断裂构造分析

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(一)断裂发育特征

松辽盆地坳陷期发育的大量断裂均为正断层,其主要发育特征如下:

以中央坳陷区正断层最为发育,而其他构造单元的坳陷期正断层发育相对较少,断层规模也相对较小(见图4-54)。

断层发育部位与裂谷期构造及盆地基底构造有一定关系,详细分析与对比发现,这些断裂主要发育于3类构造部位:裂谷期断裂特别是继承性基底断裂上方、凸起与凹陷构造的转折部位以及基底凸起上方(图4-55)。

图4-55 松辽盆地坳陷期正断层发育构造位置图

断裂走向总体看主要为近南北向,与裂谷期及盆地基底构造近于平行或锐角相交,断层倾角一般在45°~75°,平均60°左右。

断开T2(相当于青山口组底面)地震反射波组的正断层最发育,断开其他坳陷期地层组合的正断层相对发育较少。

断层的延伸长度随断开的各反射层不同,自下而上减小,断开T4(相当于登娄库组底面)层断层延伸一般在2km~10km,断开T3(相当于泉头组底面)层断层一般为2km~4km,断开T2层断层一般为2km~4km。

各反射层上断距自下而上有减小的趋势,T4层断距在50m~500m,T3与T2层断距一般在30m~60m,T1(相当于嫩江组底面)层断距一般在20m~30m,同一条断层的断距一般上大下小。

(二)断裂构造样式

1.正断层几何形态

坳陷期的单条正断层的几何形态一般具有3种样式:①平面状正断层:这类断层横剖面平直,倾角较大,一般大于35°,沿倾向变化不大,坳陷期以这类断层居多,分布最广。②坐椅式正断层:这类断层剖面形态呈上下陡、中间缓的坐椅状,倾角沿倾向变化较大,由于中间一段较缓,在地震剖面解释中常有可能将一条此类断层解释为上、下两条独立的陡断层。③铲状正断层:该类正断层在剖面上呈上陡下缓弯曲的铲状,自上而下断层倾角逐渐变小,这在断层常是一些切割层位较多、规模较大的断层,或是一些基底断层或裂谷期断层的延伸部分(参见图5-55)。

2.断层组合样式

坳陷期正断层在剖面上的组合类型主要有4种样式:①地堑式组合:由倾向相对的两条或数条正断层组成,其中往往有一条断层断距和规模较大,可能和裂谷期的断裂或基底断裂持续活动有关。正断层地堑式组合是最发育的组合样式,但以断陷边界主断层附近最多,其他地区相对较少,它们的断距、规模一般也比其他地区较大。②地垒式组合:由两条或数条走向平行、但倾向相反的正断层组成,多在基底隆起上方或凹凸转折带上方发育。③Y型或反Y型组合:倾向相对的两条正断层相交,其中往往有一条规模较大,另一条较小,该组合常发生在裂谷期主断层的延伸线上。④多米诺式组合:由一组走向平行、倾向相同的正断层组成,该类组合在坳陷期地层中也相对较发育(参见图5-55)。

(三)断层形成时代

在盆地的坳陷期地层中以泉头组内的断层数量最多,断裂走向以近南北、北北东及北北西向占优势,这些断层中的绝大部分向上延伸到青山口组下部,并对青山口组沉积有一定控制作用,因而可以推断它们主要形成于青山口组沉积期。可能是由于盆地沉降而伴生的侧向拉伸作用导致了在已形成的登娄库组和泉头组中产生大量正断层。这些断层的断距一般为10~100余米,最大断距不超过200m。

青山口组一嫩江组地层中,青山组口、姚家组地层中断层数量仅次干泉头组,嫩江组地层内断层相对不发育,这些断层走向以北东、近南北、北北西向为主,从它们切过姚家组向上进入嫩江组底部,可推断其主要形成于嫩江组一、二段沉积时期。

坳陷地层中还存在一定数量的北西向及少量北东向断层,从平面图上分析,这些断层主要集中分布在白垩纪末反转期形成的背斜核部。以大庆长垣较为发育,北西、北东向断裂多相伴出现,且北西向断裂多于北东向断裂。这些断裂与前述断裂不同,属后生断裂,是在盆地反转期挤压背景下派生的构造。

盆缘断裂特征及活动性

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）。

结合研究区在不同时期所处的大地构造位置，以下主要分析控制古生代的华北南、北缘断裂及控制中、新生代的东、西缘断裂（郯城-庐江断裂、太行山前断裂）的活动特征。

1.华北北缘断裂带

白云鄂博-赤峰-开原断裂带是华北陆块与兴蒙-吉黑活动带之间的一条巨型断裂带，其活动历史受到兴蒙-吉黑活动带的深刻影响，控制着华北陆块北部的大地构造演化。同时，燕山构造带也具有长期的活动历程，对渤海湾盆地的演化有着重要的影响。

白云鄂博-赤峰-开原断裂带呈近东西向展布。其西、中段呈直线状，东段因受后期断裂的交切而呈折线状。断裂两侧岩石组合显著不同，北侧广泛发育华力西期花岗岩及火山岩、基性—超镁铁质岩浆，并显示了中元古代—新元古代和古生代2个一级大洋板块的演化旋回，南部作为大陆稳定板块显示了对上述演化旋回的沉积和构造响应，表现出对华北盆地北部各时期盆地性质的控制。该断裂带主要活动时期为晚前寒武纪—古生代，并受北侧活动带的控制，中生代在若干地段有继承性活动，新生代活动性不够明显。

燕山构造带夹持于华北北缘断裂带和内蒙古基底隆起南缘断裂带之间，后者自包头、呼和浩特以北，集宁—承德—北票略呈东西向延伸，长约1200km。

吕梁运动之前，受近东西向展布的赤峰陆核的控制作用，燕山地区的原岩沉积建造、岩浆活动及褶皱变质作用均呈东西向分布。吕梁运动之后，基本以东西向的南缘断裂带为海、陆分界线，北部上升为内蒙古基底隆起带，南部为燕山-辽西中元古代—新元古代青白口纪裂陷槽，控制了以蓟县为沉积中心的中—新元古界，也奠定了燕山地区长期发育的以东西向裂陷为主的构造格局；震旦纪在该区北侧形成了基底沉降幅度达6000～8000m、近东西向展布的两个狭窄陆内裂陷区；寒武纪早中期该区可能作为华北北部的被动大陆边缘具有较全和较厚的沉积，寒武系底部存在泥质烃源岩；奥陶纪晚期具有轻微的抬升作用，导致华北盆地中部隔离海的形成（但可能有峰峰组的沉积）；晚奥陶世至晚石炭世期间，燕山地区开始强烈抬升，致使峰峰组在北部变薄，乃至缺失；海西期是燕山区构造活动强烈的时期，表现为自北而南强烈的逆冲推覆和剥蚀作用，控制了本溪组沉积以来北部前陆盆地的形成和向南部的迁移，使该区持续具有边缘相沉积；中生代以来，燕山区与华北盆地一起进入陆内演化阶段，前者虽然在印支期和燕山期具有强烈的活动，且活动带范围明显南移，但对后者已不具有明显的控制作用；新生代，燕山南缘断裂发生张性断裂活动，并切割地壳深部达中地壳及低速层，导致沿断裂带的玄武岩喷发，并成为渤海湾盆地的北界。

2.华北南缘断裂带

宝鸡-栾川-确山-信阳-合肥断裂是华北陆块与秦岭-大别活动带的边界断裂。根据现有的地质、地球物理、地球化学综合研究成果，秦岭-大别造山带主要由华北与扬子板块及夹于两者之间的秦岭微板块沿着2个主缝合带（商丹主缝合带和勉略主缝合带）经加里东期、晚海西期—印支期2次拼合碰撞而形成。

受秦岭-大别活动带的影响，华北陆块南缘断裂具有长期的运动学演化历史，运动方式也发生多次变化。下面根据本项目研究成果，分析该断裂的重要组成部分——肥中断裂带（合肥盆地肥西断裂和肥中断裂之间的区域）的运动学历史。

（1）断裂的形成阶段

对肥中断裂北侧震旦系和寒武系底部地层的研究表明，下震旦统主要为碳酸盐潮坪沉积，上震旦统主要为海底扇沉积，两者之间为一薄层的黄铁矿。对其宏观、微观和地球化学研究表明，这一接触界面为裂离不整合，表明下震旦统沉积之后有一次重要的断裂构造运动。根据合肥盆地钻井和地球物理资料推测，肥中断裂两侧古生代地层（可能包括新元古界）无论在沉积岩性还是在沉积厚度上都具有巨大的差异，构成向南厚度增大的棱柱体，推测肥中断裂在晚震旦世就已启动，当时的构造性质为同沉积张性断裂，这一构造运动是全球Rodinia超大陆裂解在华北陆块南部的反映。

（2）断裂的发展阶段

肥中断裂北侧寒武系底部主要发育具滑塌构造的含砂内碎屑灰岩相，从野外露头可以看出滑动面上下岩层产状的明显差异。变形岩层中由砂质含量的差别所显示的层理呈蛇状弯曲，并组成各式各样的同生褶曲。在褶曲之间可见到同生构造不太发育的灰岩滑块和同沉积重力断层，反映了快速堆积，并有基底活动的特征，可能与同沉积断裂的持续活动有关。断裂的持续活动控制了肥中断裂南、北两侧寒武纪—奥陶纪地层沉积厚度和沉积岩性的巨大差异，也证明了肥中断裂在寒武纪—奥陶纪为持续性发展阶段。

（3）断裂的反转阶段

根据合肥盆地钻井资料，肥中断裂北侧合深4井钻及的石炭系—二叠系，其岩性和生物组合完全可与淮南地区的相对比，为三角洲平原沼泽相沉积。肥中断裂南侧安参1井钻及的石炭系—二叠系，无论是岩性，还是厚度均与淮南地区的差异较大，下部石炭系为前三角洲相沉积，上部二叠系为三角洲相夹浅海相。并且，根据沉积地球化学判断的物源区分析，安参1井石炭系物源来自于大别山地区，二叠系物源来自于华北陆块内部。说明石炭纪早期华北盆地南部具有重要的反转作用，肥中断裂作为该时期沉积岩性和岩相的分界线，无疑也具有重要的反转作用。印支期，肥中断裂的反转达到最高峰，肥中断裂带的南侧有一块高阻（ρ=500Ω·m）地质体（佛子岭群）覆盖在古生界之上。

（4）断裂的继承期

沿肥中断裂、肥西断裂和六安断裂的南侧形成一系列北断南超的半地堑盆地，控制着早白垩世和古近纪地层，说明这些具有较长活动历史的断裂在中生代晚期和新生代具有明显的继承性活动。

根据上述分析，华北南缘断裂带具有较长的活动历史，一般经历了断裂形成期—断裂发展期—断裂反转期—断裂继承期等几个阶段，在不同时期具有不同的运动方式，既受到南部活动带发展演化的影响，又对华北盆地的演化和盆地性质起着重要的控制作用。其演化史分析对渤海湾盆地内部的断裂演化序列的分析具有启示作用。

3.郯城-庐江断裂带

郯城-庐江断裂（郯庐断裂）是华北盆地东部的边界断裂。对其启动时间、构造性质和演化历史均有较大争议（徐嘉炜，1992；徐树桐等，1992；汤加富等，2003）。

笔者认为，郯庐断裂形成于印支期，在中、新生代的演化历史中，断裂的性质多次产生变化。但目前郯庐断裂所在位置，在前中生代发展演化过程中，是作为华北盆地的东部活动带而存在的，这一活动带孕育于青白口纪，启动于震旦纪，发展于古生代，归并于（滨西太平洋构造）中、新生代，这一演化序列主要反映在渤海湾沉积作用上（详见盆地类型一节）。

青白口纪华北盆地东部即开始了大规模的沉降，北部地区，主要为一套厚度巨大（5000m）快速堆积的硬砂岩建造；南部地区存在相当于青白口系上部层位的淮南群，主要为一套砂页岩和碳酸盐岩建造，有向东、向南变厚的趋势。沉积层序特征，指示东部裂陷作用初期为坳陷阶段（曹高社等，2002）。震旦纪渤海湾地区沉积厚度巨大，向西呈台阶状变薄，并存在广泛的“地震灾变事件”，同沉积断裂活跃。

寒武纪—奥陶纪早期渤海湾地区沉积了寒武系底部地层，并且这些地层发育丰富的灰质角砾岩和震积岩，说明了快速的堆积作用和盆地斜坡的存在，但是这一斜坡可能非常狭窄，可能是作为位移转换断层而存在。寒武纪—奥陶纪晚期，华北盆地东部存在有标志大陆边缘沉积的藻礁灰岩（炒米店组）和标志抬升作用的三山子组，说明华北盆地东部也存在有早加里东运动，但华北盆地东部加里东晚期的挤压作用相对较弱，表现在峰峰组厚度并没有减薄。本溪组在渤海湾地区总体厚度及灰岩厚度最大，层数最多，向华北盆地中部无论沉积厚度还是灰岩都有所减少，结合盆地基底形态分析，该时期可能维持了寒武纪—奥陶纪晚期的应力状态。

印支期太平洋板块已全面参与到中国东部的演化活动中，中国东部整体由北向南发生剪切作用，由剪切所产生的断裂走向为北西向，并发育在东部活动带基础上，郯庐断裂正式形成，构造性质为左旋压扭性。早白垩世，太平洋区伊泽奈崎（Izanagi）板块快速斜向俯冲于东亚大陆之下，导致了郯庐断裂带左旋张扭性走滑；晚白垩世（85Ma左右），伊泽奈崎板块消失，太平洋板块正向俯冲于亚洲大陆之下，使得郯庐断裂的左旋活动停止。在45Ma左右（中始新世），印度板块与亚洲大陆发生了碰撞，在亚洲大陆东部发生了形成大型北北西向陆内走滑剪切带的右旋走滑作用。与此同时，太平洋板块对亚洲板块的俯冲由北北西转为北西西向，二者的共同作用使得郯庐断裂带由左旋走滑转为右旋走滑。

郯庐断裂的发育对渤海湾产生了重要影响，其由左旋走滑至右旋走滑的演化过程，使得渤海湾盆地区域应力场经历了由北东—南西向走滑拉张至北西—南东向走滑拉张的演变。

4.太行山及太行山前断裂

太行山是中国东部大型北东—北北东向构造带之一，其东侧为渤海湾盆地的控盆边界大断裂——太行山前断裂（或称太行山东断裂）。

太行山地区也是一个长期的构造活动带，在太古宙—古元古代是华北盆地统一基底形成的对接带（Zhao et al.，2000），其后在中—新元古代至古生代期间又有不同程度的表现（详见盆地类型一节）。中元古代长城纪太行山地区存在一狭长的北东向沉降带；寒武纪—奥陶纪早期，该区具有较厚的馒头组—张夏组沉积，向西到偏关地区缺失馒头组，向东厚度也明显变薄，反映这一时期太行地区也有同沉积断裂活动；寒武纪—奥陶纪晚期，太行山及其以西地区，峰峰组缺失，结合太行山及其东侧由膏岩层反映的北东向的隆起和凹陷，说明太行山地区在该时期发生了挤压抬升作用；本溪组沉积时期，太行山地区存在有较大的本溪组厚度，以及灰岩厚度和层数最多，向华北盆地中部有所减少，说明该时期太行山地区水体深度较大；中生代以来，该构造又重新复活，于三叠纪以后，晚侏罗世或之前太行山初步挤压隆起，对冀中地区燕山早期北东向逆冲断裂和褶皱的形成具有控制作用；晚侏罗世—早白垩世，该活动带性质转变为伸展状态，太行山东缘断裂正式形成，并控制北京凹陷、冀中坳陷上侏罗统—下白垩统沉积分布和岩浆活动；白垩纪末（68Ma前）进入主要的伸展滑脱时期，产生北东—南西向水平拉张，太行山隆升，并控制新生界的分布。

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