罗湖区断裂构造

前面提到了断裂的分类及其性质，在区域地质研究中，不同性质的断裂组合往往代表不同期次的构造运动。典型的区域断裂构造组合有逆冲推覆构造，即挤压背景下构造组合; 伸展构造，即拉张背景下的构造组合; 此外还有走滑断裂构造体系，是构造作用下几何调节的产物。
(一) 逆冲推覆构造
逆冲推覆构造或推覆构造是由逆冲断层及其上盘推覆体或逆冲岩席组合而成的构造。逆冲推覆构造主要产出于造山带及其前陆，一般是挤压或压缩作用的结果。它有两种主要的形成机制。一种是褶皱推覆体和冲断推覆体，海穆 (A. Heim，1921) 等认为，挤压引起的岩层褶皱，由直立→斜歪发展成为倒转→平卧。在倒转平卧褶皱的倒转翼因挤压而拉抻撕开，顺断开面而运移。这类推覆可称为褶皱推覆体，如图11-30 所示。但是另有一些推覆体，并未发生强烈褶皱作用，只是顺剪裂面显著位移，这类推覆体可称为冲断推覆体。另一种是推覆和滑覆，在伸展作用和重力滑动中，也可引起板状岩席的大规模位移。所以推覆体可分为两类: 挤压体制下引起的推覆或简称推覆以及重力作用和伸展作用下引起的岩席滑移，可称为滑覆。

图11-30 周口店黄山店逆冲推覆构造剖面图(据宋鸿林，1980)

1. 逆冲推覆构造的一般特征
逆冲推覆构造是指断层面较缓、断层位移较大 (一般超过 5 km) 的逆断层及其组合。在横剖面上逆冲推覆构造的前缘变形最为强烈，其后缘变形较弱。在平面地质图上，由于剥蚀作用的影响，将部分外来岩块剥掉而露出下伏原地，表现为在一片外来岩块中露出一小片由断层圈闭的原地岩块，常常是较老地层中出现一小片由断层圈闭的较年轻地层，这种现象称为构造窗 (window) ; 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外来岩块，称为飞来峰 (klippe) (图11-31) 。
2. 逆冲推覆构造的构造样式
逆冲断层虽然可以单条产出，更常见的是产状相近的若干条逆冲断层成束产出。根据一个构造单元中逆冲断层的排列组合及其逆冲方位，可以分为以下几种类型: 单冲型、背冲型、对冲型和楔冲型。
(1) 单冲型
一套产状相近并向一个方向逆冲的若干条逆冲断层，构成单冲型逆冲断层，一般表现为叠瓦式 (图11-32) 。叠瓦式逆冲断层系中各条断层的倾向一致，间距和规模基本相同。
(2) 背冲型
自一个构造单元的两侧分别向外缘逆冲的两套叠瓦式逆冲断层，乃构成背冲型逆冲构造。背冲型中两套分别向相反方向逆冲的逆冲断层是在统一构造应力场中形成的，并且与所在构造同时形成。大型背冲式逆冲断层常与造山带复背斜共同产出。例如天山大复背斜南北两翼上各产出一套逆冲断层系，分别向塔里木盆地和准噶尔盆地逆冲。一些较小规模的与背斜伴生的逆冲断层，可产出于背斜核部，分别自核部向两翼逆冲(图11-33) 。

图11-31 飞来峰和构造窗发育过程示意图(据 M. Mattauer，1980)


图11-32 叠瓦式逆冲断层系


图11-33 背冲式逆冲断层系

(3) 对冲型
两套叠瓦式逆冲断层，对着一个中心相对逆冲。对冲型逆冲断层常与盆地伴生，自盆地两缘向盆地中心逆冲。例如江西萍乐坳陷带中西段的南北两缘分别发育了一套逆冲断层，北缘的南昌-宜丰逆冲推覆构造自北向南逆冲，南缘的武功山北缘逆冲断层自南向北逆冲 (图11-34) 。
(4) 楔冲型
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。湖南衡阳盆地中这类楔状冲断体构成 3 条NE—NNE 向构造带。苏南茅山也是一条楔状冲断体 (图11-35) 。楔冲型逆冲断层或楔状冲断体具有相当的普遍性。在某种程度上，与不对称山系结构相似。

图11-34 江西萍乐坳陷带中段的对冲式构造和武功山隆起的背冲式构造


图11-35 江苏茅山南段花山-带叠瓦式逆掩断层(据江苏煤田地质勘探公司)

3. 逆冲推覆构造的几何结构
逆冲推覆构造的几何结构是逆冲推覆构造研究的基础，具有重要意义。
(1) 逆冲推覆构造的台阶式结构
台阶式是逆冲断层发育之初岩层处于水平产状时的基本结构，由长而平的断坪 (flat)与连接其间的短而陡的断坡 (ramp) 交替构成。断坪顺层发育，产出于岩性软弱的岩层之中或岩性差异明显的界面上，断坡切层发育，产出于较强硬岩层中。
台阶式是逆冲断层发育之初，岩层处于水平产状表现的型式。在进一步变形中，初始台阶式会发生变化。所以确定断坡、断坪主要是根据上、下盘岩层产状，与逆冲断层产状一致的区段称为断坪; 上、下盘岩层产状与逆冲断层交切，即断层切层部位，为断坡。根据断坡走向与逆冲运移方向的关系，断坡可分为前断坡、侧断坡和斜断坡 (图11-36) 。前断坡位于逆冲岩席前侧，走向与逆冲方向直交，表现为逆倾向滑动。侧断坡是断坡走向与逆冲方向一致的断坡，表现为走向滑动。斜断坡是断坡走向与逆冲方向斜交的断坡，兼具走向滑动和逆倾向滑动。
(2) 双重逆冲构造
双重逆冲构造又称双重构造，1970 年由 Dalstrom 提出，是逆冲推覆构造中有普遍性的重要结构型式。双重逆冲构造是由顶板逆冲断层与底板逆冲断层及夹于其中的一套叠瓦式逆冲断层和断夹块组合而成 (图11-37) 。双重逆冲构造中的次级叠瓦式逆冲断层向上相互趋近并且相互连接，共同构成顶板逆冲断层; 各次级逆冲断层向下相互连接，构成底板逆冲断层。各次级逆冲断层围限的断块叫断夹块 (horse) 。双重构造中的顶板逆冲断层和底板逆冲断层在前峰和后缘汇合，而构成一个封闭块体。双重构造的横剖面形态决定于组成它的断夹块形态、间距、分支断层与底板逆断层的夹角。双重逆冲构造中断夹块内岩层可以呈膝折式弯曲，更常常形成拉长的背斜-向斜对 (图11-37) 。

图11-36 逆冲断层的台阶式结构 (A) 及其上盘褶皱变形 (B)


图11-37 双重逆冲构造

如果一套叠瓦式逆冲断层向上没有连接成顶板逆冲断层，这套叠瓦式逆冲断层可称之为叠瓦扇。Boyer (1982) 等将叠瓦扇和双重构造并列为逆冲体系和两大类构造。要确定一条双重构造，必须确定出顶板逆冲断层和底板逆冲断层。
双重逆冲构造和叠瓦扇的次级逆冲断层自主干逆冲断层或底板逆冲断层分叉产出。主干逆冲断层与分支逆冲断层的交线称断叉线或分叉线。分支逆冲断层的前缘称断端线或断尖线 (tip line) 。断叉线是自主干逆冲断层分出分支断层的起始线，断端线是分支断层向上逆冲伸展的锋缘。
(3) 反冲断层
在一定方向逆冲断层系中，常常出现与总体逆冲方向相反的逆冲断层，这种反向逆冲断层称为反冲断层 (图11-38) 。反冲断层主要发生于逆冲断层的前锋部位和断坡后侧，在应变较弱的断坪上也可发育反冲断层。有些反冲断层向下产状变陡，甚至再转为与逆冲方向一致。由于反冲作用，会形成冲起构造和构造三角带 (图11-38) 。

图11-38 反冲断层与冲起构造(据朱志澄，1991)

冲起构造是逆冲断层与反冲断层构成背冲式构造的会合部位，被两条断层限定的岩层因强烈挤压而上冲，即形成冲起 (图11-38) 。冲起构造在一定程度上与底辟构造相似，常常表现为断层切割岩层扭曲的背形。构造三角带 (triangle zone) 是逆冲断层、反冲断层和底板逆冲断层三向围限的部位，即构成变形强烈的构造三角带。
(二) 伸展构造
伸展构造 (extension) 是在区域性拉张作用下形成的一套具有特色的构造系统。纵观全球及其演化，挤压作用与拉张作用是构造作用在时间和空间上紧密相关的两个方面。由于构造研究源于造山带，造山带又以挤压变形为特色，以致长期忽视拉张伸展作用及其形成的伸展构造。从构造应力状态和变形体制看，伸展作用和挤压作用可概括为 “开”与“合”。“开”与 “合”乃地壳的水平运动，在一定条件下水平运动、升降运动相互转化。升降运动中的上升隆起往往导致重力势的变化和重力不稳，引起地壳表层顺坡下滑，形成重力滑动构造。下面分别介绍几种典型的伸展构造模式。
1. 地堑和地垒
地堑 (graben) 主要由两条走向基本一致的相向倾斜的正断层构成。两条正断屋之间是一个相对的下降盘 (图11-39A) 。巨型地堑系应属裂谷。这里主要讨论一般规模的地堑。构成大中型地堑边界的正断屋常常不是一条单一断层，而是由数条产状相近的正断层构成一个同向倾斜的阶梯式断层系列。两侧正断层可以是均等发育的，也可以是一侧断层较另一侧发育。地堑虽然主要是由正断层构成，但是地堑中也可以有逆断层甚至逆冲断层发育。不过后者不是在地堑形成时的统一应力场中形成的，而是地堑形成前期或后期构造活动的结果，或者是派生作用的产物。

图11-39 地堑 (A) 和地垒 (B)

地垒 (horst) 主要由两条走向基本一致的反向倾斜的正断层构成 (图11-39B) 。两条正断层之间是一个共同的上升盘，组成地垒的正断层可以呈单条产出，也可以是由数条产状相近的正断层组成的依次断落的阶梯状断层带。从区域地质构造看，地堑比地垒具有更重要的地质意义。
2. 阶梯状断层
由若干条产状基本一致的正断层组成，各条断层的一盘依次向同一方向断落，构成阶梯状断层 (step fault) 。阶梯状断层中各条断层可以是平面状的，也可以是弧形的。根据各条断层的倾向与所夹岩层的倾向，可以分为两者倾向一致的同向断层组和两者倾向相反的反向断层组。阶梯状断层中断层限定的断块一般均发生过旋转。在同向断层组中，每条断层的总滑距都小于未发生旋转的冲滑距。在反向断层组中，每条断层的总滑距均大于未发生旋转时的总滑距。
3. 箕状构造
如果地堑中一侧断层发育，形成一侧由主干正断层控制的不对称构造，称为箕状构造或半地堑 (图11-40) 。箕状构造可单个产出，也可以由几个箕状构造组成一个系列，类似形成弧形梯状断层。但是箕状构造规模大，主干断层一般为同沉积断层，而且可以呈独立单元产出。箕状构造在我国东部中新生代盆地中广泛发育，与油气储聚有密切的关系。

图11-40 箕状构造

4. 盆岭构造
在伸展区，掀斜构造、阶梯状断层、地堑、地垒等共同产生，形成由不对称的纵列单面山、山岭及其间宽广盆地组合成的构造-地貌单元，即盆岭构造。美国西部科迪勒拉山系的盆岭区是建立盆岭构造的经典地区，我国南方长江中下游的湖北和相邻的湘赣一带的中新生代构造也具有盆岭式构造特色。
5. 大型断陷盆地
大型断陷盆地是以边界断层控制的区域性沉陷单元，呈菱形、带状或等轴状盆地产出，如华北盆地、松辽盆地、江汉盆地、萍乐坳陷等。
6. 裂谷
裂谷 (rift) 是区域性伸展背景上形成的巨大窄长断陷，切割深，发育演化期长，常具有地堑型式。
按照裂谷发育的区域构造部位及其地质构造特征，可分为大洋裂谷、大陆裂谷和陆间裂谷。大西洋中内海岭上的裂谷是大洋裂谷的典型，东非裂谷是大陆裂谷的典型，红海裂谷是陆间裂谷的典型。人们认为大洋裂谷、陆间裂谷和大陆裂谷共同构成全球裂谷系。大陆裂谷→陆间裂谷→大洋裂谷是一演化系列，就是大陆开裂、漂移、海底扩张的过程，也称威尔逊旋回。不过，并非所有的大陆裂谷都演化成大洋裂谷。
大陆裂谷的主要特征如下:
1) 裂谷是由一系列以正断层为主的地堑、半地堑组成的地堑系，通常发育于区域性隆起的轴部，为断陷谷和断陷盆地等形成的构造-地貌景观，反映岩石圈的伸展作用。
2) 裂谷中常常沉积一套巨厚的包括磨拉石之类的碎屑沉积，常伴有蒸发岩、火山熔岩和火山碎屑沉积。所以，裂谷沉积中常常包含重要的沉积矿产。
3) 裂谷常常是深源地震带和火山带。裂谷带内的地球物理场一般表现为巨大的负布格重力异常和负磁异常，或者为负背景值上的正异常。裂谷的边界一般表现为明显的重力梯度带和磁力梯度带。大陆裂谷热流值一般较高，但变化幅度较大。
4) 大陆裂谷的岩浆岩有两类共生组合。一类是大陆溢流玄武岩，主要是拉斑玄武岩，也包括碱性玄武岩及其深成侵入岩体。另一类为双峰系列，可以是拉斑玄武岩-流纹岩套，也可以是碱性玄武岩 － 响岩或粗面岩套。
5) 深部结构上，裂谷下地幔升高，地壳变薄，玄武岩层下普遍存在着由波速较低的壳幔物质混合组成的裂谷垫。
自 20 世纪 70 年代以来，我国地质学家对裂谷进行了广泛的研究，提出了中新生代时期以至更老的裂谷，如华北平原新生代裂谷、白垩纪沂沭裂谷以及攀西裂谷等等。
7. 剥离断层
剥离断层 (detenchment fault) 是一种上陡下缓的大型铲状正断层，主要产出于盖层与基底之间，上盘包括一套正断层组合。剥离断层发生于区域性隆起背景上，是岩石圈多层次拆离盖层在基底上滑脱的具体表现。
8. 变质核杂岩
变质核杂岩 (metamorphic core complex) 是被构造上拆离及伸展的未变质沉积层所覆盖、呈孤立的平缓穹形或拱形、强烈变形的变质岩和侵入岩构成的隆起 (P. J. Coney，1980) (图11-41) 。
变质核杂岩由深层抽拉抬升的变质基底 (下盘) 和变形较轻 (有时亦发生变质) 的盖层 (上盘) 组成，外形近圆形或椭圆形，直径一般十余千米至数十千米，呈分散孤立的穹窿状产出。其基底与盖层之间的接触带为规模巨大的低角度正断层，基底变形主要为塑性变形，盖层变形主要为脆性。

图11-41 拆离断层和变质核杂岩结构示意图(据 Lister，1984)

(三) 走向滑动断层
走向滑动断层 (简称走滑断层) 一般是指大型平移断层，两盘顺直立断层面相对水平滑动。人们对走滑断层的认识和研究晚于对正断层和逆冲断层的认识和研究。地质学家在 19 世纪就认识了正断层和逆冲断层，而大型走滑断层直到 20 世纪初才被发现。主要原因有: ① 作为研究断层位移的参考面 (线) 在走滑断层中相对较少; ②走滑断层产状陡立，不易与正断层区分; ③结构复杂，较难查明断层运动的性质。现在发现，走滑断层和兼具倾向滑动的走滑断层是相当普遍的，并在区域构造活动中具有重要意义。
1. 走向滑动断层的基本特征
(1) 主要特点
走滑断层常具以下特点: 第一，走滑断裂带包括一系列与主断裂带相平行或以微小角度相交的次级断层，单条断层延伸一般不远，各级断层分叉交织，常构成发辫式; 第二，常常伴生有雁列式褶皱、断裂以及断块隆起和断陷盆地等构造; 第三，断层两侧地层-岩相带成递进式依次错移，时代愈老，移距愈大; 第四，断层常成直线延伸，甚至穿过起伏很大的地形仍保持直线形，在航片、卫片上显示良好的线性。
(2) 左阶式和右阶式
在雁列式走滑断层系中，除根据两盘相对错动分为左行和右行外，还根据雁列断层的相互排列和部分叠覆的关系，分为左阶式和右阶式。左阶式是指各次级断层顺断层走向观察依次向左错列，右阶式则指各次级断层依次向右错列 (图11-42) 。两条雁列断层之间的叠复部位称为重叠，相互垂距称为间隔 (图11-43) 。
(3) 离散性走向滑动和收敛性走向滑动
平移滑动的应力场常具双重力学性质，在以剪切为主时，又具有拉张或挤压，表现为为张剪性或压剪性，即剪切拉张和剪切挤压。张剪性走滑为离散性走向滑动断层，压剪性走滑为收敛性走向滑动断层，相应形成张剪性和压剪性两类构造。

图11-42 左阶式和右阶式走滑断层系及其控制的拉伸带和挤压带图示


图11-43 雁列式走滑断层中的重叠 (O)和间隔 (W)

2. 走向滑动断层控制下形成的构造
在走滑断裂作用中，往往形成一些特征性构造。这些构造，如拉分盆地和花状构造，不仅具典型性，而且具有重要的理论意义和实际意义。
(1) 拉分盆地
拉分盆地 (pull-apart basin) 是走滑断层系中拉伸形成的断陷盆地。它是伯希菲尔(B. C. Burchfiel，1966) 在研究圣安德列斯走滑断层控制的死谷盆地时首次提出的。此后在研究圣安德列斯断层和亚喀湾-死海裂谷系时，对拉分盆地有了更深入的了解，初步建立了相应模式 (图11-44) 。
拉分盆地形似菱形，曾称为菱形断陷。盆地两侧长边为走滑断层，两短边为正断层。菱形断陷盆地从形态上分为 “S”型和 “Z”型，左行左阶雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为 “S”型，右行右阶雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为 “Z”型。
拉分盆地的规模变化很大，大者长逾百余千米，宽数十千米，小者长数百米宽仅数十米。根据世界上已查明的拉分盆地的长宽比统计，比值约为 3。
(2) 花状构造
花状构造 (flower structure) 是走滑断层系中又一种特征性构造。剖面上一条走滑断层自下而上呈花状撒开，故称为花状构造。根据花状构造的结构和力学性质可分为正花状构造和负花状构造。
正花状构造 是聚敛性走滑断层派生的在压扭性应力状态中形成的构造 (图11-45) 。一条陡立走滑断层向上分叉撒开，形成以逆断层组成的背冲构造。断层下陡上缓凸面向上，被切断的地层多成背形，但不具弯滑褶皱性质。正花状构造像一个细管的倒立锥体。自然界也有一些非走滑断层引起的类似花状的构造。鉴别花状构造的准则是构造的平面和剖面的结构及区域应力场等特征。如果是花状构造，则剖面上背冲式断层向下汇总为一条陡立的断层，区域上显示走滑断层特点。
负花状构造 是离散性走滑断层派生的在张扭性应力场中形成的构造 (图11-46) 。一套凹面向上的正断层构成了似地堑式构造。堑内地层平缓，浅部稍成被正断层破坏的向斜，向斜也不具弯滑褶皱的性质。
(3) 雁列式褶皱
雁列式褶皱是走滑断层派生的特征性构造。褶皱以背斜为主，褶皱轴与主走滑断层成小角度相交，所以锐角指示对盘滑动方向。褶皱是在走滑剪切作用派生的次级压应力作用下的产物。褶皱一般产出于断层一侧，并且随着远离主断层而逐渐减弱或倾伏而消失。著名的圣安德列斯走滑断层具有这类典型的雁列褶皱，其褶皱轴与主走滑断层所交锐角指示圣安德列斯断层为左行式 (图11-47) 。
(4) 牵引式弯曲
走滑断层两侧的地层常发生牵引式弯曲。著名的新西兰阿尔卑斯走滑断层的东南段发育了巨大的弧形弯曲，弯曲中包含了陡倾褶皱 (图11-48) 。我国郯庐断裂南端大别山构造的弧形弯曲可能也是这种牵引式弯曲。

图11-44 拉分盆地理想化模式图(据 J. C. Crowell，1974，简化并修改)

(5) 棋盘构造
主要由两组反向滑动的走滑断层相互交切而构成棋盘格子或菱形网络 (图11-49) 。莫迪和张文佑等许多地质学家均有论述。丁国瑜等 (1979) 专门论述了我国地震活动与现代破裂网络的关系，建立了 NE-SW 和NW-SE 向断裂构成的棋盘格式构造。这种棋盘格式断层，显然具有走滑断层的性质。

图11-45 正花状构造示意图


图11-46 负花状构造示意图


图11-47 圣安德列斯断层一侧的雁列式褶皱示意图(据 Moody 等，1956)


图11-48 新西兰阿尔卑斯走滑断层及其东南盘的牵引弯曲图(据 H. W. Wellman，1952)


图11-49 棋盘构造


图11-50 周口店车厂捕虏体被韧性剪切带错开(陈云峰摄，2002)

(四) 韧性剪切带
韧性剪切带 (ductile shear zone) 又称韧性断层，是岩石在塑性状态下发生连续变形的狭长高应变带。韧性剪切带是地壳中深层次的主要构造类型之一。地壳的浅层次一般发育脆性剪切带，即通常所称的断层。脆性剪切带的特点是具有清楚的不连续面 (断层面) ，两盘位移明显，变形集中在个别的断层面上，其两侧的岩石几乎未经变形。韧性剪切带在露头尺度上一般见不到不连续面，带内变形和两盘的位移完全由岩石塑性流动完成。因此，剪切带与围岩之间无明显的界线，但两侧岩石发生了相对位移。所以，韧性剪切带好像断而未破，错而似连 (图11-50) 。围岩中的标志层通过剪切带时常会发生方向的变化及厚度的改变，剪切带中的矿物组分及粒度也会发生一定程度的变化，形成一系列的构造和岩石学方面的特征。
脆性和韧性剪切带之间的过渡类型是脆-韧性剪切带，有两种表现型式: 一种是似断层牵引现象的脆-韧性剪切带，在不连续面两侧的一定范围内岩层或其他标志层发生了一定程度的塑性变形; 另一种是雁列脉型式的韧-脆性剪切带，剪切带内由剪切派生的张应力形成呈雁列的张裂隙，反映岩石的脆性破裂。张裂隙之间的岩石一般受到一定程度的塑性变形。
以上 3 种剪切带反映了它们变形时岩石力学性质的差异，也反映了变形时温度和围压等环境的不同，或一般地反映了变形时的深度。从地表向下，变形从脆性逐渐过渡为韧性。西布森 (R. H. Sibson，1977) 提出的断层双层结构，反映了岩石变形随着深度变化的最一般模式。对于长英质岩石中的断层，从脆性到韧性转变的深度大约在 10 ～15 km。韧性剪切带向上穿过基底与盖层的接触面，在盖层下部过渡为脆-韧性剪切带，至地壳的浅部转变为脆性剪切带，以逆冲断层型式到达地表(图11-51) 。与此相似，在拉伸区，浅部盖层为中等到高角度的正断层，向下延至较深层位，过渡为低角度的脆-韧性剪切带，延至基底变为韧性剪切带。

图11-51 造山带的垂向构造层次及其相应的构造群落(据 M. Mattauer，1980)

根据特吉达地区地质纲要图（图4-2）可知，研究区主要构造分为3组，即NEE向（60°～80°），NWW向（±280°）和NW向（±320°）。
NEE向断裂多被NWW向或NW向断层截切，但整体位移不大。在研究区西南部的隆起区，主要为灰白色泥灰岩、含硅质结核，与东南区具有3级阶地的特征一致，应是晚中生代至新生代达磨固群海陆交互相沉积的结果。凹陷区被第四系沉积物覆盖，局部可见戴加玛组泥岩。铀异常区主要为戴加玛组灰绿色含砾砂岩及灰绿色、灰白色含黑色条带泥岩，局部可见铜的氧化物，铀异常从50×10-6至300×10-6不等。
通过对研究区主要的构造形迹和地层之间的关系分析，结合区域资料判断，研究区第二期构造作用产生的NEE向的一系列正断层为区内主构造方向，作用时间应为晚侏罗世之后，是区内控矿构造。目前发现的T矿、G矿和IR矿多与此期构造相关，产出受其控制；第三期的SW-NE向压扭性作用力产生的NWW向至近EW向断层，作用时间应在戴加玛期之后，估计是晚白垩世的产物，该期构造对成矿有重要作用，结合流体特征及矿区分布特征，可知目前探明的已知矿区均位于第二期构造形成的NEE向断裂和该期构造形成的NWW向断裂的交汇处，另从T矿到IR矿，仅仅数千米，主含矿层位均为阿萨乌阿组的含砾砂岩、粗砂岩，但埋深却相差近200m，估计中间被断层错断，而具体受哪期构造活动影响，尚待进一步研究。
研究区为大型的中间地块上不对称的内克拉通盆地，整体呈从NE向SW倾斜的箕状，具稳定的沉积大盆地环境，盆地中沉积缓慢而稳定，500Ma的时间里仅形成厚度为2000m左右的沉积岩，这种极慢速的沉积作用，有利于沉积时的充分分异。受阿尔利特大断裂影响，研究区区域上分为东、西两部分，其中阿尔利特断裂东部出露大量古生代、中生代地层，岩浆活动频繁，为稳定盆地内相对活动地区。特吉达位于阿尔利特断裂西部，主要出露中生代和新生代地层，构造格局与断裂东部有明显的不同。通过野外踏勘并结合前人的研究成果，认为盆地在中生代早期主要受差异升降作用的影响，使得侏罗系及其以前的地层呈现一定的掀斜作用。在中生代中期，盆地由差异升降运动转化为水平挤压剪切作用力为主，形成了一系列轴向呈NE向的倾伏褶皱，这种作用力相对较强，褶皱两翼产状较陡，且褶皱多为小型紧闭型，边界多被后期张性断裂切割（图4-3A、B），断层内个别地方可见有后期方解石脉体充填，脉体呈S形，具定向性（图4-3C）。在该期构造作用之后，研究区发育一组NW-SE向以拉张作用为主的断裂构造，其控制着盆地内整体的构造格局，形成一系列近平行的断隆带和凹陷，NE向断裂带之间夹持的是具有倾伏褶皱的二叠纪、三叠纪和侏罗纪地层（图4-3A、B），断层的下盘为白垩纪和新生代的

图4-3 研究区主要断裂构造及充填物

一套陆相及海陆交互相沉积物。在中生代晚期，盆地主要受压扭应力作用，形成NWW向至近EW向的小断裂（图4-3D），这些小断层多数切穿了早期形成的NE向断裂带，具有左旋性质。盆地在新生代受NE-SW向张扭作用影响，形成一套NW向小断层，规模普遍较小，断裂带内多见碳酸盐胶结或硅质胶结的方沸石砂岩（图4-3E），在阿泽里克村附近清晰出露，因钙质或硅质胶结作用，局部可呈砂岩墙型出露，沿断层有泉水出露。该期运动造成盆地内出现3级阶梯状台地（图4-3F）。根据台地素描图分析（图4-4），3级台地上部为达磨固群的海陆交互相沉积，二级台地为具波状沙纹层理的细砂岩，与下伏具钙质结核的根植土呈不整合接触。

图4-4 研究区东南部串珠状台阶

一、概述

罗湖区断裂构造位于深圳断裂束南西段，面积约38km²。为低丘陵及台地平原区，大部分地区被第四系及建筑物覆盖。经地质调查、物理勘探及钻孔查证，共圈定了断裂18条，其中北东向13条，北西向5条。

二、北东向断裂

北东向各组断裂分别为深圳断裂束3个断裂组的南西延伸部分，自北西而南东，称为泥岗断裂组（企岭吓-九尾岭断裂）、罗湖断裂组（横岗-罗湖断裂组）和莲塘断裂组（石井岭-田螺坑断裂组），其中泥岗、莲塘断裂位于低丘陵及台地区，有断续的天然和人工露头，属半隐伏断裂；罗湖断裂位于沙湾河谷平原，大部分隐伏于第四系之下，仅在谷对岭和黄贝岭有零星露头。

根据航空遥感、电法勘探、浅层地震剖面勘探、甚低频电磁法测量、静电α卡放射性测量、以及专门性断裂验证钻孔资料，结合建筑场地地基勘察钻孔和基坑等所揭露的点，进行综合对比结果，确定罗湖区的隐伏断裂主要是由一系列北东向近于平行的断裂破碎带组成，其中具有一定规模的有7条，均属罗湖断裂组。

（一）泥岗断裂组

泥岗断裂组由F₁、F₂断裂组成，是企岭吓-九尾岭断裂组的延续。

1.F₁断裂

F₁断裂分布在罗湖断裂带的西北部，经红岗东村往南西至技工学校体育场北100m处通过。断裂走向北东70°，倾向北西，倾角40°～60°。长3.9km，宽10～42m，断裂切割了下中侏罗统，使其与前震旦系混合花岗岩呈断裂接触。该断裂是区域九尾岭断裂的南西延伸部分，总体呈舒缓波状，构造岩为硅化岩、碎裂岩和构造角砾岩，据旁侧小构造判断，断裂呈反时针向滑动现象。

2.F₂断裂

F₂断裂位于F₁断裂南东，相距200～600m，沿泥岗东路往南西从国际展览中心一线通过。断裂走向北东60°～70°，倾向北西，倾角40°～65°。长4km，宽57m，断裂切割了下中侏罗统、前震旦系变质岩、早白垩世花岗岩，使下中侏罗统与前震旦系呈断裂接触。该断裂是区域九尾岭断裂南西的分支，出露规模不大。局部见4条分支断层。

（二）罗湖断裂组

罗湖断裂组由F₃、F₄、F₅、F₆、F₇、F₈、F₉和F₁₀断裂组成。是横岗-罗湖断裂组的南西延续。

罗湖断裂组自深圳水库大坝沿沙湾河谷进入罗湖区后，经黄贝岭、文锦渡、罗湖山和渔民村一带沿深圳河延入九龙半岛，总体呈舒缓波状“S”形延伸。区内长7.6km，宽0.7～1.4km，沿走向由北东向南西，渐次分散撒开呈喇叭口状，并为多条北西向断裂穿切分割而成4段，同时沿北西向发生反时针向错移，水平错距为30～100m。

以黄贝岭为中心，断裂走向可分为两段，北东段为北东20°～40°，南西段为北东60°，平面上呈向南东突出的“弯弓”形。断裂倾向北西，倾角一般为30°～55°，局部可达65°～70°。

1.F₃断裂

F₃断裂从大头岭西北麓至西面的人民公园附近消失。断裂走向北东50°～60°，倾向北西，倾角48°～65°，长3.7km，宽2.4～20m。沿前震旦系发生断裂，在深圳市烟厂、翠田工业村一带，经钻孔揭露，断裂带夹有下中侏罗统断块，长约550m，宽150m，平面和剖面均呈楔形体，构造岩主要有片理化岩和糜棱岩化岩石，并见少量压性角砾岩，断裂性质表现为压性正断层。

2.F₄断裂

F₄断裂北东段沿爱国路附近延伸，往南西经深南中路与宝安路交汇点，至深圳河边水质净化厂一线，由西往东断裂走向北东50°，逐渐弯转至北东35°，形成向南西凸出的弧形，倾向北西，倾角45°～70°。长7.6km，宽2～12m，断裂切割了前震旦系、下中侏罗统、早白垩世花岗岩。构造岩有碎裂岩、压碎岩和硅化角砾岩，在文锦中路与中兴路交接处至东门附近，下中侏罗统与前震旦系呈断裂接触，前者位于断裂下盘，后者位于断裂上盘，显示逆断层性质。在人民路至广深铁路线一带，断裂出现分叉现象，该处将花岗岩与前震旦系变质岩接触线、下中侏罗统与前震旦系变质岩分界线切割错断，显示反时针滑动性质，断裂具多次活动特点。

3.F5断裂

F₅断裂开始于东园路新龙坊附近，往南西经太平洋商贸大厦，至鹿丹村一带穿入深圳河。走向约北东60°，倾向北西，倾角55°～65°，沿走向呈舒缓波状。长1.8km，宽5～8m，断裂切过了下中侏罗统及前震旦系变质岩，在湖贝路一带二者呈断层接触，断裂上盘为前震旦系变质岩，下盘为下中侏罗统。构造岩有糜棱岩、压碎岩和角砾岩，显示逆断层性质。

4.F₆断裂

F₆断裂起始于东深供水局西侧，往南西经凤凰山南坡，到深南东路附近出现分叉现象，至船步路渔民村附近穿入深圳河。断裂走向北东40°～60°，略呈弧形向东南方向凸出，倾向北西，倾角70°～75°。长5.2km，宽35～20m，断裂东北段前震旦系变质岩与混合花岗岩呈断层接触，前者位于断裂上盘，后者在断裂的下盘；在凤凰山西南坡钻孔揭露出下中侏罗统断块，夹于该断裂与相邻F₇断裂之间。在穿过文锦中路进入深南东路之前断裂出现分叉，其中分支断裂一直通往金陵大厦，而主断裂则继续穿过嘉宾路，经过文华广场、东方大厦并延伸至渔民村。断层破碎带以糜棱岩为主，上部夹构造岩块及角砾岩，下部碎裂岩为主，断裂性质显示先挤压后拉张的特点。

5.F₇断裂

通过对深圳水库溢洪道两侧活动断裂及地面裂缝的稳定性研究和评价工作，经地表调查、钻探和槽探揭露，发现F₇断裂起始于深圳水库溢洪道西岸，往南经谷对岭，然后经黄贝岭北坡，至春风路东侧一带。断裂走向由南往北从北东50°逐渐弯转为北东10°左右，断裂长2.8km，宽15～22m不等，分支复合，形态复杂。断裂由北往南切过了前震旦系变质岩和混合花岗岩、下中侏罗统。在深圳水库溢洪道西侧通过钻孔和探槽揭露，F₇断裂穿行于前震旦系变质石英砂岩、条纹状混合岩及云母石英片岩、黑云母斜长片麻岩之中，并出现由千糜岩、糜棱岩组成的韧性剪切带，同时还叠加碎裂岩和角砾岩组成的脆性断裂带。在碎裂混合岩中，显微镜下见矿物呈定向排列，被纵横交错的裂纹切割，部分为方解石细脉或薄膜充填，并发生破碎位移现象，石英强烈波状消光，长石变晶面弯曲，云母片晶呈弓状。构造岩中伴随有不同程度的硅化、碳酸盐化、黄铁矿化、绿泥石化及高岭土化。采用物探浅层地震、地质雷达、电法剖面勘查发现沿断裂均有异常（图1-8-35），主断裂宽大于10 m，破碎充水，往北西倾斜，倾角60°。沿断裂带及其旁侧构筑的建筑物，如美术展览馆的水泥地板、墙壁、停车场地面、道路均出现地面裂缝，主要一组走向北东10°，可见长20 m（图1-8-36）。地面裂缝宽约0.5～2mm；另一组走向近东西向（北东80°），可见长14m，宽约1～2mm（图1-8-37）。其形成除受断裂的影响外，主要受溢洪道修建时开挖边坡以及水库静、动水压力的诱发因素有关，属于环境地面裂缝类型。

图1-8-35 物探综合解释图

图1-8-36 深圳美术馆广场前地坪发育的近南北向裂缝

图1-8-37 美术馆广场前地坪出现的东西向延伸裂缝

6.F₈断裂

F₈断裂位于F₉断裂北西侧。北东段（F₂₀₃以北），据黄贝岭人工露头、浅层地震反射波异常和钻孔剖面控制点连接；南西段（F₂₀₃以南）与α卡放射性异常点、物理电法异常点ZK3-1钻孔和罗湖大厦基坑揭露点连接。通过深圳水库溢洪道两侧活动断裂及地面裂缝稳定性研究和评价，发现F₈断裂北段延伸至水库溢洪道东岸，往南西经谷对岭南坡麓，穿过沿河北路进入黄贝岭东南坡，抵达文锦路中学一带。断裂切过前震旦系变质岩、混合花岗岩、下中侏罗统等岩层，地表宽30 m左右，往两端渐次变窄尖灭。钻孔揭露的构造岩垂直厚度为33.83～40.44 m。断裂走向由南往北为北东55°转为北东10°，略向南东凸出的弧形，倾向北西，倾角50°～75°。长5.6km，宽6～30m，断裂北段溢洪道东侧，经地表调查和钻孔揭露，断裂穿过的前震旦系变质岩为黑云母石英片岩、含炭质板岩、黑云母斜长片麻岩。构造岩有糜棱岩、碎裂岩及角砾岩。通过物探浅层地震沿断裂均发现异常，航空照片亦具典型的线性构造（图1-8-38）。经对黄贝岭F₈断裂进行了微量位移监测，并对地质构造特征作了系统的研究，在新开挖的监测巷道内，见断裂切过前震旦系混合花岗岩和下中侏罗统砂泥质碎屑岩，断层面倾向北西260°～290°，倾角29°～33°。断裂破碎带由断层泥、碎裂岩、硅化粉砂岩组成，断裂影响带最宽可达30 m。通过对断层泥中石英矿物的显微构造分析，断裂主要活动期在第三纪以后至中更新世末期，断层以快速滑动的阶步状断口、放射状断口及平直擦痕为主，而缓慢滑动形成的研磨坑、弯曲擦痕仅占30%左右。据怡景路钻孔声波测井结果，断裂浅部声波纵波速为1090m/s，沿倾斜下延160m，其纵波速度为1600～2400m/s。

图1-8-38 深圳水库黑白航片假彩色合成（1982）地质构造解释图

7.F₉主断裂

F₉断裂为罗湖断裂组的主断裂，是畲禾岭-横岗-罗湖主断裂南西方向的延续。断裂北东起始于深圳水库大坝西侧，往南东穿过沿河北路，继续沿南西方向延伸至沿河南路，西行经新都大酒店然后进入深圳河。总体走向由西往东，呈北东60°逐渐弯转为北东20°，呈向南东凸出的弧形，倾向北西，倾角25°～70°。长7.5kmkm，宽40～200m，断裂北段下石炭统测水组与前震旦系变质岩呈断裂接触，前者位于断裂下盘，后者处于上盘，在水库大坝两侧经钻孔揭露由西往东依次出现：混合岩-断层角砾岩-碎裂变质石英砂岩-糜棱岩（厚20 m）-硅化绢云母千枚岩。其中混合岩、碎裂变质砂岩属前震旦系变质岩，硅化绢云母千枚岩为下石炭统测水组，断裂上盘向上逆冲具逆冲断裂性质；断裂南西段新都大酒店工程勘察发现（图1-8-39），断裂走向北东70°，倾向北西，倾角65°，断裂上盘为下中侏罗统砂质凝灰岩，并有煌斑岩脉侵入，岩脉走向基本与主干断裂走向一致，断裂下盘为下石炭统测水组石英岩，向上逆冲属压性正断层性质。据钻孔揭露，自上而下为：下中侏罗统砂质凝灰岩-断层角砾岩-压碎岩，强烈挤压破碎岩-糜棱岩-压碎岩-下石炭统测水组石英岩。产状变化较大，大致以黄贝岭附近为转折点，沿走向由南西往北东逐渐变陡，沿倾向由上往下变缓，显示呈波状弯曲特征。断裂破碎带南西较窄，北东段宽，由破碎岩带、构造透镜体和糜棱岩带组成，糜棱岩带往往位于破碎岩带的下盘。在断裂的南西段（即老城区以南），钻孔中糜棱岩带与构造角砾岩带之间见有1～2.5m的断层泥。沿断裂有中酸性岩脉贯入，岩脉有破碎现象。

图1-8-39 新都大酒店工程勘察钻孔揭露的F₉断裂构造剖面示意图

据钻孔揭露（表1-8-3），断裂破碎带垂直厚度大于20～186.89m，构造岩自上而下大体是：破碎岩（包括裂碎岩、压碎岩和构造角砾岩）夹糜棱岩→糜棱岩（包括糜棱岩、千糜岩和糜棱岩化岩）→压碎岩、碎裂岩。断裂破碎带中的破碎岩多见于砂岩、花岗岩等硬质岩石中，角砾成分以近旁岩石为主，但亦见有糜棱岩等早期构造岩，多呈棱角至次棱角状，为泥质和硅质及部分碳酸盐胶结，一般较松散，声波纵波为低速层（v=1600～2850m/s）。压碎岩的碎块，大者可达10～20mm，一般为2～5mm，具碎斑结构，裂碎岩多出现于压碎岩的上部和下部，与正常岩石多呈过渡关系，或在断裂破碎带中呈透镜体出现。

表1-8-3 钻孔中F₉断裂特征统计表

糜棱岩多呈灰绿色，部分为深绿色，结构较紧密，质地坚硬，主要矿物粒径都在0.1mm以下，部分达0.2～2mm，具定向排列的新生矿物以绢云母居多。具塑性剪切变形特征，矿物普遍具同构造重结晶，石英、长石、绢云母具不同程度的塑性压扁拉长定向排列，此外还见破劈理、压力影、波状消光现象。千糜岩主要见于破碎带的下部，表面形态似千枚岩，但与断裂带相伴产出，新生绢云母具定向排列，偶见残存的碎斑结构，矿物被明显压扁拉长，石英具波状消光。糜棱岩化岩石特征与糜棱岩相似，但变形程度稍弱，薄片中可见糜棱质和绢云母，常与千糜岩和糜棱岩相伴出现。断层角砾岩，角砾呈棱角状，并有磨圆状，胶结物为自身的破碎物质，具碎斑结构。破碎带普遍具绿泥石化，绢云母化、局部有硅化和碳酸盐化。断裂通过处地下水中含CO₂达495mg/L。

图1-8-40 罗断裂组0-7′线区段地质平面图

由于断裂破碎带内多个明显的断裂面，而且无论是在剖面还是在平面上的展布，都显示破碎岩穿切或叠加于糜棱岩之上（图1-8-40，41），表明断裂具早期以韧性剪切变形为主，晚期以脆性破裂变形为主的多期活动特征。

图1-8-41 罗湖断裂组0-7′线剖面地质图

8.F₁₀断裂

F₁₀断裂位于F₉断裂东侧，北东起于深圳水库大坝东侧，南西行到东方神曲至新秀村一带。发育于下石炭统测水组中，断裂上盘出现下中侏罗统断块，航空图像线性构造反映明显。断裂总体北东48°逐渐弯转为北东20°，呈向南东凸出的弧形，倾向北西，倾角40°～48°。长3.8km，宽2～10m，荔枝潭附近ZK0-1钻孔揭露出上下两段蚀变破碎带，厚度分别为15 m和5 m。

破碎带中构造岩以碎裂岩及角砾岩为主，结构松散，平均纵波速上段为2850 m/s，下段为3800 m/s。破碎带之间及其两侧具强烈钠长石化、碳酸盐化，蚀变带厚度大于150 m。断裂具张性活动特征，对碳酸矿泉水的分布起控制作用，该断层与北西向F₂₀₅断裂交汇附近，为东湖碳酸矿泉水的产出部位。

（三）莲塘断裂组

莲塘断裂组由F₁₁、F₁₂和F₁₃断裂组成，是石井岭-田螺坑断裂组南西段的延续。

1.F₁₁断裂

F₁₁断裂位于中兴花园一带，走向北东35°，倾向北西，倾角40°～50°。出露长5km，宽2～20m，发育于下石炭统测水组。

2.F₁₂断裂

F₁₂断裂位于鹏兴花园一带，走向北东30°～35°，倾向北西，倾角60°～80°。出露长45km，宽3～5m，发育于下石炭统测水组。

3.F₁₃断裂

F₁₃断裂位于莲塘坳下一带，走向北东60°，倾向北西，倾角40°。出露长2km，宽20～40m，影响带宽2km。断裂上盘为下石炭统测水组，下盘为上侏罗统火山岩。

三、北西向断裂

北西向断裂规模较小，共有5条。除局部有零星露头外，多为第四系掩盖，航空影像上线性构造明显，表现为细、短和直线状色线，两侧的色调及几何纹理大体一致。断裂几乎切割区内所有的地层岩石，对山间溪谷、小湖泊有较明显的控制作用。断裂走向以北西317°～340°为主，除F₂₀₁倾向南西外，其余均倾向北西，倾角60°～75°。断裂切割了北东向及东西向断裂，形成较晚。

1.F₂₀₁断裂（笔架山-罗湖桥断裂）

F₂₀₁断裂分布于笔架山、深圳体育场，上埗中路、荔枝公园至渔民村一线，北西端延伸入银湖，大致呈直线状伸展，走向北东315°～325°，倾向南西，倾角65°～75°。长4.5km，宽1～5m。断裂切穿前震旦系混合花岗岩、早白垩世花岗岩。构造岩垂直厚5～23.48m，以角砾岩和压碎岩为主，胶结不紧密，为一富水断裂。断裂切割了F₁、F₂、F₄、F₅、F₆等北东向断裂，在上埗岭一带反时针向错移约40m，控制了上埗岭碳酸矿泉水的分布。力学性质先压扭性后张性。

2.F₂₀₂断裂（泥岗村断裂）

F₂₀₂断裂走向北西317°，长度大于5km。

3.F₂₀₃断裂（竹篙龙水塘-黄贝岭断裂）

F₂₀₃断裂分布于竹篙龙水塘至黄贝岭一带，走向北东310°～320°，倾向北东，倾角44°～65°。长5km，硅化断裂破碎带宽2m。断裂切割了F₃、F₄、F₆、F₇、F₈、F₉、F₁₀和F₁₂等8条北东向断裂，反时针向错移大于20m，两侧电性不连续，F₉断裂的地电低阻条带在断裂附近有明显变化。力学性质压扭性。

4.F₂₀₄断裂（水贝-黄贝岭断裂）

F₂₀₄断裂走向北西320°～330°，倾向南西或北东，倾角64°～70°，长5km以上，宽0.7～1m。

5.F₂₀₅断裂（东湖宾馆断裂）

F₂₀₅断裂走向北西330°～340°，倾向北东，倾角60°～71°，长度大于3.5kmk m，宽4～9m。力学性质压扭性。

在黄贝岭北东向F₈断裂和水库溢洪道西坡北东向F₇断裂，均发现被次一级北西向断裂切割，后者形成较晚。

四、其他断裂

1.东西向断裂

东西向断裂见于马古岭、泥岗、黄贝岭及大头岭西侧，规模很小，可见长仅200～300 m，宽仅几十厘米至几米，倾向不定，倾角60°～70°。构造岩以压碎岩、糜棱岩和挤压透镜体为主，在黄贝岭可见切割北东向断裂，在泥岗附近又被北东向断裂所限制。

2.南北向断裂

南北向断裂仅见于上埗岭矿泉水井田范围内，规模极小，由碎裂花岗岩带组成，具明显的张性特征，为富水断裂。