庐断裂带的形成与演变

庐断裂带的形成与演变

今天的亚洲面积为44.06km2。这是一个有许多起源不同且相对较小的微大陆（或区块），经过多次增生、扩大和冲突后形成的复合大陆（w，1997，1998，1999；wu根耀，2006a）。在亚洲大陆的形成中有两次特别重要的造山事件,一是海西-印支运动,海西运动使古亚洲洋(有人称古蒙古洋或兴安岭—蒙古洋)闭合,印支运动使古特提斯洋闭合,众多微大陆的拼合而有中国—东南亚次大陆形成;二是燕山运动,它使环绕中国—东南亚次大陆的新特提斯洋部分(有人称中特提斯洋)闭合,亚洲大陆的雏形出现。今天的亚洲大陆内不乏长度逾千公里的巨大断裂,它原是这些微大陆(或地块)的边界断裂,随微大陆(或地块)的拼合而逐步连成一体,并因其后的反复活动而成为一条内部组成十分复杂的断裂带。亚洲东部的郯(城-)庐(江)断裂带便是一例。郯庐断裂命名于山东南部的郯城和安徽的庐江。现文献中所称郯庐断裂带,南起湖北黄梅,近北北东向越渤海,穿过东三省和俄罗斯东部而入鄂霍次克海,长约3500km。对其南延尚有不同认识。徐嘉炜(1980)认为郯庐断裂带的南延有3条分支:东支为江西境内的赣江断裂和广东境内的吴川—四会断裂,斜穿雷州半岛入北部湾,西支则斜穿湖南中东部和广西东部而入越南。按这一认识,郯庐断裂带全长可达5000km。本文拟从简述各微大陆的演化着手,恢复地史期间的“郯庐断裂带”的分段面貌,探讨郯庐断裂带的形成和演化,进而剖析郯庐断裂带的性质问题。1前白牙的“olt断裂带”郯庐断裂带的主体在前白垩纪时是一些彼此分隔的微大陆的边界断裂,可分3段简述如下(图1)。(1)苏鲁断裂带的演变本文所称“鲁皖段”即“郯庐断裂”或古郯庐断裂,曾是连接秦岭—大别洋盆与苏鲁洋盆的转换断层(吴根耀等,2003b;WuGenyao,2005)。“郯庐断裂”以西,分开华北微大陆与扬子微大陆的秦岭—大别洋自石炭纪开始剪刀式地(东早西晚)向北消减,至晚三叠世全部闭合,因而秦岭—大别造山带印支期的磨拉石建造和逆冲推覆构造明显地自东向西迁移(孙晓猛等,2004)。“郯庐断裂”以东的下扬子地区,无论是早前寒武纪基底和新元古代—中生代的沉积—火山建造,还是区域成矿和构造运动专属性,都与扬子微大陆有明显的不同,指示苏皖地块是特提斯演化阶段独立的构造单元(吴根耀等,2002a)。苏皖地块以北是苏鲁洋盆,它在印支运动时尽管发生了消减,但并未闭合。燕山运动在“郯庐断裂”两侧表现出炯然不同的面貌:其东是苏鲁洋的消减闭合及嗣后的胶辽微大陆与苏皖地块碰撞,属板间的(interplate)造山运动;其西则是秦岭—大别印支造山带的活化并发生陆内或称板内的(intraplate)造山运动(吴根耀,2002;吴根耀等,2003b;孙晓猛等,2004;WuGenyao,2005)。因此,秦岭—大别造山带与苏鲁造山带是两个不同时代的造山带,不是被后期左行平移错断的同一个造山带。同样,大别高压—超高压变质带与苏鲁高压—超高压变质带不是被后期左行平移错断的同一条变质带。苏鲁带超高压岩的主形成期(距今220～210Ma)较大别的(距今240～230Ma)晚,俯冲的深度也更大(杨文采等,1999)。大别带的变质岩经历了3个阶段的折返,前两个阶段分别发生在距今240～220Ma和220～180Ma,故超高压变质岩在晚侏罗世时已折返到地表并被全部剥蚀,始新世以来因秦岭的强烈抬升而使超高压岩再次折返到地表(李双应等,2005)。苏鲁带的超高压变质岩经历了两阶段的折返:距今218～213Ma和213～204Ma(LiJinyietal.,2003),折返开始得晚,但折返速度快,因而有与大别明显不同的冷却速率曲线(ChenDaogongandChengHao,2004;WuGenyao,2005及后附文献)。综上所述,“郯庐断裂带”鲁皖段的演化经历了3大阶段。1)大洋中的转换断层,深切岩石圈,它转换连接的秦岭—大别洋和苏鲁洋有不同的演化历程。2)秦岭—大别洋闭合后扬子微大陆与华北微大陆拼合,它成为印支运动造就的中国—东南亚次大陆的边缘剪切断层,控制了燕山期斜向汇聚—剪切造山带的发育。3)苏鲁洋闭合后,苏皖地块在与胶辽微大陆碰撞的同时与扬子—华北微大陆斜向碰撞并拼合,它成为陆内的左行走滑断层,即传统意义上的郯庐断裂。相应地,前两个阶段可称为古郯庐断裂或“郯庐断裂”。(2)关于晚石炭世晚期至二叠纪时的构造界限“郯庐断裂带”辽渤段的主体位于辽宁省和渤海中部,可称辽渤断裂(曾被某些研究者视为依兰—伊通断裂或其南延,并作为华北地台的次级单元辽冀台向斜和辽东台背斜之间的分界)。唐克东等(1995)最先提出:辽东、徐淮和朝鲜半岛北部地区从古元古代到古生代的沉积和生物群与华北有较大差别,有亲华南的色彩,因而与华北微大陆不属同一构造单元,称渤海地块。乔秀夫等(2002)认为:胶辽朝块体(本文称胶辽微大陆)与华北块体是被古郯庐断裂分开的两个构造单元,因而从新元古代至晚石炭世早期的沉积具明显不同的面貌,晚石炭世晚期至二叠纪时两者才拼合在一起。吴根耀等(2003b)同意这一观点,即:“郯庐断裂带”辽渤段是华北微大陆与胶辽微大陆之间的构造分界。本文进一步强调以下认识。1)尽管胶辽微大陆与华北微大陆有相近的地球化学场,反映它们在早前寒武纪时同属中朝构造域,已有的同位素精细定年仍表明两者间有若干差别,如:原认为可靠的古太古代地层仅见于河北迁安县的曹庄,近年来在辽宁鞍山陈台沟村发现的表壳岩年龄为3320～3360Ma(转引自沈其韩等,2004),反映辽胶地区克拉通化的时代略晚于华北地区;相应地,太古宙末期广为发育的花岗岩侵入活动,在华北微大陆中部的阜平—五台—恒山地区为2530Ma±,而在辽宁为2500(或2440～2500)Ma±(路孝平等,2004)。2)中元古代时燕山裂堑(aulacogen,曾译裂陷槽)内有古地震带发育(乔秀夫,2002),燕山裂堑向北连通古亚洲洋。沿“郯庐断裂带”辽渤段中元古代和震旦纪时都有地震发生,是一条规模巨大的控震断裂(乔秀夫,2002)。这些同沉积的控震断裂可能属古亚洲洋域中的转换断层系,前述的古郯庐断裂则是特提斯洋域中的转换断层。3)由于中元古代时洋盆的张开及其在中元古代末-新元古代的消减,罗迪尼亚超大陆的形成与裂解,震旦纪—早古生代时构造格局已发生了巨大的变化。反映在沉积记录上,华北微大陆普遍缺失震旦系和志留-泥盆系,而胶辽微大陆上震旦系和志留-泥盆系发育完好。4)海西运动时古亚洲洋全面闭合,因而晚石炭世晚期起胶辽微大陆与华北微大陆联合(或拼合)为一体,联合(或拼合)的细节尚待研究。相应地,晚石炭世晚期—二叠纪时“郯庐断裂带”辽渤段处于构造平静期。(3)敦煌化—吉黑段吉林、黑龙江、内蒙古东部及邻接的俄罗斯和蒙古地区的大陆地壳,除西伯利亚克拉通外还包括了下列3部分。一是原位于中朝构造域与西伯利亚大陆之间的中间地块,如额尔古纳(或称克鲁伦—额尔古纳)地块、布列因—佳木斯地块等(谢鸣谦,2000),其面积显然小于微大陆。二是古生代时增生的火山—沉积楔,包括:增生在西伯利亚克拉通南缘的(即自北向南增生的)火山—沉积楔,和增生在这些中间地块边缘的火山—沉积楔。这两者与西伯利亚克拉通可合称西伯利亚次大陆。三是中-新生代时拼贴在该次大陆东缘的外来(移置)地体(或地块),见下述。郯庐断裂带延至该区内,曾被认为分为3支,自东向西依次为:敦化—密山断裂,依兰—伊通断裂和长春—哈尔滨断裂。本文认为:“郯庐断裂带”吉黑段应指敦化—密山断裂,它是上述外来的(移置的)拼贴地体(地块)的西界。敦化—密山断裂命名于吉林延边的敦化和黑龙江(兴凯湖西北)的密山,其西是佳木斯地块和张广才岭陆缘带,其东是兴凯地体。后者包括了两部分:主体是一古老地块(包括基底变质岩系和中-晚元古代被动陆缘沉积),该地块的最大特点是早寒武世时被卷入造山作用(兴凯运动),早-中寒武世发育磨拉石建造,因而它既不归属中朝构造域也不归属华南构造域;其南是一个开阔的古生代活动陆缘带,唐克东等(1995)称延吉—西滨海带和南滨海带。晚二叠世至三叠纪早期时它与胶辽微大陆碰撞拼合,吉林的延边开山屯蛇绿岩可作为该造山带的物质记录。在亚洲大陆(不包括日本列岛等)东北边缘区识别出的一系列地体中,兴凯地体可能是唯一见古老地块地质记录的地体。兴凯地体以北是那丹哈达—比金地体,由已经混杂的石炭系至中侏罗统构成;提塘阶顶部为厚度不大的含海百合茎的鲕状灰岩,其上为紫红色泥岩夹灰岩透镜体,属拼贴造山结束后的盖层沉积(邵济安等,1995)。换言之,该地体是晚侏罗世完成拼贴的,故提塘末期至早白垩世贝利阿斯期沉积与其西的亚洲大陆相同。阿丹哈达—比金地体和兴凯地体以东,是中锡霍特阿林(或称萨马尔金)地体(唐克东等,1995)和杭加利地体,两者也都是晚侏罗世的拼贴地体(邵济安等,1995)。更向东,依次为早白垩世拼贴的祖拉夫列夫卡地体和野猪河地体,早白垩世末至晚白垩世拼贴的基玛地体和晚白垩世拼贴的海岸(或称滨岸)地体(邵济安等,1995),构成一向东增生扩大的大陆边缘带(图2)。这样,敦化—密山断裂的北延有2种方案。黑龙江省地质矿产局(1993)认为该断裂过密山后折为北东东向,经虎林越乌苏里江入俄罗斯(此段构成那丹哈达—比金地体与兴凯地体的分界),再折为近北北东向,成为萨马尔金地体的西界(北段)和北界,然后作为杭加利地体的西界北延至鄂霍次克海。本文则认为它过密山后大致沿完达山西麓继续向北北东延伸(大和镇见糜棱岩),构成阿丹哈达—比金地体的西界,之后沿挠力河斜穿乌苏里江入俄罗斯(此段构成那丹哈达—比金地体的北界),再作为杭加里地体的西界继续北延(图2)。简言之,敦化—密山断裂古生代时是佳木斯地块和张广才岭陆缘带的东界,晚二叠世至侏罗纪时作为拼贴的外来地体的西界,白垩纪时因外来地体的持续拼贴而遭受改造。(4)晚侏罗世至晚白垩世之交从来上述“郯庐断裂带”的鲁皖段、辽渤段和吉黑段前白垩纪时都是重要的构造边界。现作为郯庐断裂带的其它段在前白垩纪的大部分时间里主要是作为块(板)内断裂出现的,择要简述如下。依兰—伊通断裂(或称伊兰—舒兰断裂)的雏形是布列因—佳木斯地块的块内断裂,故在古生代时已经存在,不是黑龙江省地质矿产局(1993)认为的“形成于晚印支与早燕山旋回的转换期”。其两侧的古生代地层或岩体中常见较宽的强烈挤压带,说明白垩纪之前有过挤压活动,这一挤压应力场应来自上述的那丹哈达—比金等地体晚侏罗世时的斜向汇聚和拼贴。在早白垩世的拼贴事件中,除上述提到的祖拉夫列夫卡等拼贴地体外,还有一个向西楔入的下黑龙江地体(邵济安等,1995)。依兰—伊通断裂北延入俄后早白垩世时可能曾是下黑龙江地体楔入的西界(布列因地块与下黑龙江地体的分界)。作为郯庐断裂带南延东支的赣江断裂,是一条位于南昌与新建之间的近南北向的复杂断裂带(梁兴等,2006a)。该断裂以东有早前寒武纪古老岩石出露,包括基底(低铝型的灰色片麻岩即TTG岩套)和其上的表壳岩(星子群火山—沉积地层),其岩石化学特征与川滇地区的相应岩石一致(吴根耀,2006b),充分说明赣江断裂只是扬子微大陆内部的一条陆内断裂。前侏罗纪时该断裂的活动并不明显(梁兴等,2006a),早白垩世时才发生明显的左行走滑而成为郯庐断裂带的南延部分。赣江断裂以西,湘东北的长(沙-)平(江)断裂也是郯庐断裂带的南延(许德如等,2006),北延经鄂东南咸宁连接团(风-)麻(城)断裂(吴根耀,1997)。吴根耀等(2002a)已提出:苏皖地块在特提斯演化阶段是独立于扬子微大陆之外的构造单元,其西界的北段是古郯庐断裂,南段则是团麻断裂,两者由北西走向的英店—青山口断裂相连。因而,团麻断裂应属微大陆的边界断裂。在苏皖地块的演化过程中,其西部(九江—瑞昌亚地块)先与扬子微大陆联合(吴根耀等,2003b),团麻断裂成为陆内的深断裂,在早白垩世亚洲东部广为发育的左行剪切应力场作用下它发生左行走滑,并向扬子微大陆内扩大其规模,使长平断裂成为郯庐断裂带南延的西支(图1中表示为团麻断裂)。2相对运动意义海西运动使古亚洲洋闭合,印支运动则使秦岭—大别等古特提斯洋盆闭合,这极大地改变了全球的大地构造格局。伴随中国—东南亚次大陆的形成,其外侧和陆内都有张裂活动发生,因而该次大陆为新特提斯洋域围绕。“郯庐断裂带”辽渤段三叠纪开始即发育为一裂谷带(乔秀夫等,2002),因而胶辽微大陆与华北微大陆三叠-侏罗纪时的动植物群有明显差别(邵济安等,1995)。中国—东南亚次大陆以北是蒙古—鄂霍次克洋,它在中-晚侏罗世时消减并闭合(参阅吴根耀,2002及后附文献)。与此同步的是那丹哈达—比金、萨马尔金和杭加利等地体的斜向汇聚,并于晚侏罗世晚期沿敦化—密山断裂最终拼贴到亚洲大陆的雏形上。随苏鲁洋在晚侏罗世的消减并闭合,早白垩世时苏皖地块与胶辽微大陆碰撞并与中国—东南亚次大陆联合成一体,相应地,“郯庐断裂带”的鲁皖段、辽渤段和吉黑段最终连接成一条亚洲大陆雏形上的巨大陆内断裂,即郯庐断裂带,它以早白垩世的左行走滑活动和晚白垩世的张裂活动为表证。在这两期断层活动中,郯庐断裂带既在不断扩大其规模,也因局部应力场的不同而表现出区段间活动性的差异。早白垩世的左行走滑已获得了大量的证据(牛漫兰等,2002;朱光等,2004,及后附文献)。这一活动来自两方面的控制因素,一是郯庐断裂带两侧块体的相对运动,二是亚洲大陆雏形东部边缘的大区域构造应力场。郯庐断裂带两侧块体的相对运动包括了两方面的意义。一是拼合后的扬子—华北微大陆侏罗-白垩纪时尽管继续向北漂移,但苏皖地块该时期北移的速度更快(古地磁资料可参阅吴根耀等,2002a,及后附文献),因而位于两者之间的郯庐断裂带表现为一左行走滑带。二是苏皖地块在向北漂移时还沿(左行走滑)的江南断裂发生向西的楔入或嵌入(吴根耀等,2003b;WuGenyao,2005),这种楔入必然导致邻侧地区的构造逸脱。换言之,左行走滑是在一个动态演化的过程中发生的构造事件(前述那丹哈达—比金等地体的拼贴也发生在一个动态演化的过程中),不是一个现成的地质体被简单地错断和平移。早白垩世时,亚洲大陆雏形的东部边缘存在一个大区域的左行剪切构造应力场,表现如下。1)中国东南沿海区,东海微大陆沿长乐—南澳断裂拼贴到中国—东南亚次大陆上,并发生斜向汇聚—剪切造山,该断裂的左行(斜冲)走滑活动主要发生在距今142～123Ma,距今118～115Ma时停止活动(WuGenyaoetal.,1998;吴根耀,2002);2)在西南日本,侏罗纪-早白垩世是重要的消减和多个地体的拼贴碰撞期(Hadaetal.,2001)。3)俄罗斯东部,早白垩世时,沿锡霍特中央断裂相继拼贴了野猪河地体、祖拉夫列夫卡地体和基玛地体(邵济安等,1995)。大陆边缘区的这一左行剪切构造应力场必将在陆内形成新的左行走滑的北东向断裂,或激活陆内的同方向断裂发生左行走滑。如赣江断裂,基于对湖口、德安、赛阳等地新生的多硅白云母和黑云母的Ar-Ar法测年,Linetal.(2000)认为赣江断裂的左行走滑主要发生在距今125.6～92.7Ma。它控制了南昌—泾口地区早白垩世晚期的拉分盆地(鄱阳盆地)发育,沉积记录称冷水坞组;盆内的次级构造单元呈近北西向延伸,反映了因赣江断裂的左行走滑而发育的共轭断层的控制作用(梁兴等,2006a)。作为苏皖地块西界(北段)的郯庐断裂延入湖北后转换为秦岭—大别造山带,在造山带之南苏皖地块的西界(南段)西延至团(风-)麻(城)断裂。亚洲大陆雏形形成后,团麻断裂与原陆内的咸宁—长平断裂连接成一条断裂(以下即称团麻断裂),早白垩世时它与赣江断裂有相同的活动方式,盆地记录见于湘潭—长沙一线(吴根耀,1997)。现普遍赞同赣江断裂和团麻断裂是郯庐断裂带的南延,但本文与徐嘉炜(1980)认识不同的是:广东境内因有东西走向的燕山期前陆褶皱冲断带发育,向北扩展至粤赣交界处(WuGenyaoetal.,1998),赣江断裂只发育于赣中-北地区;湖南大部分地区被卷入燕山期的陆内造山运动(即川黔湘—鄂南褶皱冲断系,WuGenyao,2000),团麻断裂仅限于湘东北。郯庐断裂带晚白垩世的张裂活动也已获得了大量的证据,且张裂活动有南早北晚的趋势(朱光等,2001;侯贵廷等,2003;周建波等,2005)。本文试图强调以下2点:空间上沿郯庐断裂带张裂活动的发生和强度各地并不一致;时间上,晚白垩世的断陷盆地可能还经历了一个复杂的演化过程。在中国东南沿海区,斜向汇聚—剪切造山作用早白垩世末已结束(这可从长乐—南澳断裂两侧均被石帽山群不整合覆盖得到佐证);在日本西南部,这一造山作用可持续到晚白垩世(Hayamaetal.,1996)。由于挤压应力场已经松弛,华南晚白垩世的断陷盆地相对发育较好。赣江断裂控制了包括鄱阳盆地在内的庐山—星子裂谷发育,南延可达吉安;团麻断裂则控制了孝感断陷、梁子湖断陷等盆地的形成(吴根耀,1997)。东北地区则明显不同;由于地体的拼贴事件在晚白垩世时仍在进行(邵济安等,1995;吴根耀,2006a),因而敦化—密山断裂和依兰—伊通断裂仍处于挤压状态,仅长春—哈尔滨断裂以西地区有上白垩统发育(松辽盆地)。1∶200000区调时在佳木斯附近和四平市东南等地都发现沿依兰—伊通断裂发育的下白垩统因被卷入对冲构造而发育褶皱,可视作晚白垩世时大陆边缘因地体拼贴而增生的陆内响应。换言之,敦化—密山断裂和依兰—伊通断裂晚白垩世时处于剪切—挤压状态,明显不同于辽渤断裂、郯庐断裂、赣江断裂和团麻断裂的伸展(或剪切—拉张)活动。晚白垩世断陷盆地(或拉分盆地)的发育实际上经历了两个阶段。以鄱阳盆地为例,早白垩世晚期因赣江断裂的左行走滑活动有拉分盆地形成,地质记录为冷水坞组;晚白垩世早期发展为断陷盆地,周家店组的沉积范围不但明显扩大,盆地(及盆内次级构造单元)呈近北北东向延伸。之后,赣江断裂发生右行走滑,相应地,北东东走向的断层发生向南的冲断,因而在地表(如南昌市北的樵舍村)和钻孔中(如B81井)可见前寒武纪变质岩冲断在冷水坞组和周家店组之上(梁兴等,2005,2006b)。换言之,晚白垩世晚期的南雄组沉积是第2期拉分—断陷盆地的记录,该期断陷盆地持续到古新世(沉积称清江组)和始新世。吴根耀等(2003b)在剖析苏鲁造山带形成时发现:在早白垩世的碰撞造山时,郯庐断裂处于左行走滑活动状态,因而其东地区发生向北(北)西的冲断—推覆构造;晚白垩世是造山带的坍塌阶段,郯庐断裂以东地区发生由北西向南东的滑覆构造,相应地,郯庐断裂应表现为右行走滑。上述鄱阳盆地经历了两次从拉分到断陷的发育过程并反映的赣江断裂先后发生过左行走滑和右行走滑,正是在苏鲁造山带形成的这一大背景之下发生的,充分证明盆地发育与造山过程是耦合的。3间里断裂的构造背景及构造差异对郯庐断裂带的性质,至20世纪80年代初形成了基本两种观点。一是以徐嘉炜(1980)为代表的左行平移运动的观点,认为其两侧的各种地质体被有规律的依次错开,辽东—鲁西地区的平移幅度最大,可达740km;另一种是以许志琴等(1982)为代表的大陆裂谷观点,它以其中段(即沂沐裂谷)早白垩世早期的强烈火山活动为典型。最近,侯明金等(2004)提出印支期是扬子地块(包括了下扬子地区即苏皖地块)与华北地块(包括了胶辽地区即胶辽微大陆)的碰撞期,郯庐断裂带表现为由北北西向南南东的斜向逆冲推覆性质,燕山期以来则成为平移断裂系。笔者曾屡次提及郯庐断裂在中国乃至亚洲东部的燕山期造山带中的地位(吴根耀等,2002b,2003b),认为它是亚洲东部广为发育的燕山期板间的造山作用(带)与板内的(陆内的)造山作用(带)之间的分界(WuGenyao,2005)。本文进一步提出:郯庐断裂带自身也控制了一条燕山期斜向汇聚—剪切造山带的发育,或者说,郯庐断裂带本质上是一条斜向汇聚—剪切造山带。被卷入造山作用的构造单元在不同地段则有明显差异。在鲁皖段,古郯庐断裂以东的苏皖地块震旦纪和古生代的大部分时间里属华南构造域,晚石炭世-二叠纪因北东东向断层的右行走滑作用而向东漂移出去,应属半原地的地块。在吉黑段及毗邻的俄罗斯,敦化—密山断裂以东的一系列拼贴单元(包括具古老变质基底的兴凯地体),都是一些外来的(移置的)地体。郯庐断裂带的左行走滑正是为这一斜向汇聚—左行剪切造山作用决定的。需说明的是:走滑位移量尽管十分巨大,但因为走滑位移量可能被横向的逆冲—推覆构造、为断裂所围限的地块转动等方式吸收掉,因而郯庐断裂带两侧地块内所见到的平移错动可能十分微弱。还应注意不要据两个原本不相连的地质单元(如秦岭—大别造山带与苏鲁造山带)或岩体(如辽宁瓦房店与山东蒙阴的金伯利岩体,乔秀夫等,2002)来计算平移断距。郯庐断裂带的南段晚白垩世时(局部地区火成活动可能始自早白垩世末期,吴根耀等,2002b)确有强烈的张裂作用发生,这是造山带地区的岩石圈拆沉作用在地表的反映,因而这种裂谷应称坍塌裂谷,相当于Milanovsky(1977)所称的年青褶皱(造山)带上的裂谷,不是大陆裂谷。由于斜向汇聚—剪切造山作用是由南向北迁移的(Hayamaetal.,1996;吴根耀等,2003b),因而造山带的坍塌也是自南向北迁移的,故裂谷(或断陷盆地)的发育呈现明显的南早北晚之势(朱光等,2001)。王勇生等(2006)的研究则表明郯庐断裂在距今139～128Ma发生由走滑向伸展的转换,说明燕山造山带的坍塌在局部地区始自早白垩世晚期,晚白垩世是燕山造山带的全面坍塌期。古近纪开始,因东亚地区由特提斯构造域转换成太平洋构造域,大陆的向洋蠕散导致东亚地区普遍处于伸展应力场中(吴根耀等,2003b)。因而,尽管在许多地区可见古近纪的伸展盆地直接上叠在晚白垩世的坍塌裂谷上,但晚白垩世与古近纪的裂谷作用有不同的地球动力学背景。因伸展作用的幅度和速度在各地并不一致,兼之局部地区因边界条件不同产生局部的构造应力场,因而新生代内郯庐断裂带总的演化趋势是逐步解体为演化特征各不相同的若干段。如:高差达1400m的年青断层陡崖、对鄱阳断陷盆地发育的控制等说明赣江断裂更新世以来处于强烈的正断作用中(吴根耀,1997);皖北女山的更新世玄武岩和现代地应力测量(牛漫兰等,2005)则表明更新世以来郯庐断裂处于挤压状态,主压应力方向近东西。更北,控制辽渤地区新生代强烈断陷和沉降(伴有剪切走滑)的北东向断裂常称为营口—潍坊断裂。最近,刘东旺等(2006)据震源断层的破裂类型提出:安徽境内的郯庐断裂的近代活动大致以合肥为界,北段倾向北西,为逆冲,南段则倾向南东,呈正断,说明现今安徽境内的郯庐断裂实际上已分解为两段。换言之,郯庐断裂带的形成是燕山造山作用的结果,随燕山运动的终结和燕山造山带的坍塌,郯庐断裂带也进入了其消亡期。走滑断裂自身的演化,常要经历一个从走滑伸展(divergentstrike-slip)至走滑挤压(convergentstrike-slip)的完整旋回(可称Readingcycle以作为对Wilsoncycle的补充,见刘和甫等,2004),因而大型走滑断裂演化的最终结果是形成斜向汇聚—剪切造山带。以往的研究中,我们对大型走滑断裂的认识只停留在陆内平移的阶段,或从陆内平移阶段只反演到大陆边缘剪切系这一阶段。近年来对它们曾作为古板块(独立地块)的边界的认识,才使人们对郯庐断裂带这样的大型走滑断裂的理解有了新的飞跃:它们本质上是与俯冲型造山带和碰撞型造山带并列的另一类造山带(刘和甫等,1999;吴根耀,2000a;吴根耀等,2003a)。4关于一些问题的讨论(1)古桐断裂的形成郯庐断裂带是早白垩世形成的,其主体在前白垩纪时是3条断裂:古郯庐断裂,辽渤断裂和敦化—密山断裂。随亚洲大陆雏形的出现,这三者在早白垩世时连成一体,成为郯庐断裂带,并进一步扩大其规模。江西境内的赣江断裂和鄂东南—湘东北的团麻断裂白垩纪时与郯庐断裂有相同的延伸方向和活动方式,可认为是郯庐断裂带的南延。早白垩世早期是郯庐断裂带发育的全盛期,它的左行走滑活动控制了中国中-东部的近北东向断裂均发生左行剪切;早白垩世晚期由走滑转换为伸展,指示燕山造山带开始坍塌。新生代是郯庐断裂带的消亡期。至更新世时,原郯庐断裂带的各段已表现出明显不同的活动方式。简言之,郯庐断裂带是由原具不同演化史的几条断裂在早白垩世连接为一体而形成,晚白垩世起则逐步地解体为具不同活动方式的若干条断裂,现今的郯庐断裂带实际上已是一段一段的了。古郯庐断裂则形成于前寒武纪,已有的证据如下。1)苏皖地块在中元古代时脱离胶辽微大陆向南漂移,相应地,苏鲁洋盆张开,可能与其西侧的古郯庐断裂的活动有关(吴根耀等,2002a)。2)晋宁期秦岭—大别洋和苏鲁洋都发生过消减,但消减极性不同,前者向北消减而后者向南(东)消减,暗示着古郯庐断裂此时已成为这两个洋盆间的转换断层(吴根耀等,2003b及后附文献)。3)张宪依等(2006)最近在山东枣庄—临沂地区的新元古界内发现震碛岩,指示了古郯庐断裂在新元古代的活动,与前述辽渤断裂该时期的活动大致可以对比。吴根耀(2000b)曾提出晋宁(格林威尔)运动是全球板块构造体制下首次重大的构造—热事件,因而是全球构造格局发生重大变革的时期,使古郯庐断裂和辽渤断裂等得以出现。因新元古代时古郯庐断裂的活动而造成基底岩系起伏不平,鲁西的淄博—新泰地区是水下隆起区,控制了早寒武世馒头组沉积时其西有浊积岩和滑塌堆积发育(闫臻等,2005)。简言之,古郯庐断裂和郯庐断裂带形成的时代不同,前者形成于晋宁旋回,后者形成于燕山旋回,都是东亚地区大陆岩石圈演化中的重大地质事件的记录。(2)桐断裂—关于郯庐断裂带印支期的左行平移活动朱光等(2006a,2006b)最近提出郯庐断裂带的两阶段平移模式:早期即印支运动时,扬子板块(包括苏皖地块)与华北板块(包括胶辽微大陆)发生碰撞造山,郯庐断裂在印支期发生了同造山的左行平移,因而郯庐断裂带的第一次左行平移(断距约350km)发生在印支造山期及造山后,属古特提斯构造;第二次平移发生在早白垩世(断距约200km),源自Izanagi板块的高速斜向俯冲,属滨太平洋构造。两期走滑活动不仅运动学特征一致,变形—变质的温、压条件和切割的深度等均十分相似(朱光等,2006a)。笔者赞同印支期“郯庐断裂带”发生左行走滑,走滑的机制主要是其东的苏皖地块快速地向北漂移(相应地,苏鲁洋大幅度的消减并因深俯冲而形成高压—超高压变质岩),但是“郯庐断裂带”印支期的变形并不是陆内的(华北板块内的)变形。如前所述,经印支运动后“郯庐断裂带”已变为新拼合的中国—东南亚次大陆东缘的边缘剪切带,苏鲁洋虽经印支期的消减但并未闭合,苏皖地块三叠纪时与华北微大陆和扬子微大陆仍分属不同的沉积体系