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，如果能碰巧解决你现在面临的问题，希望能够帮助到您。

古老的变质岩在历史的长河中历经磨难 ，它大部分时间身陷地下深处
，遭受不同期次应力的作用，多期变质加多次变形 ，使得变质岩成为各类小构造的“集散地 ”且构造形迹群独具特征
，现择主要内容叙述如下：

（一）变质岩区的褶皱

1.基本概述

变质岩区的褶皱大多数是岩层处于地壳较深部位，受到应力作用而产生变形的 ，其变形所处的温压条件不同且历经多期变质、多期变形的叠加，使得变质岩区的褶皱极其复杂 。

在野外同一露头上或一个小范围内
，既可看到紧闭的同斜褶皱，又能见到相似褶皱；既有平卧褶皱 ，又有歪斜褶皱；甚至还可目睹到紧闭的尖棱褶皱和开阔的圆顶褶皱共生等现象
。更为复杂的是：在变质岩区时常能看到晚期剪切褶皱叠加在早期压扁褶皱上；末期开阔的褶皱又叠加在剪切褶皱上以及早期的窗棂构造被拧成麻花状
，早期的轴面片理变形形成圆筒状褶皱，甚至成流褶皱等。

在变质岩区填图中 ，变质岩中的褶皱变形常伴随物质的迁移
，使许多原来厚度不大的矿层，经顶厚褶皱作用后形成大型工业矿床 。如我国五台山某铁矿 ，磁铁石英岩在地层中厚仅2m
，而在褶皱转折端处厚度达百余米
。

值得指出：在野外面对千姿百态，复杂的褶皱 ，千万不要产生不知所措 、茫无头绪的念想。我们应牢牢地抓住“标志层
”这个纲
，所谓“纲举目张”，再复杂的地质现象也会释然 ，做到心中有数，井然有序了 。

2.褶皱类型

变质岩区褶皱复杂
，不仅形态多变，而且成因机制各异
。在进行褶皱形态描述时或表达褶皱几何形态时 ，现行的分类方案是五花八门的。如按褶皱要素（两翼夹角大小
、轴面产状、枢纽产状或枢纽与轴面倾角）分类 、等斜线褶皱分类（Ramsay,1967）
，褶皱形态（正交剖面的）几何形态分类以及褶皱的空间相对方位和褶皱的对称类型分类等 。这些分类在构造地质学中已有介绍，不再赘述。

在研究变质岩区构造时 ，有学者根据岩层所处不同构造层次对应力反映的不同
，把褶皱划分为下部发育流褶皱
、中部发育压扁褶皱，上部发育剪切褶皱 ，浅部层次发育无劈理的等厚褶皱就很有新意
。

按我国在前寒武纪变质层状岩石发育的五台山地区填图的工作实践
，对变质岩层褶皱中层理与片理及不同期次面理特征和几何关系进行归纳，划分出的三种主要褶皱样式（图4-21） ，有一定的借鉴和指导意义。现简介如下：

图4-21 α、β 、γ三类褶皱特征图

（引自房立民等
，1991）

（粗线示层理；细线示片理或劈理）

α型褶皱：它是指紧闭褶皱中，片（劈）理在褶皱的翼部与层理平行 ，在转折端与层理斜交的那些褶皱，属于紧闭同斜褶皱类型
，与等斜线分类中的Ⅱ型
、Ⅲ型褶皱一致 。

β型褶皱：它是比较紧闭的褶皱，片理与层理处处斜交 ，没有彼此平行区段
。这类褶皱轴面通常是直立的
，歪斜至倒转。大体上相当于等斜线分类中I c型褶皱 。

γ型褶皱：它是比较开阔的那类褶皱以不产生轴面劈理为特征
。轴面一般直立或歪斜。在等斜线分类中属Ⅰb型 。

上述三类褶皱，从构造层次的层面上来看：α型褶皱一般在地壳较深部位形成 ，多属弯流褶皱；β型褶皱所处的部位
，一般要比α型浅，介于弯流褶皱到弯滑褶皱之间 ，在变质岩区较新的地层中比较发育
。通常见于显生宙造山带
，大部分属剪切机制形成；γ型褶皱所处的部位更高，经常是变质岩区最晚一次褶皱 ，与岩层粘度比有关。

（二）叠加褶皱

1.叠加褶皱的概念

早期褶皱形成后经过后期褶皱的叠加
，称为叠加褶皱 。若以层理作变形面形成的褶皱，称为层褶；若以片理作变形面形成的褶皱 ，称为片褶；若以脉状、墙状 、层状等侵入体作变形面形成的褶皱，称为脉褶
。

2.叠加褶皱的识别

（1）重褶现象：在露头上见褶皱的同一切面上不仅有先存褶皱轴面的重新弯曲
，而且还有相应的双重转折，使褶皱呈钩状（图4-22a）。在褶皱范围内出现双重的褶皱要素（图4-22b） ，是判断叠加褶皱最可靠的标志 。

图4-22a 甘肃某地航片显示具双重闭合重褶的钩状叠加褶皱的素描

（引自徐开礼等
，1983）

图4-22b 五台山地区重褶露头素描图（五台群条带状绢英片岩原大1/10）

（引自房立民等，1991）

（2）封闭构造（饼状）现象：当早晚期褶皱要素不平行时 ，露头上将会出现一系列封闭状态（饼状）的各种图案（图4-23）。它们既可由层理显示
，也可由片理显示构成褶皱
。应注意它们与结核、包卷层
、枕状构造等沉积作用形成的构造图形的区别。

图4-23 五台山饼状构造

（条带状绿泥黑云片岩素描原大1/5）（引自房立民等，1991）

（3）新生构造有规律的弯曲：一般意味着新生褶皱变形面在新的构造应力场的又一次变形（图4-24） 。

（4）填图区内不同方位的面理有规律的交切及广泛发育倾竖褶皱是判别叠加褶皱的标志（图4-25）
。

（5）大型褶皱转折端处发育横切大轴面的小褶皱（亦称大脑袋）说明有褶皱叠加存在（图4-26）。

图4-24 河北迁安铁矿向形构造剖面图

（引自徐开礼等 ，1983）

S1—早期片理褶皱轴面；S2—晚期褶皱轴面

图4-25 河南嵩山嵩山群不同时期面理叠加褶皱

（转引自房立民等
，1991）

图4-26 大脑袋现象

（转折端处有横切大轴面的小褶皱）

（引自徐开礼等，1983）

（6）原生示顶构造与褶皱构造指向矛盾：若肯定这期褶皱是纵弯褶皱或剪切褶皱 ，当出现褶皱指向地层新老关系与示顶构造指向矛盾的现象时
，亦表明该露头上至少经历了两期褶皱 。

同时需要指出：切忌在个别露头上看到某一种褶皱构造的叠加，就认定整个地区的构造都发生叠加 ，在褶皱不协调现象强烈发育地段尤应慎重
。

（三）面理类型及置换样式

1.面理类型

包括劈理、片理 、片麻理和糜棱面理等。

（1）劈理

这是一大类型样式繁多
、成因各异的面理是变质岩区的特产，如破劈理、滑劈理 、流劈理等 。它们不仅反映了不同的变质机制
，也同时代表了不同构造变形的环境
。

1）破劈理：最显著的特征是破裂面无新生矿物定向排列，在破裂面所分割的微劈石中 ，先期面理不受改造。破劈理以其在岩石中的密集性和透入性而区别于节理 。它通常在未变质或弱变质的岩石产出
。

2）滑劈理：它切割先期面理（板劈理
、片理）
，且微劈岩石中的先期面理而不变形，仅沿剪切破裂面滑动 ，产生新生层状硅酸盐矿物
，引起先期面理的微褶。它可形成区域性劈理 。

3）流劈理：这种面理主要发育在板岩中。它是由肉眼可辨的细小的片状或板状矿物定向排列而构成的一种面状构造
。在岩石中呈透入性分布，是浅变质系岩石中广泛发育的一种面理。

（2）片理

它是发育在片岩中的一种面状构造 。由肉眼可见的片状、柱状 、板状或长轴状结晶矿物定向平行排列构造的面理
。通常在中深变质岩中发育 ，早期片理往往具有透入性特征
，分布均匀。

（3）片麻理

在由粒状矿物组成的岩石中，由于岩石中伴有部分呈断续定向分布的片状或柱状矿物 ，使岩石构成一种片麻状构造
，亦称片麻理 。它在重结晶程度高的中深变质岩中（片麻岩）广泛发育，亦常为条带状或条痕状构造
。这在高级变质区是最为特征的。

（4）糜棱面理

发育在韧性剪切带等高应变带内的一种透入性面状构造 。岩石处在塑性或塑－脆性不同程度的变形状态 ，形成的糜棱岩化系列岩石
。当变形作用强烈时，变质分异明显
，粒度减小而均匀，常形成具有条纹与条带状构造。对糜棱面理的研究 ，是研究韧性剪切作用的一项重要内容
，也是识别韧性剪切带存在的重要标志之一 。

2.面理置换形式

面理置换就是一种面理被另一种面理改造或代替的现象
。

面理置换最简单的方式，正如特纳和韦斯的褶皱四阶段换位图解所示。这种方式在浅变质区是经常可以见到的 ，以物理换位方式进行
，出现新生面理不同程度地改造先期面理（见表3-4） 。

在我国《1:50000变质岩区域地质填图指南》中将面理置换形式给予形象化的3种不同面理置换形式（图4-27）。

图4-27 面理构造置换形式及样式类型分布示意图

（1）“W ”形置换形式（简称“W
”型）

它代表先期面理（Sn）被新生面理（Sn+1）在不对称褶皱的陡翼上产生局部置换的一种形式
。Sn与Sn+1多为截割关系，原有褶皱的完整性未破坏 ，先期面理的完整性保存较好。

（2）“N”形置换形式（简称“N ”型）

这个类型是一种过渡置换型式 。它是随着压扁作用增强
，新生面理（Sn+1）对先期面理（Sn）的置换已较明显，原有的褶皱样式已遭明显改造 ，褶皱多呈钩状残片或呈新生面理（Sn+1）内的片内钩状褶皱
，但通过钩状褶皱或残片还可建立起原有褶皱的现象
。

（3）“I
”形置换形式（简称“I”型）

它是一种完全置换形式。原有的褶皱已几乎殆尽，先期面理和岩性层也几乎全部被改造并平行于新生面理（Sn+1） 。有时 ，偶尔可以在新生面理带内见有先期面理褶皱的透镜体或岩条的残片
。当面理置换到此等程度时，岩石中“新生岩性层 ”产生
，在区域上常呈线形条带状岩系延伸，勿将其视为岩石产状。

（四）韧性变形带

1.基本概念

对岩石中呈连续过渡的递进变形高应变带称为韧性剪切带；在变质层状岩石中 ，当剪应变量达到一定值岩石变形出现宏观上的不连续状况时
，称为韧性断裂，后者往往有明显强弱变形分界面（图4-28） ，二者合称韧性变形带（也属狭义韧性剪切带） 。他们是岩石受力产生递进变形演化阶段的不同产物（图4-29）
。

图4-28 韧性变形带的两种构造样式

a—韧性断层；b－韧性剪切带

韧性变形带是地壳中深层次变形的产物
，是深部地壳中一个构造薄弱带。它通常构成地壳内一个线形的热液蚀变带
、退变质带、线形构造岩浆侵入带和成矿带，经风化剥蚀而表露于地表 。因此 ，研究它们是窥视地壳深部构造变形作用的一个重要窗口
。

韧性变形带的规模可大可小
，规模宏大的韧性变形带延伸可达数千米，宽数十米；规模小者只有手标本的毫米级。就形态而言 ，古老的韧性变形可以被后期构造变形影响而发生褶皱
，造成形态多变，而较新的韧性剪切带常常是呈线形展布 。

韧性变形带发育在块状岩石中 ，通常形成由弱至强连续过渡的应变糜棱岩带，并常具有递进变形的一系列特征
，它无明确的变形边界，这在变质侵入岩中或厚层的块状岩石内（如石英岩 、厚层大理岩等）常有发现。韧性变形带在层状岩石中 ，通常是与褶皱作用的面状构造置换以及顺层滑脱作用等密切伴生
，导致变质岩层状岩石中出现十分特殊的变质构造岩带
。

图4-29 韧性剪切带递进变形模式

（据张家声，1988 ，有修改）

2.类型

按现代对断裂构造层次的概念
，Sibson（1977）提出的断层双层模式为大家所熟知，但随着研究工作的不断深入使得韧性变形带的构造层次概念不断发展和深化。在我国《1:50000变质岩区域地质填图指南》中按构造相的基本观点 ，将韧性变形带分为3种主要类型：

（1）浅部构造相韧性变形带：与变质相的绿片岩相的形成空间大体相同；

（2）中部构造相韧性变形带：与角闪岩相的形成空间大体相同；

（3）深部构造相韧性变形带：与麻粒岩相的形成空间大体相同 。

不同构造相中的韧性变形带有其各自特征性的矿物组成和变质构造岩特征（表4-2
、4-3）
。

在秦岭－大别造山带南北两侧的基底岩系中
，发育有两个区域性的断裂系统，即自早古生代以来长期发育、继承性活动明显的NWW向至近EW向断裂系统和晚期（中 、新生代）发育的NE—NNE向断裂系统。这两个区域断裂系统的继承性发育 ，控制着南华北地区盖层构造系统及组成其单元的形成和演化 。它们与基底岩系及其各种构造成分一起
，构成了研究区的基底岩系中的构造系统
。

图2-6 华北南部地区中新生代盆地分布与区域构造关系图

（据徐汉林等，2003b ，修改）

F1—栾川－固始－肥中断裂；F2—郯城－庐江断裂；F3—焦作－商丘断裂；F4—夏邑－涡阳－麻城断裂；F5—商水－沈丘断裂；F6—砖楼－淮阳断裂；F7—叶县－鲁山－淮南断裂；F8—襄城－郏县断裂；F9济源－巩县断裂；F10—五指岭断裂；F1—1青羊口断裂；F12—武陟断裂；F13—中牟断裂；F14—聊城－兰考断裂；F15—凫山断裂；F16—宁陵－曹县断裂；F17—单县断裂；F18—丰沛断裂；F19—宿北断裂：F20—板桥断裂；F21—五河断裂；F22—尚塘集断裂；F23—颍上断裂；F24—太和断裂；F25—嵩沟－淮南断裂；F26—亳州－界首－光山断裂

1.NWW—近EW向断裂系统

该断裂系统以秦岭－大别造山带为界，分为南北两个部分。该断裂体系走向与秦岭－大别造山带走向一致
，在平面上自西而东大致呈帚状展开，陕西丹凤以西为近EW 向走向 ，在河南省境内主要为NW 走向
，向东逐渐向南北撒开（图2-7） 。其成因可能与扬子板块和华北板块的多期次拼合，以及秦岭－大别造山带的形成演化密切相关
。

图2-7 华北南部地区西南部区域构造与断裂体系

（据杨巍然 ，1987
，补充）

1—西峡盆地；2—后太古宙造山带；3—太古宙地体；①宜阳－临汝－漯河深断裂；②洛南－确山－合肥深断裂；③商县－桐柏－舒城深断裂；④丹凤－西峡－应山深断裂；⑤山阳－随州深断裂；⑥镇安－淅川－均县深断裂；⑦白河－襄樊－广济深断裂；⑧焦作－商丘断裂

（1）秦岭－大别造山带北侧NWW-EW向断裂系统

该断裂系统的北部发育于华北南缘断褶带和北秦岭－北淮阳构造带上，主要成分包括图2-7上的：①宜阳－临汝－漯河深断裂；②洛南－确山－合肥深断裂；③商县－桐柏－桐城深断裂。这些断裂都具有长期发育、继承性活动性强的显著特征 ，对研究区南部的中新生代盆地发育具明显的控制作用 。其中
，商县－桐柏－桐城深断裂为研究区的南界
。此外，在研究区北部还有一条重要分界性断裂——焦作－商丘断裂（图2-6中的F3） ，也是一条经历多次构造活动并具走滑性质的基底断裂。

宜阳－临汝－漯河深断裂 该断裂又称三门峡－鲁山－舞阳－阜阳－淮南断裂
，是华北板块稳定区与其南缘构造带的大致分界（图2-7中①） 。这是一条倾向S或SW
、上陡下缓、间歇活动并切入地壳深部的大断裂，不同时期的不同活动方式决定了该断裂两侧的地质差异（图2-8）。该断裂在航磁图上表现为串珠状异常 ，ΔT平面化极磁场为线性异常带和梯度带
。在化极上延5km图上该带为不同异常分界线和负异常带。上延10km为负磁异常带和零值线 。重力异常特征表现为线性梯度带
。由此可见，该断裂为一条深断裂带。根据航磁ΔT曲线正演计算结果
，该断裂断面倾向为SSW 。在化极上延10～20km 航磁图上，该断裂将华北南部地区划分为南北两个不同的区域磁场 ，构成上述新太古代太华群高级片岩区和新元古代登封群花岗－绿岩区的分界
。其形成时间可能较早
，属印支期秦岭－大别造山带向北冲断形成的冲断体的前缘主冲断裂，燕山期除继续发生由南向北的冲断外 ，还发生右旋走滑活动
，由此控制了谭庄－沈丘早白垩世走滑拉分盆地及沿断裂带产出的燕山期中酸性岩浆侵入与喷发活动。该断裂在谭庄凹陷南缘大体与新生代新桥断裂（叶鲁断裂）一致，是该断裂在古近纪由逆转正的结果 。在324地震测线（图2-9）上 ，断裂下部显示石炭－二叠系逆冲于下白垩统之上
，而上部则表现为正断层，新生代反转特征显著
。这种现象表明 ，构造应力场有过重大转变。

图2-8 河南鲁山韩梁煤田青草岭逆冲推覆构造

（据石铨曾等
，1988）

1—太古宇；2—砂岩；3—石灰岩；4—页岩；5—炭质泥岩；6—白云岩；7—碎屑灰岩；8—中元古界马家河组；9—下二叠统山西组

图2-9 谭庄凹陷南缘地震解释剖面

324测线，显示石炭－二叠系逆冲于下白垩统之上

洛南－确山－合肥深断裂 该断裂又称栾川－确山－固始断裂 ，走向NWW，终止于郯庐断裂
，长达550km，向下切割至古老基底 ，是华北板块与秦岭－大别造山带北缘的分界断裂（图2-7中②） 。该断裂以北为华北板块南缘稳定沉积区
，以南为北秦岭沉积区
。断裂两侧的地层层序 、古生物
、沉积岩相与建造以及变质作用和构造特征等均有较大的差别。在航磁异常图上表现为：该断裂以北地区为平缓的正负磁异常，以南则为NWW向串珠状正负交替异常区（河南省地质矿产局 ，1989） 。断裂带附近各期次岩浆活动异常发育。断裂带内及其两侧分布着古元古代混合花岗岩、中新元古代巨厚火山岩系 、早古生代酸性侵入岩及中生代花岗岩与中酸性侵入岩等
，表明为长期活动的深大断裂
。在元古宙—早古生代，推测该断裂属南倾正断裂 ，是华北型克拉通稳定沉积与北秦岭裂谷－被动陆缘型沉积的分界。至晚古生代
，成为华北型克拉通稳定沉积与北秦岭－北淮阳前陆型沉积的大致分界 。而至印支－燕山期，发生了大规模向北逆冲活动 ，同时伴有右旋走滑
。

商县－桐柏－商城深断裂 商县－桐柏－商城深断裂也称商丹断裂带（图2-7中③）
，沿北秦岭南缘和大别山北缘延伸上千千米，是秦岭主造山期的板块俯冲碰撞缝合带

张国伟 ，刘少峰，程顺有.1997.秦岭－扬子－华南油气地球物理综合解释剖面研究报告

。在该带内残存着新元古宙和古生代两类不同性质的蛇绿岩和火山岩——新元古宙为小洋盆型
，古生代则为多岛弧型；带内发育线型－碰撞型花岗岩（323～211Ma;U-Pb,Rb-Sr），而其北侧则成带分布两期俯冲型花岗岩[（793+32）Ma至659Ma,487～382Ma;U-Pb,Rb-Sr] ，并有自南而北地球化学极性显示向北俯冲碰撞效应；在其北侧与洛南－确山－合肥深断裂之间
，发育有早古生代中
、晚期（500～400Ma）的构造岩浆杂岩带，包括丹凤群火山杂岩带、云架山－二郎坪火山杂岩带和岛弧基性 、钙碱性岩浆杂岩带（周鼎武等 ，1995）
，代表了活动陆缘挤压型构造－岩浆作用环境；该带还断续分布有石炭－二叠纪弧前沉积，其中的信阳—商城一线 ，沉积了大于7000m 厚的盆地相复理石建造和海陆交互相含煤建造；该带现今以不同时代
、不同性质、不同构造层次的断层或韧性带（211～126Ma;U-Pb,Sm-Nd）为骨架
，包容混杂着上述诸多类型与来源的岩块，形成多期复合的构造混杂岩带 。该断裂带自新元古代末以来就是扬子板块和华北板块的分界线 ，后来又成为秦岭与华北板块的接合带
。这一切表明
，该带曾有一个消失了的显生宙有限洋

张国伟，刘少峰 ，程顺有.1997.秦岭－扬子－华南油气地球物理综合解释剖面研究报告

。

焦作－商丘断裂 该断裂位于济源 、焦作
、兰考、商丘一带，走向近EW
，长400多千米，断距落差高达1000～6000m ，纵向延伸至太古宇
，是两种不同方向构造的分水岭，也是华北南部地区的北界 。断裂面在大部分地区向南倾斜 ，且倾角较大
，局部地区向北陡倾
。断裂以北的构造线走向为NNE向或近SN向，而断裂以南的构造线走向为近EW 向或NW W向。断裂西段（焦作以西）裸露地表 ，构成了山区与盆地的分界
，相对高差从数百米至近千米 。沿断裂分布有宽数十米至数百米的动力变质岩带，并有新元古界变辉绿岩和闪长岩
。在封丘 、兰考一带分布喜马拉雅期玄武岩、安山岩及酸性火山岩 ，东部杨山一带发育有燕山期花岗闪长岩和辉长岩
，说明该断裂形成早
、切割深，属于长期活动的深断裂。该断裂在布格重力异常图上显示为断续的梯级带 ，而在延津、商丘虞城 、夏邑一带则表现为陡变梯级带，表明上述地区断层两侧的岩层密度差较大
，南侧为上升盘，由下古生界组成 ，北盘为下降盘
，由厚达3000m以上的古近系组成 。在航磁异常图上，民权至商丘之间出现一个磁异常梯级带 ，构成了正
、负磁场分界线
，表明太古宇基底发生了明显的错动。在商丘以西为北升南降，在商丘附近则为南升北降 ，反映该断层是一条经历多次构造活动并具走滑性质的基底断裂
。

（2）秦岭－大别造山带南侧NWW—EW向断裂系统

该断裂系统的南部发育于随州－桐柏－大别地块内（图2-7）
，主要成分包括：图2-7中的④丹凤－西峡－应山深断裂；⑤山阳－随州深断裂；⑥镇安－淅川－均县深断裂；⑦白河－襄樊－广济深断裂。图2-7中前述4条深断裂主要对造山带内部的造山隆起和山间裂陷起控制作用 。其中，白河－襄樊－广济深断裂为造山带与扬子稳定地块之间边界断层；后面3条深断裂向南东延伸至湖北、安徽境内后 ，收敛于九江一带
。在野外露头和卫星照片上可以看到
，这些NW—NW W 向断裂系统通常为NE—NNE向断裂系统所截切 、错移。由于这些断裂多分布于研究区外侧，就不再赘述了 。

2.NNE—NE向断裂系统

研究区内的晚期NE—N NE向断裂大致与郯庐断裂（F2）平行（图2-6） ，除郯庐断裂带外规模较大者为嵩沟－淮南断裂（F25）
、夏邑－涡阳－麻城断裂带（F4）、亳州－界首－光山断裂（F26） 、聊城－兰考断裂（F14）
、宁陵－曹县断裂（F16）和青羊口断裂（F11）
。

这些断裂从东往西有逐步由NNE向NE偏移的趋势，除了郯庐断裂带（F2）、夏邑－涡阳－麻城断裂带（F4）和亳州－界首－光山断裂（F26）之外
，规模均比近EW—NWW向断裂小，并且断续出现。其中 ，位于该区中部的夏邑－涡阳－麻城断裂由3条不连续 、呈右行雁行排列的走滑断层组成 。在商城—麻城之间
，该断裂的北段断面倾向NWW，而南段则倾向SEE ，断面倾角在70°左右
。这从一个侧面反映了该断裂具有走滑断层的性质。沿断裂带发育了糜棱岩
、断层角砾岩和碎裂岩
，糜棱岩中的黑云母单矿物40Ar-39Ar同位素等时线年龄为（226.6+12.6）Ma（王义天等，2000） ，属印支期产物 。这些构造岩的形成
，与秦岭－大别造山带内部由南向北的逆冲推覆构造相联系
。该断裂应是与冲断体基本同时或者是稍微晚于冲断体形成的捩断层，是一条在NS向挤压应力场中形成的与逆冲推覆构造几乎直交的垂直于造山带走向的横向走滑断层。

资料表明 ，夏邑－涡阳－麻城断裂形成于扬子板块与华北板块的碰撞后期
，其形成后活动十分频繁，不仅对南北两大板块的碰撞后期和折返过程具有控制作用 ，而且在横向走滑的转换调节下，在断裂的南部导致了断裂两侧地块（红安地块和大别地块）的差异升降以及二者的相对旋转
，从而影响了大别造山带的构造格局 。现今沿夏邑－涡阳－麻城断裂的地震活动也时有发生（湖北省地质矿产局，1990）。这表明夏邑－涡阳－麻城断裂具有长期活动性 ，是一条强烈的构造应力集中带
，在秦岭－大别造山带以及华北南部地区的演化过程中具有重要的意义
。

正是这些NNE—NE向和EW—NWW向断裂及其组成的基底先存断裂网络，控制了白垩纪—古近纪裂陷盆地 ，例如三门峡、洛阳 、鹿邑、板桥
、新桥等的形成和演化
，使得研究区中、新生代构造系统出现如前所述的东西分行 、南北分块的格局。这些中新生代的小型断陷盆地，早期都以NW向断裂与NE向断裂为边界 ，具有规模较小及分散发育的特征
，直至新近纪才发展成为统一的NNE向大型坳陷 。它们的形成演化，一方面可能受到秦岭－大别造山带隆升期后的区域性拉张作用控制 ，另一方面还可能受到汇聚的俯冲岩石圈折返时的蠕散作用控制
。

3.基底岩系的构造格架

华北南部地区的基底结构
、形态及性质比较复杂
，而且不同盆地（坳陷）的基底结构与构造特征存在着较大的差异。这种差异在区域航磁异常图上表现为异常形态和数值的不同——航磁异常在平面上也具有南北分带、东西分块特征 。例如，北部的开封坳陷 ，基底为前寒武系变质岩系，包括太古宇和古元古界
，具磁性
。其中，成武 、鱼台位于正异常区 ，推测基底为太古宇；济源
、开封、民权 、黄口位于负异常区
，推测基底为古元古界（图2-10）。根据地质与物探资料分析，该区前寒武系基底有3种岩相（图2-11）：①第一类 ，具有强磁性的古－中太古界刚性岩块
，属辉石－角闪麻粒岩相；②第二类，具中等磁性的古－新太古界刚性岩块 ，属角闪片麻岩相；③第三类
，具弱磁性的新太古界—古元古界软性岩块，属混合岩及中－浅变质岩相 。

由于基底不同岩相的分布与组合构成两种基底结构：

图2-10 开封坳陷及邻区航磁ΔT上延10km等值线图

图2-11 开封坳陷及邻区前寒武系基底岩相结构图

1）单层基底：主要为第一类或第二类基底岩相以及两者相结合组成的基底 ，该类基底的岩石时代较老
，均属太古宇，变质程度较深 ，刚性较强
。

2）双层基底：由第三类基底岩相与第一类
、第二类基底岩相共同组成，其主要特征是发育不同厚度的古元古界中—浅变质岩系
，其下方可能还有太古宇，二者组成双层结构。这类基底由于古元古界较软 ，故总体刚性不及单层基底 。

已有资料表明
，在研究区北部的中牟凹陷、民权凹陷和黄口凹陷，基底主要由第二类和第三类基底岩相组成 ，以双层基底为主；而济源凹陷 、成武凹陷和鱼台凹陷
，主要以单层基底为主，由第一类和第二类基底岩相组成
。在研究区中部的周口坳陷 ，基底（岩）均为华北地块的古老的太古宇—古元古界结晶岩。在研究区南部的合肥坳陷
，基底（岩）由元古宇—太古宇变质岩系组成，所引发的磁异常沿断层走向呈近EW向的条带状分布 。大致以肥中断裂为界 ，其北为华北陆壳型变质结晶基底
，新元古—古生界以稳定地台型（台地－陆棚相）沉积为主；向南渐变为华北被动陆缘过渡壳型结晶基底，新元古界—古生界主要为斜坡－盆地相沉积。在合肥坳陷西侧的信阳坳陷 ，基底岩系为元古宇秦岭群和下古生界泥盆系歪庙组（河南省地质矿产局，1989）
。

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