本区推覆构造出现于碰撞造山阶段，但在推覆期后又出现了强烈的构造变动，主要发生在后造山阶段，此时地壳已从挤压状态逐步过渡到拉伸状态，出现大规模的伸展构造。过去东秦岭造山带的研究中基本上未涉及到后造山阶段的构造问题，对后造山阶段的构造变动或未识别出来，或将其与造山阶段的推覆构造混同在一起，造成一定程度的混乱。本章节将不过多涉及本区后造山阶段的构造问题，而侧重于叙述后造山阶段的构造与造山期推覆构造的关系及其对后者的改造作用。
Ⅰ.熊耳山西北缘的伸展拆离断层
笔者等1991年秋在熊耳山西北山麓发现向北西倾斜的区域性低缓倾斜的正断层——拆离断层，这一断层的断面在很多地段被保存下来，紧贴断层面出现典型的微角砾岩带、绿泥石化碎裂岩带及绿泥石角砾岩带。熊耳山的太古宙片麻岩即沿这条拆离断层下盘被从深部抽拉至地表，后面的章节中我们将讨论这一问题。这里需要提到的是我们曾经以为熊耳山的太古宇来自推覆体的基底，但沿栾川北部及卢氏进行野外追索的结果表明，熊耳山的太古宇是大青沟逆冲岩席中延向深部的太古宇再次被拉到地表（图2-23），据此判断在太古宇之下应存在我们在栾川南部推覆体前缘所见到的主要逆冲断层及其下伏逆冲岩席中的时代较年轻的地层。
图2-23 横贯伏牛山北侧－熊耳山－洛宁盆地的构造剖面
（图例同前）
Ⅱ.熊耳山南坡的重力滑动构造
1.概况
栾川北部以熊耳山南坡坡脚的马超营—白土—秋扒河谷为界，河谷南北两侧分别出露两套官道口群（图2-1）。南带的官道口群即竹园沟逆冲岩席中的官道口群，其中除高山河组由于构造剥蚀保存较薄或缺失外，其他各组均发育齐全，前已提到这套地层变形较强烈，它们逆冲于栾川群之上；北带的官道口群呈残存的滑片大面积散布于熊耳山南坡及坡底的河谷中，其中绝大多数滑片因面积太小而无法表示于地质图上，仅狮子庙—潭头以北的熊耳山南坡存在两个大的滑片（图2-24），覆盖在熊耳群的不同层位上。
北带的官道口群出露了较厚的高山河组，据地调一队实测剖面研究，高山河组下段以石英岩为主夹紫色粘土岩，底部常有砾岩，厚33～84m；中段为偏碱性的火山岩（粗面岩及安山岩），厚56～134m；上段为石英岩与粘土岩及板岩互层，厚20～147m。从上述资料来看，在较小的范围内北带高山河组各段地层厚度变化较大，显然不能完全解释为原始沉积的厚度差异，而更合理的解释是由于后期重力滑动后不同地段地层保存完整性的差异造成的。北带的龙家园组由白云岩构成，常含硅质条带，某些层位含叠层石，其厚度一般小于600m，明显较南带的龙家园组（＞1000m）要薄得多，且缺失相当南带龙家园组上段的层位。
由于南带及北带的官道口群在分布上似乎大致以马超营断裂为界（实际上本区西部无论在马超营断裂带内或断裂带以南均出现北带官道口群的滑块），以及南带及北带官道口群发育完整程度的差异及相应的高山河组、龙家园组厚度的差异，因此多年来被作为马超营断裂是一条从中元古代后期即存在的深大断裂的证据之一，认为这条深大断裂控制其南、北两侧的沉积作用。这显然是一个极大的误解，其错误在于将现今地理上相距很近的地层误当作原始沉积地点也相距很近，而未考虑构造变动引起的位移可使原始沉积地相距较远的地层移动到相距很近的位置。本区的推覆构造及下面将提到的重力滑动构造是造成位移的原因。
图2-24 栾川马超营断层以北的区域构造图
1—太古宙片麻岩；2—中元古界熊耳群火山岩；3—官道口群高山河组；4—官道口群龙家园组；5—占近系；6—燕山晚期花岗岩；7—拆离断层；8—高角度正断层；9—滑动断层；10—马超营断层（MF）；11—地层不整合界线；12—断层角砾岩；13—剖而位置
2.滑覆体的结构特征
横过北带官道口群走向进行剖面观察，不难看出这些地层是处于由两个滑片构成的滑覆体之中。图2-25的A-A´剖面及 B-B´剖面长度均达10km左右，穿透了残存的滑覆体；C-C´剖面仅穿过滑覆体的一部分。由于后期近东西及北东走向高角度正断层的破坏，滑覆体基底原始坡度难以准确估算，但基底北高南低，由北往南滑动的态势跃然纸上。现今滑覆体北端及南端底部的高程大约在1250～850m之间，而北部熊耳山山岭的高程在2094～1700m之间，山岭均由熊耳群上部及顶部的地层构成，由此不难推断构成滑覆体的官道口群原来是处于现今熊耳山的山岭以上部位，熊耳山的逐步隆起使上述地层从山顶失稳而向南滑动。
将北带分布的官道口群整体视为一滑覆体的主要依据是这里的官道口群与熊耳群之间及官道口群内部的高山河组与龙家园组之间均以滑动断面相接触。图2-26为栾川秋扒北沟的素描图，这里处于滑覆体前缘，其中熊耳群、高山河组及龙家园组三者之间均呈断层接触。通常滑动断面在滑覆体前缘呈强烈挤压状态，断面以下底板的熊耳群多已发生叶理化，叶理化带最厚处可达20m（图2-25，Ⅰ）。滑覆体前缘带直接覆于基底之上的高山河组粘土岩类亦叶理化，但厚层石英岩则多已成为角砾岩或碎裂岩。在前缘带之后滑覆体与基底的接触部位多未出露于地表，但从野外所观察到的几处滑覆体后部接触关系来看均为断层接触，而这些接触面却常被误认为是平行不整合面。
我们所观察的现象表明，在前缘带以外滑覆体底部的高山河组石英岩多出现由密集的裂隙构成的菱块状破碎带，局部见到角砾岩，破碎带的厚度多在20m左右。A-A´剖面的北端（图2-25，Ⅲ）滑覆体底部断面呈搓板状起伏不平，这是由于在滑动的过程中上覆滑覆体出现一些陡倾的小正断层所引起的，这里底部石英岩亦出现菱块状破碎。前缘带以外与前缘带不同，其底部滑动断层以下的基底熊耳群叶理化现象不明显。滑覆体内部高山河组与龙家园组之间的断层使滑覆体分开成两个滑片。在前缘带，高山河组与龙家园组之间的断面倾角较陡，沿断面出现厚几米至十余米的角砾岩或碎裂岩带（图2-25，Ⅰ、Ⅱ）。离前缘稍远，两者之间颇似整合接触关系，但仔细追索仍能辨认出两者呈断层接触。例如在C-C´剖面的中部，我们在山坡下部见到上述两个组的地层极似整合接触（图2-25，Ⅳ），仅在接触带处见厚约0～40cm含角砾的叶理化红色泥岩，滑动断面即从此处通过。沿接触面往上追索，上述断面陡倾且波状弯曲，上覆龙家园组大理岩在近断层处出现褶皱，岩石已叶理化及形成角砾岩（图2-25，Ⅳ2），上、下地层断层接触关系极为清楚。
在整个滑覆体中，前缘为强烈挤压带，除上面所说的滑动断层上、下盘发育厚的叶理化带外，前缘带的地层出现强烈褶皱及冲断现象（图2-25，Ⅰ、Ⅱ）。前缘挤压带的宽度一般不超过1km，往后滑覆体内部的变形逐渐减弱，一般多呈倾向SW220°的单斜岩层，倾角多在20°～45°之间。滑覆体后部除了见到图2-25，Ⅲ那样的小型陡倾正断层外，还见到一些规模不大的走滑断层，这些断层的走向与地层走向垂直或斜交，其倾角直立。这些断层分布于滑覆体的滑片内部，推测是滑覆体下滑的过程中不同部位滑移速率不一致，从而导致滑片撕裂引起的，即相当于捩断层（tear fault）。
3.滑动构造的形成过程及发生的构造背景
平面及剖面图均显示滑覆体内部主要由两个滑片组成，即下部由高山河组的砂、泥岩构成的滑片及上部由龙家园组白云岩构成的滑片。但在孤石坪一带（图2-25的B-B´剖面南端），似乎存在着另一个更高层次的由高山河组及龙家园组构成的滑片，它们盖在上述两个滑片之上。考虑到此处位于滑覆体前缘部位，可能前缘带经受强烈的挤压使原来的两个滑片解体及局部向北反冲。上述现象是局部反冲造成的，即实际上仍为两个滑片。
图2-25 穿过栾川熊耳山南坡滑覆体的横剖面及剖面中的局部片段放大图
1—熊耳群；2—高山河组（Pt2g）；3—龙家园组（Pt2l）；4—滑动断层；5—滑动期后高角度正断层；6—叶理化带；7—构造角砾岩
图Ⅳ1、Ⅳ2中：1—高山河组泥岩；2—叶理化的泥岩；3—薄层含砂粒白云岩；4—钙质泥岩；5—白云岩；6—断层角砾岩
（A-A´，B-B´、C-C´为横剖面，其中Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ等标出位置即下面放大片段图的部位）
问题是这两个滑片到底是一次还是两次滑动造成的？Cooper曾讨论过多次重力滑动的情况下滑覆体的特征，从他的图解（图2-27）可看出，当未滑动的原始地层是未经受强烈构造变动的产状平缓且层序正常的地层时，在多次滑落的过程中，原来顶部最年轻的地层首先下滑，紧接着依次下滑的地层时代逐渐变老，从而在滑覆体内部出现倒叠层序（diverticulation）的现象。本区滑覆体上、下两个滑片未出现倒叠，故它们不是先后两次重力滑动形成的。推测当熊耳山隆起到一定高度导致岩层重力失稳时，山顶的官道口群沿与熊耳群不整合的界面整体向下滑动，在滑动的过程中原来整体下滑的块体由于底部与基底熊耳群摩擦较大，使滑覆体下部地层相对上部地层滑落的运动速度减缓，即上部地层在下滑的过程中具有更大的动能，加之高山河组顶部有大量粘土质岩层，于是沿这些软弱层原来整体的滑覆体发生裂解滑脱，导致高山河组与龙家园组分离成两个滑片。尽管在滑动过程中一部分地层滑落丢失，但总体来看原来的地层层序未变且大部分保存下来，从而长期以来被误认为是一套连续完整的地层序列。
图2-26 栾川县秋扒北沟弧石坪村西山头滑覆体前缘野外素描图
（关保德素描）
图2-27 多次重力滑动在滑覆体内部产生的倒叠层序
（据Cooper,1981)
1、2、3表示滑片形成的先后顺序
我们对熊耳山南坡重力滑动构造在豫西构造演化中的序列及发生的背景更感兴趣，这一滑动构造与现今熊耳山的地貌特征相吻合，它应是熊耳山逐渐隆起的过程中发生的，即应属于较新的构造。前已提到，东秦岭陆内造山过程中构造推覆使地壳增厚，隆起，从而在后造山阶段出现拆离伸展构造，熊耳山即是在这一阶段逐渐隆起的，因此这一重力滑动构造应发生在后造山阶段的晚期。由此栾川北部地区燕山期以来的构造演化（图2-28）可分为三段：I——燕山早期构造推覆引起地壳缩短、堆垛、增厚；Ⅱ——燕山晚期伸展塌陷，出现拆离伸展剪切带，熊耳山逐渐隆起且靠近山顶的地层发生重力滑动构造；Ⅲ——后期地壳继续伸展，出现从众多高角度正断层，滑覆体被正断层破坏。
图2-28 燕山期以来栾川北部构造演化示意图
l—太古宇；2—中元古界熊耳群；3—中元古界官道口群；4—震旦纪栾川群；5—中—新元古界宽坪群及其他地层；6—震旦系—早古生界陶湾群；7—上白垩统—古近系；8—燕山期花岗岩；9—逆冲断层及正断层；10—栾川逆冲断层；I1—马超营断层
Ⅲ.关于马超营断层的问题
马超营断层是东秦岭一条著名的断层，分布于本区北部，是20世纪50年代秦岭区测队发现及命名的一条断层。80年代中期之前，此断层被认为是一条深大断裂，80年代中期之后，被认为是一条韧性推覆剪切带。当我们查阅有关马超营断层的资料时，发现如此负有盛名的断层长期以来真正深入的研究工作却做得很少。这一断层带中曾经开采银铅锌矿且留下了长达十余千米的老硐带，其中有些老硐规模相当大，近年来这一带又陆续发现大量的金矿点，因此矿产地质工作者对此断层十分重视。张国伟（2001）在其新著中，对马超营断裂带提供了一些新的资料，也提出颇有争议的一些看法。根据区调资料及笔者的野外观察，此断裂带的基本特征可概括如下。
A.如图2-2所示，这一断层由近东西走向的多条断裂带构成，向北陡倾或直立，现今断层两盘出露的地层为属于南天门逆冲岩席经受绿片岩相变质作用的熊耳群火山岩，局部地段（如康山一带）切过大青沟逆冲岩席的太古宙地层。
B.马超营断裂带总的宽度可达4km，单个断裂破碎带的宽度约为数十米至数百米，但断裂带之间往往有完整未破碎的弱应变域，因此整个断裂带并不构成连续的破碎带。这一断层往东延至嵩县西部，往西过卢氏盆地后即难辨踪迹，其规模比人们想像得要小。近年来有人根据铅同位素的研究，认为这一断裂带为超壳的深断裂，但此研究方法的可靠性值得怀疑，因为沿马超营断层带充填铅锌矿，在对矿石中铅的来源未弄清之前下此结论为时过早，同时断层延伸的深度未能得到物探资料的证实。
C.迄今我们沿马超营断裂带所见到的都是碎裂岩系列的构造岩，主要为断层角砾岩、碎裂岩，未见到糜棱岩。前面我们提到马超营断裂主要处于南天门逆冲岩席之中，这一逆冲岩席由熊耳群构成，在南天门逆冲断层活动阶段此岩席中交替出现强烈片理化的强应变带与微弱、甚至未片理化的弱应变带，且南部靠近南天门逆冲断层处强应变带最厚（达数百米），往北强应变带逐渐变薄，实际上强应变带中常出现石英动态重结晶的糜棱岩化现象。张国伟提到马超营断裂带早期为韧性推覆剪切带，他所指的韧性推覆剪切带应为南天门逆冲断层活动的产物，它显然发生于北缘推覆构造形成阶段，而马超营断裂带作为后期脆性断裂带叠加在其上。
D.如前所述，横穿本区推覆构造带，在较低层次的逆冲岩席中，见到平卧倒转褶皱，而随着向上逆冲岩席的层次愈来愈浅，褶皱也逐渐变为斜歪褶皱、直立褶皱，与此同时也由紧闭褶皱逐渐趋向于宽缓，在竹圈沟逆冲岩席中仅见轴面直立宽缓的褶皱。而张国伟等提供的沿马超营断裂带出现同斜倒转褶皱的问题笔者持怀疑态度，其原因是在厚层熊耳群火山岩中极难找到标志层确定褶皱的存在，并且沿马超营断裂带地质队曾做过大比例尺地质填图，应当说根据火山岩岩性的差异在填图过程中是不可能遗漏大的褶曲构造的。
E.从地表观察，马超营断裂带总体上显示张性断层特征。前已提到熊耳山南坡重力滑动构造的滑块由官道口群构成，大多数滑块出现在马超营断层的北侧，但西部的一些小滑块出现在该断裂带南侧，更有一些滑块处于断裂带内部，例如：处于栾川县杨树沟—过山洞一段断裂带的马超营铅锌矿带，矿化围岩为官道口群龙家园组白云岩，此类滑块如何进入断裂带中颇费思量，但断裂带两盘围岩均为熊耳群，在熊耳山重力滑动构造发生之后再出现推覆构造将滑块卷入构造带中是难以想像的，因此滑块可能是在拉张的条件下进入断裂带的。东部的潭头盆地（图2-24）为晚白垩世—始新世的半地堑式沉积盆地，马超营断裂带一条主要断裂位于该盆地南缘，控制了盆地的沉积作用，从而显示断裂的张性特征及其与晚期阶段的伸展构造有关。笔者曾经推测马超营断裂带后期可能也出现过走滑性质的位移，张国伟所引用的资料提到该断裂带北侧的康山断层为一晚期左行走滑断层，并认为这一断层以北是往北推覆的逆冲断层带，以南是往南推覆的逆冲断裂带，构成以马超营断层为中轴的“似剪切走滑正花状构造”，笔者以为即使康山断层是走滑断层，对这一马超营断裂带中规模不大的走滑断层能否构成如此规模大的复杂区域构造持怀疑态度。
F.马超营断层的断距并非人们想像得那样巨大，其依据是被断层斜切而出露于断层两盘的大青沟逆冲岩席中的地层未显示出巨大的落差，同时潭头盆地沉积物总厚度也仅为1187m，亦表明断距不大。