蘇魯邊界糾紛

❶ 造山帶北部構造邊界

現今的秦嶺-大別-蘇魯造山帶北部有兩條重要的構造邊界線：

一是造山帶北部的變形邊界位於寶雞-西安-潼關-宜陽-魯山-舞陽-淮南斷裂（F1）以及五蓮-煙台一線。沿線形成了一系列自南向北的逆沖推覆構造組合，基本成帶分布，為一強應變帶，構成了秦嶺-大別-蘇魯造山帶與華北地塊的地質分界線。也有稱其為秦嶺北緣逆沖推覆構造系（張國偉等，2001），該線以北屬典型的華北地塊。

二是洛南-欒川-羅山-肥西一線（F3），位於F1以南，二者之間為華北陸塊南緣所在的區間。該區間雖然具有華北地塊基底和蓋層的組成與結構特徵，但其構造變形、變質作用和岩漿活動等又明顯具有中、新生代秦嶺-大別造山帶北部的特徵，這與中、新生代華北地塊內部自北向南的陸內俯沖有關。過去曾長期作為秦嶺與華北之間的台槽分界線，也可以看作是秦嶺-大別造山帶內的重要構造界線，即華北陸塊南緣與北秦嶺的分界。該界線由一系列斷裂帶組成，包括洛南斷裂帶、馬超營斷裂帶、欒川斷裂帶、方城斷裂帶及羅山-肥西斷裂帶等，是一個多期復合的由多條斷裂組成的斷裂帶，整體上經歷了由韌性剪切帶—走滑斷層—脆性斷裂的發展過程。界線以北的一系列逆沖推覆構造以該斷裂帶為前緣主推覆界面，構成向南運動的逆沖推覆構造系，且變形與變質向南顯著加強。由該斷裂帶和逆沖推覆構造系構成了秦嶺-大別造山帶北部的主要構造型式（張國偉等，2001）。

地球物理深地震反射平面揭示，在魯山斷裂稍南的中地殼處，反射波組形成向北的鱷魚嘴式構造，代表了華北陸塊向南的俯沖帶（張國偉等，2001），F3 以南進入造山帶主體。總體上秦嶺造山帶北部的構造邊界比較清晰，對其認識也比較一致，具有可信的地質地球物理證據。在大別地區，除了上述的劃分外，還有將其劃在確山—合肥一線的（索書田等，1993）。在蘇魯地區，一般將五蓮-煙台構造帶作為造山帶的變形北界，但也有認為造山帶的北部構造邊界應劃在膠東地塊以北（Faure，et al.2001）。

❷ 桐柏-大別-蘇魯帶

桐柏-大別-蘇魯帶現今所看到的組成與結構，主要是印支期碰撞及高壓、超高壓變質期後伸展構造和中新生代熱-構造演化的結果。除了燕山期及其後的岩漿活動和盆地堆積物以外，桐柏-大別碰撞造山帶的基本組成主要包括核部雜岩（CC）單元、超高壓（UHP）單元、高壓（HP）單元、綠簾—藍片岩（EB）單元和沉積蓋層（SC）單元等，此外還有一些鎂鐵質和超鎂鐵質岩體，各構造岩石單元間分別由下、中、上和頂部的伸展拆離帶所分隔（索書田等，2000；Zhong et al.，2001）（圖1-2）。

在大別山地區，龜梅斷裂與曉天-磨子潭斷裂之間為北淮陽構造帶或北淮陽構造線（Northern Huaiyang Tectonic Line），有豐富的加里東期及印支期碰撞造山構造-熱事件記錄，是秦嶺大別造山帶中板塊俯沖碰撞、拼貼疊置、逆沖推覆及韌性走滑等長期主要構造作用造成的復合型構造混雜結合帶（張國偉等，2001）。為敘述方便，暫歸入大別地塊，屬桐柏-大別-蘇魯帶。

1.3.4.1 核部雜岩（CC）單元

核部雜岩單元主要分布於大別山的中部和北部及桐柏山帶的核部，在山東五蓮以東及海洋所小石口也有所出露。它主要由大別雜岩和桐柏雜岩組成，包括變質表殼岩系、變質鎂鐵質岩石和變質花崗岩。其中變質表殼岩系和變質鎂鐵質岩石主要包括斜長角閃岩、黑雲斜長片麻岩、變粒岩及磁鐵石英岩、矽線榴片麻岩、基性及酸性麻粒岩和大理岩等。具麻粒岩相—高角閃岩相變質作用及多期褶皺變形特徵，並經歷了強烈的部分熔融和混合岩化作用。它們多作為殘塊包裹於變質花崗質岩石之中，所佔的比例很少。變質花崗質岩石以花崗閃長質片麻岩和花崗質片麻岩為主。它們主要是古老地殼在晉寧期受到強烈再造和部分熔融的產物。此外，核部雜岩單元中還有大量的燕山期花崗質和鎂鐵質—超鎂鐵質岩體就位，因之，真正的古老結晶基底變質岩石保留很少。

1.3.4.2 超高壓單元

超高壓單元主要分布於大別造山帶南部、西部及北部以及蘇魯地區的蘇北和膠南。主要岩石組合為英雲閃長質片麻岩、面理化（含榴）花崗岩和榴輝岩，還有少量的大理岩、硬玉石英岩及鎂鐵質岩石等。超高壓榴輝岩多以透鏡狀、扁豆狀或團塊狀產於片麻岩中，少量產於大理岩和超鎂鐵質岩石中。榴輝岩分為塊狀榴輝岩和面理化榴輝岩。前者的峰期變質礦物組合主要為石榴子石+綠輝石+金紅石，塊狀或具弱面理；後者的礦物組合上除了石榴子石、綠輝石和金紅石外，一般還含有藍晶石、多硅白雲母、黝簾石或滑石等，並發育明顯的面理和線理組構。榴輝岩的圍岩主要為黑雲斜長片麻岩（俗稱「超高壓片麻岩」），含不等量的角閃石、綠簾石和石榴子石，在化學成分上主要相當於英雲閃長質片麻岩。超高壓單元中面理化（含榴）花崗岩在化學成分上相當於奧長花崗岩和花崗岩，在整個單元中佔有很大的比例。它們常包容各種英雲閃長質片麻岩乃至榴輝岩和退變榴輝岩，或穿插於它們之中，顯示了部分熔融的跡象。超高壓單元內榴輝岩體常顯示不同程度的退變質，轉變為斜長角閃岩和片麻岩。在有些較大榴輝岩體產出地可追索出從榴輝岩—角閃石化榴輝岩—榴輝岩質斜長角閃岩—斜長角閃岩（有時可保留角閃石+斜長石的後成合晶）—（含榴）黑雲角閃斜長片麻岩（所謂的超高壓片麻岩）的逐漸過渡。

圖1-2 桐柏—大別山三疊紀碰撞期後伸展構造略圖

（據索書田等，2002）

GMF—龜山-梅山斷裂帶；BMXF—八里畈-磨子潭-曉天斷裂帶；XGF—襄樊-廣濟斷裂帶；TLF—郯城-廬江斷裂帶；NHY-北淮陽帶；CC—核部雜岩；UHP—超高壓單元；HP—高壓單元；EB—綠簾石-藍片岩單元；SC—沉積蓋積；LDZ—下伸展滑脫帶；MDZ—中伸展滑脫帶；UDZ—上伸展滑脫帶；TDZ—頂伸展滑脫帶

超高壓單元主要由經過超高壓變質作用的大陸殼及幔源超鎂鐵質岩石、退變質的超高壓變質岩石及減壓退變質和部分熔融作用形成的片麻岩及面理化含榴花崗岩組成，構成一個8～10km厚的楔狀岩片。它們與下伏的主要由高溫變質雜岩構成的核部雜岩帶之間以下滑脫帶相隔。在有些區段，因地殼薄化及伸展拆離作用影響，缺失超高壓單元岩石，造成由高壓單元岩石直接覆於核部雜岩單位之上。

1.3.4.3 高壓單元

高壓單元在大別山主要分布於河南羅山、湖北大悟、紅安和安徽宿松等地以及桐柏山的兩側，大致相當於原來所劃的宿松群、紅安群和蘇家河群滸灣組以及桐柏山地區原劃的肖家廟岩組、馬鞍山岩組、鴻儀河岩組及丘溝岩組等所在的范圍。該單元主要由白雲鈉長片麻岩、鈉長綠簾角閃岩及以透鏡狀產於其中的榴輝岩組成，還有大量的面理化（含榴）花崗岩和少量的大理岩。高壓榴輝岩也經歷了不同程度的退變質作用，可見到由榴輝岩—榴閃岩—石榴角閃岩—綠簾角閃岩—鈉長綠簾角閃岩乃至藍閃綠片岩和綠片岩的連續退變質系列，還可較清楚地辨認高壓榴輝岩與（鈉長）綠簾角閃岩之間的演化關系。

桐柏-大別地區的高壓單元向東可延至蘇北的泗洪—連雲港一線，向西被南襄盆地的陸相盆地沉積掩蓋，但據鑽孔及地球物理資料，陸相沉積物基底岩石及主要構造邊界，均可與盆地東西兩側山區的岩石及構造對比，因而，桐柏山區的高壓單元，有越過南襄盆地向西延展的趨勢。

1.3.4.4 綠簾藍片岩單元

綠簾藍片岩單元分布於桐柏-大別造山帶的南側，向東越過郯廬斷裂可延至蘇北的管鎮—楊集一線。主要由綠簾藍閃片岩（變質基性火山岩）、藍閃白雲鈉長片岩（變質酸性火山岩）、藍閃白雲石英片岩（變質泥質岩）和藍閃大理岩（變質碳酸鹽岩）以及綠片岩、白雲鈉長片岩及白雲石英片岩等組成。大致包括了原來所劃分的張八嶺群、隨縣群、耀嶺河群及武當山群所在的范圍。經歷了從低綠片岩相→綠簾藍閃片岩相的進變質作用→綠片岩相、低綠片岩相的退變質作用過程。應引起注意的是，在綠簾藍片岩帶中還可見有少量殘留的榴輝岩透鏡體。同樣，在部分高壓榴輝岩中仍可見到綠簾藍片岩相退變質作用的疊加，這些都可能暗示了高壓榴輝岩與綠簾藍片岩間的轉化關系。

1.3.4.5 沉積蓋層

桐柏-大別-蘇魯碰撞造山帶內所保存的蓋層岩系（SC），由於構造揭頂作用及侵蝕破壞，僅在桐柏-大別造山帶的南緣有殘留露頭，另在上述各單元的頂部也偶見出露，或呈構造岩片產出，如大別的港河、蘇北的石橋及膠南的坪上等（周建波等，董樹文等，湯家富）。這些沉積蓋層由晚震旦紀至三疊紀沉積岩組成，這在造山帶內部尤為特徵，在港河地區和石橋、坪上地區則分別以淺變質的火山碎屑岩和沉積岩為代表。據古地理分析資料，震旦紀至中三疊世階段，整個大別和蘇魯地區，都曾有沉積作用記錄，該階段還不存在大面積的古陸。沉積岩（局部夾火山岩）的特徵與揚子克拉通蓋層有親緣性。其內部變形比較復雜，具褶皺逆沖帶性質，以頂拆離帶分別與下伏的高壓或綠簾藍片岩單元的岩石接觸。

1.3.4.6 鎂鐵質及超鎂鐵質岩石

桐柏-大別-蘇魯帶內，尤其是大別山北部廣泛分布大小不一的鎂鐵質及超鎂鐵質岩石塊體。依據它們的礦物組合、變形變質特點及與圍岩的接觸關系，可分為兩大類。一類是以饒鈸寨、碧溪嶺和石馬等地變形的方輝橄欖岩、純橄欖岩組合為代表，它們與榴輝岩相岩石有相同的變形變質及幾何學特徵。如饒鈸寨兩個垂向上疊置的方輝橄欖岩扁平透鏡體的長軸平行區域拉伸線理，與區域上榴輝岩透鏡體形態及堆垛格式一致。地球化學研究表明，這些超鎂鐵質岩的稀土模式為LREE富集型，不同於大洋地幔，其⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和εNd值表明不是來自虧損的地幔源區。另一類鎂鐵質岩石是輝石岩、角閃輝石岩及輝長岩組合，多為宏觀上未變形的侵入體，與圍岩有清楚的侵入接觸關系，並含有圍岩捕虜體，如岳西小河口岩體及霍山祝家鋪岩體等。同位素年代學資料表明後一類鎂鐵質—超鎂鐵質岩體是中生代就位的。這些鎂鐵質及超鎂鐵質的岩石地球化學特徵及野外地質體間幾何關系、變形行為，均不具變質蛇綠混雜岩的特徵。盡管大別碰撞造山帶內不存在變質蛇綠混雜岩帶，但熊店、蘇家河及滸灣一帶榴輝岩中所顯示的加里東期同位素年代學數據及ε_Nd值（可達-20）表明，在大別山很可能保存有在加里東時期華北與揚子地塊對接時被消減的古洋盆的殘片。

除了上述主要構造岩石單元外，桐柏-大別碰撞造山帶中還有很多燕山期及其後的岩漿活動和盆地堆積物。其中中生代燕山期大規模的岩漿岩體就位，是印支期陸陸碰撞後重要熱-構造事件的反映。同位素示蹤和地球化學研究表明，大別山內的燕山期花崗岩，不論是產出於核部雜岩，還是產出於超高壓或高壓單元中，其源區都來自於核部雜岩，這也從另一側面證明核部雜岩在空間上是位於高壓、超高壓單元之下的。另據Wang等（2000）對深反射地震剖面的解析，大別超高壓岩石主要集中於9km以上的地殼。

1.3.4.7 北淮陽帶

在大別山地區，龜梅斷裂與曉天-磨子潭斷裂之間為北淮陽構造帶或構造線（Northern Huaiyang Tectonic Line）。主要由盧鎮關群和佛子嶺群組成，其中「盧鎮關群」的主體已被研究證明是變質變形的花崗質岩體；佛子嶺群主要是一套淺變質的復理石建造，由石英岩、板岩、千枚岩及大理岩等組成，整體上變質較淺，最多達低綠片岩相。構造上以板劈理的發育為特徵，不發育塑性剪切帶。向西的桐柏山和秦嶺的商丹構造帶以南分別分布有南灣岩組和劉嶺群，它們在組成和結構上均可與佛子嶺群對比。新近的研究（周建波等，2002）還表明，蘇魯造山帶西北緣的五蓮雜岩中的淺變質沉積岩組合與佛子嶺群的很相似，它們可能是北淮陽帶的東延部分。在桐柏地區，北淮陽帶中南灣岩組的南北兩側還分別出露有定遠組和龜山岩組，前者為淺變質的雙峰式火山岩組合，後者則主要為變質較深的沉積-火山岩系。龜山組與丹鳳群在構造位置上相當，在組成上也有相似的地方，但兩者的關系還有待進一步研究。北淮陽帶有豐富的加里東期及印支期碰撞造山構造-熱事件記錄，是秦嶺大別造山帶中板塊俯沖碰撞、拼貼疊置、逆沖推覆及韌性走滑等長期主要構造作用造成的復合型構造混雜結合帶（張國偉等，2001）。

❸ 蘇魯邊界一名湖，是當年鐵道游擊隊活動的根據地是哪裡

微山湖

❹ 蘇魯邊界交戰什麼情況

這必須如來啊，

❺ 桐柏-大別-蘇魯超高壓-高壓變質帶北部構造邊界

桐柏-大別地區的娘娘廟（桐柏）-八里畈-磨子潭-曉天（大別山）一線和蘇魯地區的五蓮-煙台（蘇魯）一線，是超高壓和高壓岩石分布的北界，是被強烈改造了的印支期碰撞縫合線。該線以南，是超高壓和高壓變質岩的出露地帶。超高壓和高壓變質岩經歷了俯沖、碰撞、楔狀擠出（早期折返）、碰撞期後地殼韌性薄化（伸展）及晚造山伸展塌陷、揭頂作用等多個階段的動力學過程（索書田等，2002），而超高壓-高壓變質帶的基本區域構造樣式，主要是碰撞期後地殼韌性薄化及伸展流動的變形結果。其基本構造樣式為有核部雜岩、超高壓-高壓變質岩和蓋層及不同層次的伸展滑脫帶所組成的穹窿構造。這在桐柏山和大別山都很明顯，在蘇魯地區的文登-榮成-威海一帶，穹窿的樣式業已顯露。該構造邊界以北主要是北淮陽帶。至蘇魯地區，北淮陽帶除在五蓮一帶有所保留外，大部分已消減，在這里，超高壓-高壓變質帶的北部構造邊界與商丹構造帶已匯聚為一帶。現有跡象表明，該構造邊界很可能越過南襄盆地，往西延至秦嶺的內鄉、西峽地區的陡嶺群以北，經山陽斷裂一線，至佛坪穹窿以北。該線以北均為劉嶺群的出露地段，以南則發育以陡嶺雜岩和佛坪雜岩等為核心構成的穹窿構造，且西峽、內鄉以南的金紅石礦很有可能是退變榴輝岩中的礦物。當然，該構造邊界西延的趨勢，還有待進一步研究，至於更往西是否與勉略帶相連，更有待於證實。不過，勉略帶中藍片岩帶的發現（Meng et al，1999）以及印支期安子山麻粒岩的確定（張宗清等，2002），都應引起充分的重視。

❻ 蘇魯邊界一湖名，是當年鐵道游擊隊活動的根據地

這里所說的微山湖，准確地說應該叫南四湖。南四湖是處於蘇魯邊界的微山湖、昭陽湖、獨山湖和南陽湖的湖群名。因家喻戶曉的鐵道游擊隊的故事，使微山湖名聲遠播，大家往往將微山湖代替了南四湖。

❼ 1987年中印邊境沖突的佇立在戰爭的邊緣

自1962年後，印度就再未回到過在中印戰爭曾經失利的克節郎河（Namka chu），這條河位於塔格拉山脊（Thag la）與哈東山脊（Hathung la）兩山之中，呈東西走向。印度曾極盡全力想要控制住塔格拉山，這也是1962年10月中國向印度宣戰的原因之一。由於達旺北部沒有較好的防禦地形，所以印度政府決定如果與中國再次發生戰事的話，將會放棄城市及鄉村而全力的將戰事拖至色拉（Se La）東部。但是當1980年印度重新審視該國的安全形勢後，新德里的戰略家們決定在未來與中國的戰事中全力保衛達旺。
印度軍方明確的認為該的確唯一可行的防禦線就是哈東山脊。1983年，印度的情報機構派遣一個小隊前往克節郎河東北的的桑多洛河谷（Sumdorong Chu）牧區搜集情報，他們夏天進入冬天撤出，此後的兩年依然如此，但當印度情報人員1986年進入該地區時，卻發現中國軍隊已經在那裡構建了半永久性建築。
1986年2月，印方克里希納斯瓦米·桑搭吉上將被任命為印陸軍參謀長，他通過並計劃了一項被稱為「棋盤計劃」的軍事演習，該演習的目的旨在「演練如何將位於阿薩姆平原的印度軍隊快速部署到同中國接壤的實際控制線附近」。作為演習的一部分，印度使用米-26直升機將整整一個旅空運到了達旺附近的吉米塘（Zimithaung），隨後這只軍隊從塔格拉山口出發，一路行軍到達哈東山口。桑搭吉還調遣三個陸軍師前往旺敦地附近，另有五萬印軍被派往阿魯納恰爾邦（即中方聲稱擁有主權的藏南地區）。中國對此感到震驚，而後便立即將自己的軍隊派往邊境線上與印軍對峙，在蘇魯拉（Sulu La）等地，印中兩國軍人甚至面對面的對峙上了，不過雖然兩國邊境上氣氛十分緊張，但是都並未發生武裝沖突。

❽ 與鄰區的對比——蘇魯地區的深部結構

吳其反等（2003）通過對新編1：100萬航磁資料處理和三維反演後，發現了在蘇魯地區地殼深部約20～25km處存在一規模巨大的北西方向分布的強磁性體，該磁性體從華北凹陷及魯西一帶一直延伸到蘇北—南黃海凹陷，直達揚子地塊地殼深部。磁性體視磁化率為1400×10^-5SI，與魯西出露的泰山群變質岩的磁性（約為1270×10^-5SI）相當，據此推測該磁性體為華北太古宙變質岩系的殘留體。目前普遍認為煙台-五蓮斷裂帶是華北與蘇魯的碰撞縫合帶，然而上述磁性體的發現表明在煙台-五蓮斷裂帶以南大約中地殼以下的位置仍有華北塊體的地殼物質存在，因此該斷裂應該是他們在地殼上部的界線。根據磁性體分布的范圍及南京附近存在一條近東西向的隱伏斷裂，原作者認為這條斷裂是華北塊體南緣的地殼深部邊界，華北塊體呈「鱷魚嘴」狀楔入到秦嶺塊體。在蘇魯地區北秦嶺已經尖滅，南秦嶺相當於揚子塊體的大陸邊緣，因此也可以表達為華北塊體楔入到揚子塊體中。經簡化原作者提出的模型見圖6-17。該模型同樣顯示了南秦嶺向北的拆離俯沖作用，拆離面大約與磁性體的頂面（20～25km）相當。

圖6-17 蘇魯地區南秦嶺（揚子塊體）向北的拆離俯沖模型

（據吳其反等，2003，簡化）

S₁、S₂、S₃分別代表煙台-五蓮斷裂、嘉山-響水斷裂和南京附近的隱伏斷裂

❾ 上世紀七，八十年代的蘇魯微山湖爭議是怎麼一回事

建國初，中國原來有個平原省，微山湖的湖區在兩省交界處，然後平原省消失內，所以容湖區成為了山東與蘇州的交界。

微山湖冬天可以種小麥，夏天可以養魚，所以兩省的人為了搶種搶收，發生過不少的械鬥。

1959年，微山湖水位下降，雙方又開始為爭奪湖田械鬥。之後是幾十年間的調節，但總是效果不佳。

鬧到2006年的時候，竟然死傷800多人。之後當地農民開始外出打工，收入單一的問題也解決了，邊界爭議才從此消失

❿ 一級構造單元邊界斷裂

1.華北地塊北緣斷裂帶

華北地塊北緣斷裂帶也稱白雲鄂博-赤峰-開原斷裂帶，為橫貫華北克拉通與興蒙-吉黑褶皺帶之間的巨型斷裂帶，近EW向展布，延伸約2000km。其西、中段呈直線狀，東段因受其他斷裂交切而成折線狀。它是研究區一級構造區帶的接合帶與不同構造環境的突變帶。南側的克拉通基底隆起帶與北側的陸緣活動帶之間，不存在邊緣坳陷一類的過渡帶（崔盛芹等，2000）。沿此斷裂帶多處發育擠壓破碎帶、糜棱岩帶、片理化帶、動力變質帶及韌性剪切帶。斷裂帶兩側岩漿活動時期與特點不同，北側較廣泛出現海西期花崗岩及火山岩，基性-超鎂鐵質岩漿在斷裂帶附近有所侵位。沿該斷裂帶附近出現的若干不同規模的礦床和礦化，包括白雲鄂博式稀土礦，若乾地段的金礦以及硫化物銅鎳礦床等，與深斷裂帶及其分支斷裂的長期性、多幕性活動及其所導致的構造-岩漿活動和成礦作用有著一定聯系。

光州斷裂帶

在若乾地段不同地球物理資料所反映出的梯度帶及異常等值線延展方向基本上與斷裂帶走向一致。東段吉南地區，布格重力異常表現為寬可達10km的負異常帶；中段多倫、赤峰一線，區域性深部磁異常呈線形排列，斷裂兩側磁場特點不同；西段沿這一分界線處的中、下地殼內存在一低密度體（2990kg/m³），延伸到上地殼為2950kg/m³。其兩側密度相對偏低，略呈對稱分布，莫霍面在這一帶因受南北方向的擠壓作用而出現起伏。

活動時期主要為晚前寒武紀—古生代；中生代在若乾地段有繼承性活動，新生代活動性不明顯。穿切深度大，屬岩石圈斷裂帶，早期有些地段切割深度可能超過岩石圈，而後期中生代的斷裂深度主要限於地殼范圍內。

2.郯廬斷裂帶

郯廬斷裂帶是一條濱太平洋西北邊緣的NNE向巨型斷裂帶，是一條磁異常劇變帶和重力梯度帶，在航磁異常圖上清晰地呈現為NEE走向串珠狀異常。沿該斷裂帶，重力梯度變化多在0.4～0.7之間。它南起湖北廣濟，向北穿越蘇魯皖，經廬江、嘉山、泗洪、郯城、沂水、安丘等，過渤海灣，再向北穿越東北三省，於黑龍江的遜克一帶進入俄羅斯境內。在我國境內延伸達2000多公里，斷裂帶寬窄不一，一般寬10～50公里，整體呈緩S形。郯廬斷裂帶大致可分為北、中和南三段，北段為渤海灣以北，由三條斷裂組成，即密山-敦化斷裂、依蘭-伊通斷裂和哈爾濱-沈陽斷裂（鄭朗蓀，1988）；中段沂沭段，具明顯的「兩塹夾一壘」的構造形態；南段為宿遷-廣濟段。並沿此帶伴有燕山期及喜馬拉雅期岩漿侵入或火山噴發等活動。

對於郯廬斷裂帶形成時代及變形歷史，不同的研究者提出了不同的看法。有些學者（許志琴，1984；高維明，1980）等認為郯廬斷裂帶形成於中生代晚期大陸裂谷作用，受後期擠壓而消亡。另一些學者（Xu et al.，1987，1994；郭振一，1984；）等強調了發生在晚侏羅至早白堊世郯廬斷裂帶大規模左旋走滑平移運動的主導性，晚白堊世到第三紀轉為引張斷陷，晚新生代以來擠壓右旋逆沖。徐學思（1984）、湯加富（1995）等認為郯廬斷裂帶形成於燕山期，白堊紀發生大規模左行平移，之後轉化為裂谷。王東方（1986）提出郯廬斷裂帶形成於新太古代，晚白堊世—古近紀裂谷發育，晚新生代裂谷受擠壓消亡。強祖基（1984）等依據新太古—古元古代的結晶基底的構造線一致左旋扭錯，認為郯廬斷裂帶發生兩次左行大平移，中元古代的中嶽運動發生一次左行大平移，另一次發生於中生代。古近紀以來受近東西向擠壓而右旋逆沖；張用夏（1984）等通過分析郯廬斷裂帶兩側的磁場特徵認為其形成於震旦紀，燕山期發生大規模左行平移。自從發現了大別山和膠南蘇魯含柯石英超高壓變質帶以來（Okay et al.，1989），更多的研究者相信郯廬斷裂帶的巨大左旋位移是伴隨華南地塊和華北地塊晚三疊世時期碰撞而發生的，認為郯廬斷裂是一條岩石圈尺度轉換斷裂，其形成與揚子地塊不規則邊界楔入作用有關。

至於郯廬斷裂的平移距離，更是眾說紛紜。徐嘉煒（1980）以均由太古宙地層組成的魯西隆起和遼北隆起為標志，認為郯廬斷裂最大左行平移達740km。然而多數學者認為魯西隆起和遼北隆起其岩性組合特徵是截然不同的，因此也不能用來對比。徐學思（1984）對比了郯廬斷裂兩側的上元古界組成的構造軸線，得出其最大左行平移550km，但其依據尚須進一步考證。王小鳳等（1996）利用平衡地質剖面計算了郯廬斷裂帶以東五蓮-榮城構造帶至長江一段得地殼縮短量，從而得出其最大位移量為300km。而萬天豐等（1996）採用古地磁方法和斷裂帶兩盤地殼變形速度的估演算法，並結合中朝地塊南緣斷裂被錯開的現象，認為郯廬斷裂左行平移300～430km。總之，由於不同的學者所選擇的用來對比的參考點不同、判斷方法不同，導致其得出郯廬斷裂的不同的平移幅度。實際上，經多年來的研究，許多地質工作者逐漸認識到，膠南-威海造山帶與大別造山帶東部在地質建造、地質體同位素年齡、構造特徵、變質變形特徵以及富礦性，均具有可比性，兩者錯開約450～500km，因此，以此作為郯廬斷裂左行平移的最大位移量是比較可信的。

經過近幾十年來許多地質工作者的深入研究，現在已經得到一些共識：郯廬斷裂帶是中國大陸東部一條大型的超殼斷裂（徐嘉煒，1984；李家靈等，1984；方仲景等，1986；An Yin et al.，1993；王小鳳等，1996；江為為，2000）。郯廬斷裂帶終止於長江廣濟，而未再向南延伸。此外，郯廬斷裂帶自三疊紀，即印支運動形成以來，在晚侏羅世到早白堊世期間發生強烈左行平移運動，並發生多次左旋和右旋運動（Zhang Yueqiao et al.，2003），早白堊世末至古近紀，轉化為裂谷，第四紀以來，該斷裂帶強烈復活，在華北東部形成了一條顯著的右旋走滑斷裂帶（IGCP第206項中國工作組，1989；施煒，2003）。

3.五蓮-即墨-牟平斷裂帶

該斷裂帶向西為郯廬斷裂所截，向東延伸入黃海海域，並沿千里岩隆起北緣，向東延伸進入黃海。其中，五蓮-即墨段為NE走向，即墨-牟平段則轉為NNE向。進入黃海海域逐漸轉為近EW向。在布格重力異常圖上，顯示為線性異常；而在航磁圖上，既有梯度帶存在，又有磁性異常呈串珠狀出現。這條斷裂帶曾受到強烈的熱動力變質作用，因而岩漿岩發育。在膠南隆起的北緣，該斷裂帶附近有大范圍的重力低和磁力高，可能由於花崗岩穹窿的存在所引起。五蓮-即墨-牟平是郯廬斷裂以東中朝克拉通與蘇魯造山帶的拼合界線，其中，五蓮-即墨段也是膠南隆起與膠萊盆地的分界線。在磁異常圖上該斷裂帶表現為一系列呈串珠狀定向排列的小型跳躍圈閉異常。

4.嘉山-響水斷裂

該斷裂南與郯廬斷裂斜交，走向NE。經嘉山、響水進入南黃海，沿千里岩隆起南緣向東延伸進入黃海。斷裂西北側廣泛發育中古元古界及零星的震旦系。斷裂東南側則出露中、新生界。這條斷裂表現為一重力梯度帶，斷層面傾向SE，傾角20°～65°（許東禹，1997）具有多期構造活動性。

5.肥中斷裂

肥中斷裂為華北克拉通與北淮陽地塊的分界線。該斷裂穿越合肥中新生代斷陷盆地中部，為紅層覆蓋。該斷裂帶向S傾，傾角約50°。向西延伸與東秦嶺的黑溝-欒川斷裂相連。重力場上，該斷裂表現為重力異常密集梯度帶，向上延拓5～15km梯度帶特徵清晰，且該斷裂切穿硅鋁層並深入硅鎂層1～2km。斷裂以北有一近EW向展布的重力正異常區，指示前寒武紀結晶基底的存在；斷裂南側則表現為正、負重力異常變化帶，反映了下部中新元古代淺變質岩系及上部中、新生代沉積層。在航磁圖上為一異常交變帶，斷層面N傾。電測測深資料表現為斷裂北側為無限大電阻層，埋藏很淺，而南側急劇下降4km以上。鑽探資料揭示，北部基底為南北向構造的霍邱群，埋深3km左右，南側基底構造呈EW向，以古生代片岩為主，褶皺、斷裂發育，岩石破碎。北側有北方下古生界，早中侏羅世沉積限制在深斷裂以南。斷裂附近有喜馬拉雅期橄欖玄武岩分布（安徽地礦局，1987；徐樹桐等，1987；向緝熙等，1988），可見該斷裂為一超殼斷裂。

6.襄樊-廣濟斷裂

該斷裂為揚子克拉通與大別造山帶構造邊界，走向NW，地表主斷裂面傾向NW，傾角約30°，北側的大別雜岩逆推在隨縣群淺變質岩系及侏羅紀紅層之上，且切過隨縣群的NW向構造線，該斷裂歷經多次活動，其斷裂破碎帶寬1～2km，沿斷裂帶發育大規模的糜棱岩，該斷裂具右旋平移的特徵（董樹文，1996）。重磁場方面，該斷裂北側磁力高，而南側平緩低值。其重力場表現為，北側為負區域異常，南側為正異常，重力上延10～40km顯示梯度明顯，且隨延拓高度增加梯度帶有明顯北移現象，反映斷裂深部緩慢向N傾斜，在浠水—紅安一線可能已延伸到地下30km處（楊森楠等，1987）。地震層析成像和大地電磁測深資料表明，揚子地塊向大別地塊之下俯沖（趙永貴等，1992）。

7.黃海中央斷裂

黃海中央斷裂帶北起大連灣，向東南斜穿黃海中央，止於濟州島南緣斷裂。該斷裂帶在重力圖上大致沿14～18mGal異常等值線展布，表現為拉長的異常或錯斷、扭曲的圈閉，深度大於30km（郝天珧等，2002）。在磁異常ΔT平面等值線圖（據於文輝，2004；王嘹亮，2004）上，黃海中央斷裂帶均呈現出明顯的異常條帶。地震層析成像研究結果表明，該斷裂帶對應一個速度轉變帶（徐佩芬，2001），而且該斷裂帶也是地震多發區。黃海中央斷裂帶的發育使得斷裂帶東西兩側的地球物理場特徵、斷裂分布特點與規模均存在較大的差異（郝天珧等，2003）。該斷裂帶是揚子塊體向中朝塊體俯沖嵌入過程中形成的（陶國寶，1996；萬天豐，2001；郝天珧，2002，2003），不僅與特提斯體制下塊體碰撞、俯沖作用有關，也與後期太平洋板塊向歐亞板塊的聚斂、俯沖作用有關，因此具有多期活動的特點。近年來，黃海地球物理學研究進展進一步為黃海中央斷裂帶的存在提供了可靠的依據（張文佑，1986；楊志堅，1989；劉光鼎，1992；Yin et al.，1993；蔡乾忠，1995；郭玉貴等，1995；Ree et al.，1996；SUH Mancheol，1998；Chough et al.，2000；肖文交，2000；陶國寶，1996；萬天豐，2001；郝天珧，2002）。