛北侧，为孤岛凸起和孤北洼陷的分界断层，总体走向 NEE，呈弧形展布 (图 2-18)。馆陶组沉积早期较晚期活动稍强 (图 2-17)，落差最大达 25 m。孤南断层发育在孤岛南侧，为孤岛凸起与孤南洼陷的分界断层，总体为走向近 EW 向过渡为走向 NE 的弧形断裂带。馆陶组沉积早期落差达 60 m，晚期活动不明显。垦利断层分隔孤南洼陷与富林洼陷，为一走向近 EW 的断层组，向富林洼陷外凸，馆陶组沉积早期活动。埕北断裂带位于埕北凹陷的北部，为二级断层，向南倾，总体上呈 NW 走向。作为边界其并非是一条单一的断层，而是由 2 条在平面上呈 “人”字形相交、延伸的断层组成(图 2-17，图 2-18)。馆陶组沉积晚期活动强烈，断层落差达 120 m。

　断裂带的研究历史

一、以往工作概述断裂变质带一词是莫柱荪教授在1962年提出来的，它是广东省一条北东向主干深大断裂带，同时又是一条重要的控岩控矿构造带。历年来，不少地质队及教学科研单位的专家学者对该带进行过不同程度的研究工作，取得了不少的地质认识和成果，从而使该带的研究逐步引向深入。1.1962年莫柱荪等的认识及成果吴川－四会断裂变质带一词被提出，至今沿用此名。它位于云开隆起的东缘，包括吴川—禄步以东，八甲—四会以西的广大地区，向西南没入南海，向北可能穿越清远、英德，直达南雄地堑。它由大小断层排列组成，该断裂的方向为NE—NNE，从而构成一个狭长的断裂变质带。该断裂变质带也是广东省一条重要成矿带，钨、锡、铜、铅、锌、砷和黄铁矿等的远景都很好。2.1979年丘元禧等的广东省构造体系图及说明书吴川－四会褶断带位于广东省吴川—四会—线。向北东延至粤北的西牛附近；向南西在吴川县附近隐伏于新生代地层之下，继续往南越过琼州海峡，进入临高县境内，截至昌江县、东方县一带。可追索长700km，是广东省新华夏系主要构造带之一。组成褶断带的主要构造成分包括区域性大断裂、动力变质带、岩浆岩带以及各式褶皱、构造盆地等。总体呈北东20°～30°方向延伸。北东端宽约10km，南西宽达50km，在空间上略似一喇叭状。有人认为：该断裂是一条深大断裂带，可能和郯庐断裂带相连。断裂带的生成可追溯到晚古生代早期，经历印支运动、燕山运动各幕，遭受了强烈的改造，至今活动仍未止息，它是一条长期的、反复活动的褶断构造带。带内较老的构造组分（为华夏系）大都被后来新华夏系构造所强烈改造、归并，原有的迹象难以辨认，故以早晚新华夏系重接复合称之。应当指出的是，在重接复合褶断带的内部，局部尚可将两期构造形迹区分开来。3.1981年《吴川－四会断裂带地质特征及成矿关系》学术讨论会上意见会上主要对断裂带范围的划分提出两种意见。一种认为：城垌断裂和陂面－石菉断裂分别位于阳春盆地的东西两侧，两者断裂性质及含矿性均很相似，所以应把两者划为一组断裂，而不属于吴川－四会断裂带；另一种认为：该带是一条深大断裂带，可能和郯庐断裂带相连，在划分展示范围上宜大不宜小，故应把陂面一石菉断裂和城垌断裂划入该范围之中。4.1982年陈挺光等《广东省吴川－四会断裂带地质特征及成矿关系》专题研究报告报告对断裂带的范围、分布、形态、延伸等方面作了较细的研究，认为断裂带往南西延伸至南海之滨，向北延至清远。整体呈40°方向，组成一个北东撒开、南西收敛的带状断裂系，多次弯曲，形态好像一个倒喇叭。据广东省物探队杨熹云资料，广东省西部区域重磁场平面图表明，在吴川、四会、曲江一带，有一条断续出现、时隐时现的梯级带；两侧重力场差异明显，把整个地区重力场分为东高西低两部分；在重力场分界线附近，集中了一系列呈北东展布的局部航磁异带，它们的总体位置与重力场分界线基本一致。另外利用“南海地质调查指挥部”实测重力资料，计算了通过此断裂的地壳厚度剖面，北部一条，北起怀集、广宁、通过四会至佛山，经计算地壳厚度在四会西北侧最深可达34.9km，在佛山附近最薄只有31.3km，两者相差3.6km；南部一条，在断裂通过部位的西侧最深可达34.6km，在南东侧最薄为32.1km，相差2.5km。认为断裂带往北经韶关与郯庐断裂相会合。根据断裂带两侧重磁异常特征，沿断裂带有基性岩脉出露，认为该断裂带是一条壳内深断裂。从构造形迹及断裂带组合等关系研究，认为它是广东省著名几条北东向断裂带之一，是粤西华夏构造带的重要组成部分，断裂带由十多条区域性主干大断裂、夹持于其间的动力变质带以及与之配套的北西向断裂和派生的旋卷构造所组成。提出了断裂带与黄铁矿、钨、锡、铁、铜、铅、金、银等矿床密切相关，指出石菉弧、天堂弧、肇庆弧分别控制三个斑岩型矿床。关于构造活动的时间，报告明确提出断裂带生成始于奥陶纪，在加里东、印支期相继活动，在燕山运动各幕，经历了强烈的改造，直至现代活动仍未止息，是一条长期的、反复活动的褶断构造带。5.1982年广东省区域地质志该断裂带是广东省内一条重要的深大断裂，在广东省境内长超过800km，总体呈20°～40。方向延伸，影响宽15～20km。断裂带自吴川向北经阳春、广宁插入英德西牛一带，与仁化－英德断裂会合，在韶关附近分二支，一支沿南雄盆地与江西大余－兴国－南城深断裂相接，为任纪舜称吴川－肖山断裂带的部分；另一支往北插入江西逐川，沿赣江北延与郯城－庐江断裂带相连。西南段也明显分为两支，其中一支进入吴川后，潜伏于雷琼断陷之下，在海康乌石港附近插入北部湾；另一支沿阳江织簧断裂下海而进入大竹洲岛。该断裂在粤西区是二级构造单元的分界线；在粤北区乳源和翁源是四级构造单元的分界线；断裂带向西南开口呈喇叭形，它是一条多旋回活动的构造、岩浆、变质带。该断裂带在地球物理上是不同重力、磁场和莫霍面的分界面，反映东侧为上地幔局部隆起区，莫霍面埋深26km；西侧为上地幔凹陷区，莫霍面埋深28km。在航空磁测上，它是一条北东向展布的局部磁场异常带，其位置与重力梯级带相当。因此，该断裂带局部地段巳深切到上地幔，其与幔源分异型、同熔型岩浆演化系列相对应。综合看来，断裂带的活动、形成的早期可能与郁南运动有关，在奥陶纪已具雏形；印支运动崛起，产生了韧性剪切、动热变质、混合岩化作用和岩浆侵位活动；燕山运动活动强烈，岩浆侵入频繁，早期以长江系列（相当同熔型）岩浆为主，与铁、铜、铅、锌等矿床有成因上联系；晚期主要以南岭系列岩浆为特色，与钨、锡、铀等矿床有关。直至挽近期仍有活动。6.1984年覃慕陶等《粤西地区金成矿条件及远景预测研究》报告认为：断裂带南起吴川，北到四会威整（为中、南段）长340km，总体走向为30°～40°，倾向北或南东，倾角40°～70°，断裂带主要由16条断裂和3条动力变质带组成，单条断裂长数公里到百余公里。平面上呈舒缓波状延伸，具左行雁列特征，平行主断裂的次级断裂发育，并见有低序次的旋扭构造，是一条宽阔的区域性韧脆性深大断裂带。活动时间始于奥陶纪，现今还在活动。岩浆活动于印支期和燕山期有很多花岗岩沿断裂带侵入，沿带并有超镁铁质岩分布。地球物理（△T）特征表明，断裂带为两种不同性质的区域性磁场分界线，局部磁异常沿带分布；重力场特征为断续分布的梯级带，东部重力高、西部重力低，呈成对出现的局部异常带。据“南海地质调查指挥部”重力资料计算所得，两侧地壳厚度相差2.5～3.6km。地质上位于两个不同地体拼接带，断裂带两侧莫霍面东浅西深，切穿地壳，属超壳深大断裂。二、研究取得的进展及新成果在前人工作基础上，认真分析研究了以往各家对断裂带的认识及成果，通过本次课题的野外调查及室内研究工作，对认为符合客观实际的予以肯定，对认识不足部分，尽可能补充完善，因此获得了较为全面的认识及成果。1.分布规模吴川－四会断裂带是我国东南沿海属于华夏方向构造系的一条深大断裂带，它的划分范围及延伸，一直是各家争议的热点，本研究基本同意陈挺光等（1982）的观点，并作如下补充说明：（1）断裂带两端延伸，以往许多专家只将断裂带局限于吴川、四会之间，我们认为，如此超壳深大不可能在长仅300余公里即行尖灭，只因北延部位被佛岗东西向构造岩浆带所截，使其构造形迹不显而已。我们赞同广东省区域地质志的看法，向北与仁化－英德断裂会合（本书称之为北段）。至于达韶关以后再向北延伸问题，作者对该区大量的地质、地球物理场资料的综合分析和一定的野外实地调查表明，其主干断裂经仁化、长江、塘洞一带见有宏伟的早晚新华夏系复合构造带，糜棱岩带的宽度达百余米（详见后文）。其与陈挺光等（1982）、广东省区域地质志（1988）的观点一致，江西地矿局杨明桂等也赞同这一观点，即向北经遂江与赣江断裂相接，再北延伸与郯庐断裂承接。至于是否有一支经南雄盆地向北东延伸的问题，我们认为，就目前资料尚感不足，以下几个问题难以解决：①断裂带急剧偏东，即呈北东东走向；②主要断裂带大多切穿燕山期花岗岩和白垩－第三系红层；③主要断裂性质多属扭性，少数为张性。从以上3点来看，其表现恰好反映了新华夏系配套的泰山式构造特征，其间还显示有华夏式成分。至于是否存在华夏系构造，目前尚难分辨出来。断裂带南延问题，我们认为：断裂带向南延至吴川、吴阳附近隐伏于新生代地层之下，再往南延至南海之滨，并被雷琼东西断裂所截。（2）断裂带的规模。断裂带由南往北自吴川海滨至粤赣边界全长550km，主干断裂分布宽度10～30km，影响宽度50～60km，最宽达70km。2.产状形态各断裂呈北东向左行雁排列，总体走向为30°～40°，倾向北西或南东，倾角40°～70°。平面上舒缓波状，平行主断裂的次级断裂发育，是一条宽阔的深大断裂带。上述观点基本与覃慕陶等（1994）早期认识相符。至于整个带的形态，我们认为陈挺光等（1982）描述为倒喇叭较为合适，呈北宽南窄走向北东的倒喇叭状形态。3.断裂组合在陈挺光等（1982）认识的基础上补充完善，即断裂带由22条区域性主干大断裂带、夹持于其间的4条动力变质（剪切）带以及与之配套的北西向断裂和派生的旋卷构造所组成，形成一条规模巨大、组构复杂的断裂带。4.断裂性质它是一条继承性的复合断裂带，是一条以压扭性为主的超壳深大断裂。5.物理场特征根据“南海地质调查指挥部”和广东省物探队杨熹云等（1981）的资料，该断裂带是一条重力梯级带，又是两种不同性质的区域磁场分界线。6.岩浆活动我们认为广东省区域地质志（1988）的论述较为完善，它是一个多旋回活动的构造、岩浆变质岩带。除大量的中酸性岩浆沿断裂带侵入外，覃慕陶、袁正新等还提出沿带有超镁铁质岩分布。7.成矿关系在综合前人对成矿认识的基本上，综合新近一些资料及研究成果，提出如下认识。（1）断裂带与黄铁矿、钨、锡、钼、铁、铜、锌、金、银、砷、铀等矿床密切相关。（2）断裂带主要存在三种不同的控矿形式：①受断裂带或其低序次构造控制的矿床，如产于震旦系中受后期旋卷构造控制的黄铁矿床（大降坪），产于晚古生代盆地中的同生沉积或层控式黄铁矿床（西牛、红岩），产于中新生代断陷盆地中的铀矿床（南雄盆地113铀矿床）等；②产于韧性剪切带中属动力成岩成矿作用形成的糜棱岩型金矿床；③燕山期各类花岗岩浆活动伴随形成的各种内生金属矿床。（3）燕山期不同成因花岗岩控制不同的成矿系列，其中南岭系列（系列Ⅰ）花岗岩控制着钨、锡、铅、锌、银、砷、铀等矿床；长江系列（系列Ⅱ）花岗岩控制着铁、铜、铅、锌、银、金、硫、钼等矿床。（4）受断裂带控制的斑岩矿床是本区一大特色：各类斑岩主要产于燕山期，中酸性斑岩产出相对较早，以伴随产出的铜钼多金属矿床著称，晚期主要以酸性斑岩较多，以伴随产出的锡钼矿床为主；斑岩矿床明显受控于低序次的旋卷构造；斑岩矿床具有一定的分带性，由内向外依次为铜、钼－铜、硫、锌、铅、银－金的分带；构造发育完善者往往形成岩体内部、接触带、围岩“三位一体”的斑岩矿床。三、各家主要认识成果沿革表（表1-1）表1-1　吴川－四会断裂带主要认识成果沿革表续表

地球表面出现的诸多断裂带，是如何形成的？

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，运动频繁，使得岩石层难以承受这种压力，其中一侧上升，一侧下降，就形成了断裂带。第二种原因是地壳向两个不同的方向相对运动，岩石层破裂，在这两个岩石层中间形成了深深的裂痕，时间长了就会形成陡峭的断裂带。二、中国的断裂带郯庐断裂带是东亚大陆上的一条主干断裂带，它在我国境内延伸了2400多公里。这条断裂带规模宏伟，结构比较复杂，是地壳断块差异运动的结合带，也是地球岩浆运动的活动带。它形成于中古时代，经过了很长时间的发展，是一条以剪切运动为主的深层断裂带。在这条断裂带上，会发生程度不同的地震活动。三、断裂带与地震正因为断裂带的存在，所以在断裂带的区域很容易发生地震，而中国位于世界两大地震带环太平洋地震带与欧亚地震带的交汇地位，受到太平洋板块、印度洋板块、菲律宾板块的挤压，使得地震频繁降临。在20世纪，全球共发生过三次8.5及以上的强烈地震，两次就发生在我国。这也就验证了，中国地震活动频繁，强度大，震源浅，是一个地震灾害比较严重的国家。亲爱的读者朋友们，对于地震与断裂带的相关知识，你们现在都明白了吗？如果还有什么不懂的，欢迎在评论区留言。

地球岩石圈有哪些断裂带?

称断层带。地壳或岩石圈中的断裂大多数不只表现为单一断裂面,而是往往由多个断裂面构成一定宽度的断裂带。这个呈带状延伸的区域内,或者由被断裂作用产生的构造岩所占据；或者由许多近于平行的或互相交织的断裂及其分隔的岩块所组成。断裂带有时可由两侧或一侧发育的主干断层构成明显的边界；有时则没有明显边界。断裂带宽几米至数百米,大型断裂带宽可达数十千米；断裂带长度,短者以米计,长者以千米计,最长可达数千千米。断裂带两侧的岩层或岩体,一般都发生显著或巨大的相对位移,位移量有大有小,小者仅几至几十厘米；大者可达数十千米,甚至累计以百千米计断裂带六大板块边上最多，有成千上万条断裂带，许多小的还未能被人认识。

怒江哪里属于地震地带吗

怒江澜沧江地震带--是中国主要地震带之一。海拔5200米，地理坐标为东经94°40′52″、北纬33°45′48″，全长4909千米，流出国后称湄公河（Mekong River），为缅甸、老挝的界河。
由于怒江主断裂和澜沧江主断裂贯穿全境两侧还有派出的纵横小断裂，因而地形十分复杂。怒江州海拔4000米以上的山峰多达40余座。最高峰的为高黎贡山楚鹿腊卡峰，当地人民叫嘎阿嘎普峰，海拔5128米，山顶终年积雪，有长约3公里的现代悬冰川，冰舌前缘下伸到海拔4000米处，最低点为海拔738米的泸水县境内的蛮云村怒江边。

肯底玛断裂带

1.空间展布特征肯底玛断裂作为开心岭隆起南缘边界断裂与其南部的羌塘盆地为界。在研究区东部大体沿天当松扣—肯底玛一线NW-NWW向延伸，在肯底玛之西的盖增洛玛、加茸洛玛一带被第四系覆盖，在加茸洛玛以西可能分为两支，北支沿加茸强玛、特勒沙日姐北一线沿出图外，南支大致沿康巴周钦一线展布。断裂在图幅内出露长度大于120km，宽度一般几十米，在冬曲肯底玛出露宽度达350m。断裂带断面在空间上变化较大，在天当松扣—肯底玛一带断面主体南倾，倾向196°～210°，倾角较小，一般为20°～30°，局部达80°；在加茸强玛、特勒沙日姐一带断面北倾，倾向30°±，倾角60°～65°。地球物理资料表明该断裂在地下深部主断面北倾，在电性剖面上具有明显的高导低阻性质（图4-7），在航磁异常上为南北两个异常的分界线（图4-8），具多期活动特征。该断裂地貌特征及卫星影像特征极为明显，地貌上呈一系列线状展布的沟谷等负地形，卫星影像上呈一线状条带。其北侧出露古近纪—新近纪和晚古生代地层，南侧以中-上侏罗统和上三叠统为主。图4-7 研究区电性结构图图4-8 研究区航磁异常等值线图2.变形特征及运动学标志（1）变形特征沿断裂带岩石强烈挤压破碎，发育大量的构造角砾岩、碎裂岩、构造透镜体和劈理化现象，总体表现出脆-韧性变形特点。在肯底玛南，断裂带南侧的上三叠统巴贡组的构造岩带以强烈劈理化为特征，局部可见早期的片理化岩石又破碎成碎裂岩和断层角砾岩。断裂带内及两侧节理发育。节理多呈近东西向，其内充填石英脉或方解石脉。在肯底玛，断层带内岩层强烈揉皱，可见紧闭的同斜褶皱及大量的牵引褶皱。在断裂带内及两侧发育一系列平行主断裂的次级断裂，多显示强烈的挤压和逆冲特点。（2）运动学标志在整个断裂带中，其南侧上三叠统巴贡组变形明显，发育斜列的透镜体、轴面南倾的紧闭同斜褶皱、劈理S-C组构和不对称牵引褶皱（图4-9），均指示由南西向北东逆冲作用的运动学特点。另外，在构造带中局部也发育早期由北向南逆冲断层的残余，且早期断层受后期逆冲作用改造，此外，在断裂带西部的加茸强玛西，断层带表现为由北向南逆冲的特点（图4-10）。（3）构造期次与时代的划分综合野外路线调查资料，该断裂作为羌塘盆地与开心岭隆起边界断裂，具有多期活动特征，至少存在两期活动。早期由北向南的逆冲推覆变形（D1）：该期断面由于受后期的构造改造和覆盖而不清，根据断裂带深部断面北倾，并在地表保存的残存运动学痕迹，说明断裂带早期表现为向南逆冲的逆断层，并使北侧的石炭系—二叠系地层向南逆冲于南侧的侏罗系和三叠系地层之上。该期活动可能与拉竹龙-金沙江缝合带碰撞造山作用引起的前陆冲断作用有关，并最终随着侏罗纪末期班公湖—怒江缝合带碰撞造山基本定型，该期逆冲作用导致北部开心岭地区冲断隆起，成为隆起区，并为前陆盆地沉积提供物源。图4-9 肯底玛断裂带运动学标志（a）断层带构造透镜体；（b）牵引褶皱；（c）早期逆断层；（d）早期与晚期逆断层改造关系图4-10 肯底玛断裂构造剖面晚期由南向北的逆冲推覆变形（D2）：该期构造变形特征明显，总体表现为断面南倾的逆冲断层，在研究区东部表现尤为明显，断层倾向SW，倾角较缓一般20°～30°，局部稍陡。宏观上表现为断层南部的上三叠统巴贡组和中侏罗统雀莫错组沿断裂带逆冲于北部的古近系沱沱河组和雅西措组之上（图4-11）。本次变形沿断裂发育断层角砾岩、碎裂岩、牵引褶皱、构造透镜体和劈理化带等，同时在断层面上保留有擦痕、阶步，指示上盘上升，下盘下降的逆冲特征，并构成古近系沱沱河陆相断陷盆地的南部边界，使第一期变形岩石进一步改造形成新的断层岩。根据我们对断层带内发育擦痕构造的方解石脉年代学分析，本期变形发生于17.1～19.6Ma，其动力学机制可能与印度-欧亚板块沿雅鲁藏布江缝合带碰撞造山之后的继承性收缩作用有关。

　地质构造背景

浙江横跨“扬子准地台”和“华南褶皱系”两大地质构造单元，其间以绍兴江山深断裂带为界，西北部为“扬子准地台”的一部分，由“钱塘台褶带”和“苏庄台隆”两单元组成；东南部为“华南褶皱系”的一部分，称为“浙东南褶皱系”。据《浙江省区域地质志》（浙江省地质矿产局，1989），自元古宙以来，浙江经历了地槽、地台及陆缘活动等三大发展阶段。神功旋回时期，扬子地台处于优地槽发展阶段，随着神功运动地槽第一次褶皱回返，浙江“陆壳雏形”——龙门山岛链形成。晋宁旋回时期，扬子准地台为冒地槽发展阶段，华南褶皱系进入优地槽发展阶段，晋宁运动使扬子地槽全面褶皱回返，固结形成扬子准地台。华南地槽的东北边缘也被牵动而发生局部（浙江境内）褶皱隆起。加里东旋回（包括震旦纪）时期，扬子准地台进入地台发展阶段，地台盖层沉积厚逾10000m，晚奥陶世出现浊积岩型复理石沉积，因而属于准地台型。华南褶皱系（浙江境内）此时沉积了一套夹有中基性火山岩的砂泥质碎屑建造，具优地槽向冒地槽过渡的特征。加里东运动使华南地槽强烈褶皱回返，浙东隆起成陆，浙西上升形成大型的宽展型褶皱。至此扬子地台和华南褶皱系构成统一的地台，但两大构造单元的隆起幅度显然有较大差别，前者上升幅度小，而后者隆升幅度大。在鹤溪—镇海一线东侧的温州-临海坳陷带中，有晚古生代鹤溪群的沉积。印支运动以强烈的褶皱活动方式在浙江境内形成一系列NE向褶皱和断裂构造，并使之进入了另一个全新的地质历史时期——陆缘活动阶段。由于太平洋板块与欧亚板块的相互作用，地壳运动十分强烈，以断裂为主的剧烈构造变形及大规模的以酸性岩浆为主的喷发和侵入活动是本阶段的最大特色。由于地壳呈现差异性断块升降，沉积建造在时间上和空间上都有很大变化和差别，各地层之间的假整合和不整合极为普遍，表明了本区域在燕山旋回和喜马拉雅旋回时期独特的地壳活动性。综上所述，自元古宙以来，浙江地壳运动经历了不同类型的地壳耦合、交接，又多次改变汇聚、离裂格局和应力状态，构造-岩浆活动频繁，尤其中新生代的火山喷发和侵入作用广泛而强烈，构成了环太平洋岩浆活动带的重要组成部分。

区域地质背景

小秦岭金矿带分布在陕西省东端的潼关、华阴、洛南市和河南省西端的灵宝市，所处大地构造部位属华北地台西南缘华熊地块小秦岭隆起，南邻秦岭造山带，北侧为渭黄凹陷，东西延展140km，是我国重要的太古宙花岗–绿岩带出露地区之一。秦岭金矿处于在太古宙花岗–绿岩带中。认为太华群为矿源层。区域褶皱以开阔的背、向斜为特征。韧性剪切断裂和多组断裂构造发育。该区多期构造岩浆活动和变质作用强烈，具有良好的金成矿地质条件，金、钼、多金属等矿产资源丰富〔6，20〕（图2–1）。（一）地层、构造、岩浆岩1.地层区域上广泛分布的太古宙太华群，为一套高度混合岩化的区域变质岩系。可分为三段：下段为含大理岩夹层的条带混合岩，夹少量透辉石及少量斜长角闪片麻岩；中段为混合岩化程度较高的均质混合岩，条痕、条带状混合岩夹斜长角闪片麻岩类；上段为混合片麻岩、条带状混合岩及斜长角闪片麻岩，底部为厚层石英岩。2.构造太华群在塑性变动期受南北向挤压应力作用，在古老的结晶基底形成了近东西向紧闭的复杂式褶皱带，以后受区域上不同时期、不同方向应力影响，形成复杂的断裂构造体系，控制金矿脉的分布。（1）褶皱：小秦岭总体褶皱形态为一近东西向展布的复背斜，西起陕西提峪，东至河南娘娘山，长约100km，宽约10～20km，自北向南由五里村背斜、七树坪向形、老鸦岔（主）背斜等次级褶皱组成。老鸦岔主背斜：背斜轴线出露于板石山、老鸦岔脑及娘娘山一线。西段褶皱轴线呈东西向，向东为北西西向，娘娘山以东为北东东向，平面展布总体呈反“S”型，两翼不对称，轴面北倾。北翼地层倾角30°～50°，南翼地层倾角60°～80°，在文峪一带地层直立或倒转。褶皱形变的主要时期应为太古宙末。（2）断裂：小秦岭金矿田分布于南界为小河、北边界为太要两条韧性剪切带中间的变质杂岩核体内——太华群隆起带。南、北韧性剪切带控制了小秦岭花岗岩—绿岩带的展布。图2-1 河南小秦岭金矿集中区地质略图太要断裂：西起陕西太要，向东经大湖、灵湖至武家山一带，长度大于75km，宽数十至数百米，总体呈近东西向展布，走向70°～120°，主断面北倾，倾角35°～80°。小河断裂：西起唐家峪，经小河至周家山，长度大于75km，宽数十米至数百米，西段走向近东西，倾向南，倾角65°～85°，东段呈北东向，倾向南东，倾角45°～60°。小秦岭地区的次级断裂以近东西向为主，北西向、北东向和南北向次之。近东西向断裂：控制了成矿带的分布，也是本区的主要控矿构造。按其倾向不同可进一步划分为北倾和南倾两个亚组。在老鸦岔背斜及其南部，以南倾断裂最为发育，如控制S505～S60矿脉产出的断裂，北倾者次之；在五里村背斜及其北部，以北倾断裂最为发育，如F5断裂，南倾者次之。在区域上，南倾断裂具中等倾斜，北倾断裂具缓倾斜。南部的南倾断裂和北部的北倾断裂，规模较大，长达数千米，是大中型金矿的主要储矿构造。前者如文峪金矿、杨砦峪金矿；后者如竹峪金矿、大湖金矿等。北部的南倾断裂和南部的北倾断裂以及中部的同组断裂规模较小，但沿走向和倾斜延伸较大，已发现许多中小型金矿，如马家凹金矿、金渠金矿、出岔沟金矿和桐沟金矿等。该组断裂以含金石英脉—蚀变构造岩为特征，沿走向和倾向均呈波状起伏变化，是以压性为主的破裂结构面。其他各组断裂产状一般较陡，北西向和北东向断裂具扭性特征，近南北向断裂具张扭性特征，沿断裂多被辉绿岩等各类岩脉充填，是区域上的控岩构造。断裂中有含金石英脉分布，在特定构造部位可形成工业矿体。3.岩浆岩区内岩浆活动频繁，自太古宙、元古宙到中生代皆有表现，具多旋回、多期次特点。本区侵入岩以花岗岩类为主，分布有桂家峪岩体小河岩体、文峪–王家峪黑云母花岗岩床以及不同时代的伟晶岩和相当于燕山早期的基性岩脉等。其中，燕山期花岗岩浆活动与本区金矿具有密切的成生关系。文峪–王家峪黑云母花岗岩床：位于太要断裂带南侧文峪—泉家峪—向阳沟一带，总体形态为椭圆形，长轴方向近东西，与区域构造线一致。