什么是逆冲推覆构造？

1.逆断层、逆冲断层与逆冲推覆构造基本概念

逆断层是断层的上盘沿断层面相对向上滑动的断层。根据断层面倾角的大小，可分为高角度逆断层和低角度逆断层。高角度逆断层面倾斜陡峻，倾角大于45°。有些学者将高角度逆断层与正断层统一归属于高角度断层。倾角小于45°的逆断层称为低角度逆断层。

逆冲断层是位移量很大的低角度逆断层，其倾角一般在30°左右或更缓。逆冲断层常常显示出强烈的挤压破碎现象，形成构造角砾岩、碎粒岩和超碎裂岩等断层岩，沿逆冲断层还常常出现劈理化、节理化、剪切带或各种复杂揉皱，这些构造常呈带状排列，或呈交织穿插状。逆冲断层以前也称“逆掩断层”。推移距离在数千米（通常为5km）以上的大逆冲断层可称为推覆断层或逆冲推覆断层（图6-17）。推覆断层上盘因从远处推移而来，故称为外来岩块（体）；下盘相对未动称为原地岩块（体）。推覆体就是一种外来岩块（体），因总体呈平板状又称逆冲岩席。逆冲断层及其上盘推覆体（逆冲岩席）组合而成的大型至巨型构造称为逆冲推覆构造或简称推覆构造。逆冲推覆构造主要产出于造山带及其前陆，是挤压或压缩作用的结果。

当逆冲推覆构造发育地区遭受强烈侵蚀切割，将部分外来岩块剥掉而露出下伏原地岩块时，表现为在一片外来岩块中露出一小片被断层圈闭的由较年轻地层组成的原地岩块，地貌上常常成为凹陷和洼地的负地形，这种现象称为构造窗（图6-18）。如果剥蚀强烈，外来岩块被大片剥蚀，只在大片被剥露出来的原地岩块上残留小片孤零零的被断层圈闭的外来岩块，称为飞来峰（图6-18）。飞来峰常常表现为在原地岩块的较年轻地层中残留一小片由断层圈闭的较老外来岩块地层。飞来峰在地貌上常常成为陡立的孤峰。

图6-17 逆冲推覆构造

2.逆冲推覆构造几何特征和扩展方式

逆冲推覆构造包括逆冲断层及逆冲岩席两部分。逆冲断层（面）的几何形态是研究逆冲推覆构造的关键。据研究，自然界单条逆冲断层（面）很多情况下表现为台阶式，即由长而平缓的断坪与短而陡的断坡交替构成（图6-19）。断坪常平行软弱岩层发育，断坡则以高角度切过强硬岩层。台阶式断层（面）在变形轻微产状平缓的软硬岩系交替发育的地区最为明显。典型的台阶式结构见于南阿巴拉契亚造山带前陆的美国松树山断层（图6-20）。

图6-18 飞来峰和构造窗的形成发育过程（A→B）及平面图（C）

（据M.Mattauer，1980）

图6-19 逆冲断层的台阶式结构（断层面上盘揭去）

（转引自朱志澄等，1990）

f—断坪；r—断坡

图6-20 美国南阿巴拉契亚松树山断层的台阶状结构和无根褶皱

（据Horris，1977）

逆冲岩席是逆冲断层的上盘，一般变形较强烈，1934年，Rich在研究美国松树山断层时发现，在断层转折处逆冲岩席会出现褶皱，这种褶皱明显与断层面的转折有关，故称断层转折褶皱，它们终止于断层面而不向下盘延续，故又是无根的褶皱。

逆冲推覆构造扩展方式有两种：前展式（图6-21）和后展式（图6-22）。前展式中每一新的逆冲岩席发育在老逆冲岩席的下盘，各逆冲岩席依次向逆冲方向扩展。后展式中每一新逆冲岩席发育在老逆冲岩席的上盘，各逆冲岩席依次向逆冲来源方向或腹地扩展。因此在前展式中位置最高或最后侧的逆冲岩席形成最早；在后展式中，位置最高的逆冲岩席形成最晚。自然界中前展式是最常见的逆冲扩展方式。

3.逆冲断层构造组合型式

逆冲断层虽然可以单条产出，但更常见的是由走向相近的若干条逆冲断层成束产出，形成一定的组合型式，主要组合型式可以概括为以下几类：

图6-21 前展式逆冲断层发展顺序

（据R.H.Butler）

1～3为发展顺序；箭头示扩展方向

图6-22 后展式逆冲断层发展顺序

（据R.H.Butler）

1～3为发展顺序；箭头示扩展方向

（1）叠瓦式（状）逆冲断层

叠瓦式逆冲断层是逆冲断层中最主要、最常见的组合型式。一系列产状相近的逆冲断层，其上盘依次向上逆冲，剖面上成叠瓦式（图6-23，6-24）。

叠瓦状构造常常表现为前（上）陡后（下）缓，即成凹向上方（盘）的弧形。叠瓦式逆冲断层的各条断层向下常汇拢成一条主干断层，总体呈帚状。

图6-23 江苏茅山南段花山—带叠瓦式逆冲断层

（据江苏煤田地质勘探公司）

图6-24 江苏茅山北段顶宫一带叠瓦式逆冲断层

叠瓦式逆冲断层总的走向一般与区域构造线方向一致，或在一个构造单元内产出，或在一个构造单元的一侧产出，如四川龙门山叠瓦式逆冲断层自龙门山构造带东翼向四川盆地逆冲（图6-17A）。

当一套叠瓦式逆冲断层发育于地腹，各条断层除了向下汇成一条主干断层（称底板逆冲断层）外，向上在高部位逐渐趋近也汇成一条主干断层（称顶板逆冲断层），其中一个个被断层围限的岩块称为断夹块（horse）。一系列断夹块连同围限它们的逆冲断层则形成双重逆冲构造或称双冲构造（duplex）（图6-25）。双冲构造由三部分组成：①顶板逆冲断层；②底板逆冲断层；③夹于顶、底板逆冲断层之间的一套叠瓦式逆冲断层和断夹块。双冲构造中的顶、底板逆冲断层在双冲构造的前锋和后缘汇合，构成一个封闭块体。双重逆冲构造的横剖面形态决定于组成它的断夹块形态、间距、分支断层与底板逆冲断层间的夹角及各分支断层的位移量。双重逆冲构造中断夹块内岩层可以成膝折弯曲，更常常形成拉长的背斜 向斜对。

图6-25 双重逆冲构造

要确定一个双重逆冲构造，必须鉴别出顶板逆冲断层和底板逆冲断层。如果不能鉴别出顶板逆冲断层和底板逆冲断层，这种构造应命名为叠瓦扇或叠瓦束。

（2）对冲式逆冲断层

对冲式逆冲断层是由两条相反倾斜，相对逆冲的逆冲断层组成（图6-26，6-27），逆冲断层有共同的下（降）盘。小型对冲式断层常与背斜构造伴生（图6-26）；大型对冲式断层产出于坳陷带边缘，自两侧隆起分别向坳陷带内逆冲。例如江西萍乐坳陷带的南昌西南一带、北东东向的坳陷带北缘，元古宇板溪群自北向南逆冲于石炭系和上三叠统安源煤系等地层之上，南缘的元古宇也自南向北逆冲于石炭系甚至白垩系及古近系红层之上（图6-27）。

图6-26 四川广元明月峡背斜的对冲断层

（据四川第二区测队）

（3）背冲式逆冲断层

背冲式逆冲断层由两条或两组相向倾斜的逆冲断层组成，逆冲断层有共同的上（升）盘，表现为自一个中心分别向两个相反方向逆冲，一般自背斜核部向外撒开逆冲。与造山带复背斜伴生的两组逆冲断层，分别在两翼上产出，常常总体呈扇状（图 6-28，6-29）。

图6-27 江西萍乐坳陷带南昌西南一带的对冲式断层

图6-28 川东卧龙河背斜的背冲式断层

据西南石油综合研究大队

（4）楔冲式断层

产状相近的一套逆冲断层和一套正断层共同构成上宽下窄的楔状冲断体。这种型式的逆冲断层一般产于盆地之中或两个盆地之间。中国南方一些较大红盆地中有时出现一些基底老岩系。过去一般认为是断块式上升，以地垒形式隆起于红层之中。近年研究发现，这些老岩系一侧逆冲于红层之上，而另一侧与红层呈正断层接触，成上宽下窄的楔形断片，称为楔形冲断体构造。这种冲断体本身又可由次级叠瓦式断层组成。湖南衡阳盆地坛子山是这种构造的一个典型实例（图6-30）。其他如苏南茅山、粤北曲仁盆地等均有这类构造。某些向一个方向逆冲的褶皱山系，其结构上也与这类楔状冲断体构造相似。

挤压作用形成的推覆构造为挤压推覆构造，简称推覆。由伸展作用或重力作用形成的推覆构造为滑动推覆构造，简称滑覆。因此引起逆冲推覆构造的驱动力既可以是水平挤压也可以是垂直隆升导致的伸展和重力作用。

4.逆冲推覆构造研究发展

逆冲推覆构造是19世纪后期研究阿尔卑斯的地质学家（如A.Heim，1878；M.Bertrand，1884；H.Schardt，1893；M.Lugeon，1901）等提出的。他们认为构成阿尔卑斯主体构造的就是一些推移距离很远的巨型逆冲构造或推覆体。海穆（Heim）和贝特朗（Bertrand）认为，这些推覆体是水平挤压引起的褶皱进一步发展的结果，可称为褶皱推覆体（图6-31）。进一步研究发现，一些推覆体与强烈的褶皱没有直接联系，是顺剪裂面强烈滑动显著位移的结果。这类推覆称为冲断推覆体。

图6-29 褶皱造山带的扇状逆冲断层（上图）和西天山扇状逆冲断层（下图）

（据T.Д.Ажгирей）

图6-30 湖南衡阳坛子山楔状冲断体

（据湖南地质局417队）

图6-31 褶皱推覆体演化示意图

按照推覆体的形成作用，又分为挤压推覆（简称推覆）与滑动推覆（简称滑覆）。当前一些构造地质学家认为垂直隆升导致的伸展和重力作用是引起侧向运动的重要因素。山体一旦隆起，重力滑动和重力扩展就会在相应的构造活动中，尤其是侧向逆冲作用中发生重要作用。

在研究推覆体构造中还有一个重大问题，就是推覆体的规模和推覆距离。以阿尔卑斯格拉鲁斯推覆体为例。长达30km，上盘推移距离达40km。要把如此巨大的岩块推移这样远的距离而又未引起岩块碎裂，必须对如何克服块体的巨大重力和滑动面的摩擦力问题作出合理解释。为此，哈伯特等（M.K.Hubbert，W.W.Rubey，1959）提出了孔隙液压说。他们认为，高孔隙液压可以起着浮力作用，从而降低了推覆体自重所造成的在断层面上的压应力，于是推覆体沿断层面运动的摩擦阻力也相应降低。因此，较小的动力就可将较大的逆冲岩席推移到很远的距离。

罗杰斯（C.J.Roqers，1963）在解释阿巴拉契亚山前陆褶皱作用时，提出了薄皮构造概念。所谓薄皮构造是指前陆沉积盖层在主滑脱面上滑脱变形，形成一套褶皱逆冲断裂构造，而基底没有卷入变形，盖层变形与基底变形呈显著的不协调关系，这种薄皮构造不仅在褶皱造山带的前陆中广泛发育，在活动性大的中国地台上也广泛发育。根据查普尔（W.M.Chapple）等的论述，这类构造的特点如下：

（1）薄皮构造底部总有一个大型顺层滑脱面，这个滑脱面可以位于基底与盖层之间，也可以不位于这个界面之上，或者是由几个主要滑脱面共同组成的一个滑脱带；

（2）滑脱层位一般是塑性层，也可以是岩性差很大的两套岩系的界面；

（3）褶皱造山带前陆上的薄皮构造，变形前的岩系或变形后的褶皱逆冲带，均表现为后端厚前锋薄的楔形；

（4）薄皮构造中的褶皱主要为侏罗山式或类侏罗山式，与褶皱伴生的逆冲断层一般自背斜核部起始向前切过陡翼或倒转翼，向下汇拢于主逆冲滑脱面上，构成帚状或犁式。薄皮构造趋向根带时，会转变为基底卷入的厚皮构造，基底岩系逆冲于盖层岩系之上。

从全球构造出发，根据区域性逆冲推覆体带与大区域构造单元的关系，逆冲推覆体带可以划分为以下几种类型：

B 型俯冲（B Subduction） 是大洋板块在岛弧外侧的海沟中向大陆板块下的俯冲作用，即顺着毕鸟夫带俯冲消减，大陆板块则相应地向大洋板块仰冲。典型实例是西太平洋边缘太平洋板块向欧亚大陆俯冲，形成一系列向大洋逆冲的逆冲推覆体带。

A 型俯冲（A Subduction） 是大陆板块内的地台向褶皱造山带俯冲，表现为褶皱造山带向前陆逆冲。A型俯冲表现为大陆基底滑脱和褶皱逆冲构造。北美科迪勒拉造山带向北美地台的逆冲以及阿巴拉契亚造山带向北美地台的逆冲均属这一类型。

陆-陆碰撞型逆冲推覆体带 印度板块与欧亚板块的碰撞，引起区域性俯冲和逆冲，形成一条宽阔复杂的构造带。印度板块向喜马拉雅山系下俯冲，喜马拉雅造山带向印度板块逆冲，形成了自北向南自造山带内部向前陆依次发展，由韧性剪切逆冲带为主转变为脆性盖层为主的逆冲断裂带，前者为著名的主中央逆冲断裂带，后者为主边界逆冲断裂带。北美西部地体拼合引起的逆冲推覆体带也可归于这一类型。

活动地台上的逆冲推覆构造 地台是大陆壳上相对稳定的构造单元，盖层变形较弱，但在相对活动单元内部或次级单元分界带上常有逆冲断裂带发育，有时还比较强烈和广泛。

地台等相对稳定构造单元中的逆冲构造，与造山带及其前陆的逆冲推覆构造相比，规模一般较小，推移方向较不稳定。

逆冲推覆构造在逆冲变形过程中因应力状态和变形特征的差异往往具有一定的分带性。顺逆冲方向一般可分为根带、中带和锋带三个主带，以及相关的后缘带和外缘带。后缘带位于根带后侧，外缘带位于锋带前侧；锋带还可进一步分为显露前锋和隐伏前锋。在研究逆冲推覆构造中，应注意这几个带的各自特征与有机联系，有些推覆构造因后期改造或成因机制不同，分带不完整或存在一定差异。例如，马杏垣等（1981）在研究嵩山重力引起的滑动推覆构造时，将其分为后缘拉伸带、中部滑动带及前缘推挤带。研究中还应注意尚未出露的隐伏前锋带，这往往要借助地震剖面的研究。

逆冲推覆构造是一套强烈压缩构造。关于其驱动力过去主要认为是区域性水平挤压造成的。水平挤压作为逆冲推覆构造的成因机制的经典观点，曾为许多地质学家所接受，但是在解释某些逆冲推覆构造中也遇到一定的困难。如某些逆冲构造带的变形没有强烈褶皱伴生，尤其是挤压作用力与推覆体所能承受的应力之间存在巨大矛盾。对于一个长、宽、厚以千米以至数十、数百千米计的大推覆体，如使其长距离运移，作用力是十分巨大的。这样巨大的作用力已大大超过岩石强度，岩席早在运移前就已碎裂了。而且一些强烈变形的推覆体在变动中处于一种弹塑性至塑性状态，很难将应力远距离传递。于是一些学者认为，垂直隆升导致的伸展和重力是引起推覆构造的基本驱动力，于是重力滑动说、重力扩张说应运而生。板块学说提出后，一些地质学家根据板块俯冲和碰撞重新探求区域逆冲推覆构造的驱动力。大洋板块向大陆板块之下俯冲斜插，产生水平方向压应力分量，因此，在弧外盆地或海沟沉积中形成了向岛弧外侧逆冲的叠瓦式逆冲推覆构造。此外，还有人提出因火山弧加热而使岩石圈部分熔融侵位产生的向陆侧推挤的液压推动说（Smith，1981）及源于因陆壳俯冲（A型俯冲）造成基底缩短引起脆性盖层逆冲推覆的基底缩短作用学说（Brewer et al.，1981）。

以上学说在解释发育于不同大地构造单元和特定构造环境中的推覆构造驱动力问题都有一定的意义，但要具体问题具体分析。