苏鲁边界纠纷

❶ 造山带北部构造边界

现今的秦岭-大别-苏鲁造山带北部有两条重要的构造边界线：

一是造山带北部的变形边界位于宝鸡-西安-潼关-宜阳-鲁山-舞阳-淮南断裂（F1）以及五莲-烟台一线。沿线形成了一系列自南向北的逆冲推覆构造组合，基本成带分布，为一强应变带，构成了秦岭-大别-苏鲁造山带与华北地块的地质分界线。也有称其为秦岭北缘逆冲推覆构造系（张国伟等，2001），该线以北属典型的华北地块。

二是洛南-栾川-罗山-肥西一线（F3），位于F1以南，二者之间为华北陆块南缘所在的区间。该区间虽然具有华北地块基底和盖层的组成与结构特征，但其构造变形、变质作用和岩浆活动等又明显具有中、新生代秦岭-大别造山带北部的特征，这与中、新生代华北地块内部自北向南的陆内俯冲有关。过去曾长期作为秦岭与华北之间的台槽分界线，也可以看作是秦岭-大别造山带内的重要构造界线，即华北陆块南缘与北秦岭的分界。该界线由一系列断裂带组成，包括洛南断裂带、马超营断裂带、栾川断裂带、方城断裂带及罗山-肥西断裂带等，是一个多期复合的由多条断裂组成的断裂带，整体上经历了由韧性剪切带—走滑断层—脆性断裂的发展过程。界线以北的一系列逆冲推覆构造以该断裂带为前缘主推覆界面，构成向南运动的逆冲推覆构造系，且变形与变质向南显著加强。由该断裂带和逆冲推覆构造系构成了秦岭-大别造山带北部的主要构造型式（张国伟等，2001）。

地球物理深地震反射平面揭示，在鲁山断裂稍南的中地壳处，反射波组形成向北的鳄鱼嘴式构造，代表了华北陆块向南的俯冲带（张国伟等，2001），F3 以南进入造山带主体。总体上秦岭造山带北部的构造边界比较清晰，对其认识也比较一致，具有可信的地质地球物理证据。在大别地区，除了上述的划分外，还有将其划在确山—合肥一线的（索书田等，1993）。在苏鲁地区，一般将五莲-烟台构造带作为造山带的变形北界，但也有认为造山带的北部构造边界应划在胶东地块以北（Faure，et al.2001）。

❷ 桐柏-大别-苏鲁带

桐柏-大别-苏鲁带现今所看到的组成与结构，主要是印支期碰撞及高压、超高压变质期后伸展构造和中新生代热-构造演化的结果。除了燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积物以外，桐柏-大别碰撞造山带的基本组成主要包括核部杂岩（CC）单元、超高压（UHP）单元、高压（HP）单元、绿帘—蓝片岩（EB）单元和沉积盖层（SC）单元等，此外还有一些镁铁质和超镁铁质岩体，各构造岩石单元间分别由下、中、上和顶部的伸展拆离带所分隔（索书田等，2000；Zhong et al.，2001）（图1-2）。

在大别山地区，龟梅断裂与晓天-磨子潭断裂之间为北淮阳构造带或北淮阳构造线（Northern Huaiyang Tectonic Line），有丰富的加里东期及印支期碰撞造山构造-热事件记录，是秦岭大别造山带中板块俯冲碰撞、拼贴叠置、逆冲推覆及韧性走滑等长期主要构造作用造成的复合型构造混杂结合带（张国伟等，2001）。为叙述方便，暂归入大别地块，属桐柏-大别-苏鲁带。

1.3.4.1 核部杂岩（CC）单元

核部杂岩单元主要分布于大别山的中部和北部及桐柏山带的核部，在山东五莲以东及海洋所小石口也有所出露。它主要由大别杂岩和桐柏杂岩组成，包括变质表壳岩系、变质镁铁质岩石和变质花岗岩。其中变质表壳岩系和变质镁铁质岩石主要包括斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩、变粒岩及磁铁石英岩、矽线榴片麻岩、基性及酸性麻粒岩和大理岩等。具麻粒岩相—高角闪岩相变质作用及多期褶皱变形特征，并经历了强烈的部分熔融和混合岩化作用。它们多作为残块包裹于变质花岗质岩石之中，所占的比例很少。变质花岗质岩石以花岗闪长质片麻岩和花岗质片麻岩为主。它们主要是古老地壳在晋宁期受到强烈再造和部分熔融的产物。此外，核部杂岩单元中还有大量的燕山期花岗质和镁铁质—超镁铁质岩体就位，因之，真正的古老结晶基底变质岩石保留很少。

1.3.4.2 超高压单元

超高压单元主要分布于大别造山带南部、西部及北部以及苏鲁地区的苏北和胶南。主要岩石组合为英云闪长质片麻岩、面理化（含榴）花岗岩和榴辉岩，还有少量的大理岩、硬玉石英岩及镁铁质岩石等。超高压榴辉岩多以透镜状、扁豆状或团块状产于片麻岩中，少量产于大理岩和超镁铁质岩石中。榴辉岩分为块状榴辉岩和面理化榴辉岩。前者的峰期变质矿物组合主要为石榴子石+绿辉石+金红石，块状或具弱面理；后者的矿物组合上除了石榴子石、绿辉石和金红石外，一般还含有蓝晶石、多硅白云母、黝帘石或滑石等，并发育明显的面理和线理组构。榴辉岩的围岩主要为黑云斜长片麻岩（俗称“超高压片麻岩”），含不等量的角闪石、绿帘石和石榴子石，在化学成分上主要相当于英云闪长质片麻岩。超高压单元中面理化（含榴）花岗岩在化学成分上相当于奥长花岗岩和花岗岩，在整个单元中占有很大的比例。它们常包容各种英云闪长质片麻岩乃至榴辉岩和退变榴辉岩，或穿插于它们之中，显示了部分熔融的迹象。超高压单元内榴辉岩体常显示不同程度的退变质，转变为斜长角闪岩和片麻岩。在有些较大榴辉岩体产出地可追索出从榴辉岩—角闪石化榴辉岩—榴辉岩质斜长角闪岩—斜长角闪岩（有时可保留角闪石+斜长石的后成合晶）—（含榴）黑云角闪斜长片麻岩（所谓的超高压片麻岩）的逐渐过渡。

图1-2 桐柏—大别山三叠纪碰撞期后伸展构造略图

（据索书田等，2002）

GMF—龟山-梅山断裂带；BMXF—八里畈-磨子潭-晓天断裂带；XGF—襄樊-广济断裂带；TLF—郯城-庐江断裂带；NHY-北淮阳带；CC—核部杂岩；UHP—超高压单元；HP—高压单元；EB—绿帘石-蓝片岩单元；SC—沉积盖积；LDZ—下伸展滑脱带；MDZ—中伸展滑脱带；UDZ—上伸展滑脱带；TDZ—顶伸展滑脱带

超高压单元主要由经过超高压变质作用的大陆壳及幔源超镁铁质岩石、退变质的超高压变质岩石及减压退变质和部分熔融作用形成的片麻岩及面理化含榴花岗岩组成，构成一个8～10km厚的楔状岩片。它们与下伏的主要由高温变质杂岩构成的核部杂岩带之间以下滑脱带相隔。在有些区段，因地壳薄化及伸展拆离作用影响，缺失超高压单元岩石，造成由高压单元岩石直接覆于核部杂岩单位之上。

1.3.4.3 高压单元

高压单元在大别山主要分布于河南罗山、湖北大悟、红安和安徽宿松等地以及桐柏山的两侧，大致相当于原来所划的宿松群、红安群和苏家河群浒湾组以及桐柏山地区原划的肖家庙岩组、马鞍山岩组、鸿仪河岩组及丘沟岩组等所在的范围。该单元主要由白云钠长片麻岩、钠长绿帘角闪岩及以透镜状产于其中的榴辉岩组成，还有大量的面理化（含榴）花岗岩和少量的大理岩。高压榴辉岩也经历了不同程度的退变质作用，可见到由榴辉岩—榴闪岩—石榴角闪岩—绿帘角闪岩—钠长绿帘角闪岩乃至蓝闪绿片岩和绿片岩的连续退变质系列，还可较清楚地辨认高压榴辉岩与（钠长）绿帘角闪岩之间的演化关系。

桐柏-大别地区的高压单元向东可延至苏北的泗洪—连云港一线，向西被南襄盆地的陆相盆地沉积掩盖，但据钻孔及地球物理资料，陆相沉积物基底岩石及主要构造边界，均可与盆地东西两侧山区的岩石及构造对比，因而，桐柏山区的高压单元，有越过南襄盆地向西延展的趋势。

1.3.4.4 绿帘蓝片岩单元

绿帘蓝片岩单元分布于桐柏-大别造山带的南侧，向东越过郯庐断裂可延至苏北的管镇—杨集一线。主要由绿帘蓝闪片岩（变质基性火山岩）、蓝闪白云钠长片岩（变质酸性火山岩）、蓝闪白云石英片岩（变质泥质岩）和蓝闪大理岩（变质碳酸盐岩）以及绿片岩、白云钠长片岩及白云石英片岩等组成。大致包括了原来所划分的张八岭群、随县群、耀岭河群及武当山群所在的范围。经历了从低绿片岩相→绿帘蓝闪片岩相的进变质作用→绿片岩相、低绿片岩相的退变质作用过程。应引起注意的是，在绿帘蓝片岩带中还可见有少量残留的榴辉岩透镜体。同样，在部分高压榴辉岩中仍可见到绿帘蓝片岩相退变质作用的叠加，这些都可能暗示了高压榴辉岩与绿帘蓝片岩间的转化关系。

1.3.4.5 沉积盖层

桐柏-大别-苏鲁碰撞造山带内所保存的盖层岩系（SC），由于构造揭顶作用及侵蚀破坏，仅在桐柏-大别造山带的南缘有残留露头，另在上述各单元的顶部也偶见出露，或呈构造岩片产出，如大别的港河、苏北的石桥及胶南的坪上等（周建波等，董树文等，汤家富）。这些沉积盖层由晚震旦纪至三叠纪沉积岩组成，这在造山带内部尤为特征，在港河地区和石桥、坪上地区则分别以浅变质的火山碎屑岩和沉积岩为代表。据古地理分析资料，震旦纪至中三叠世阶段，整个大别和苏鲁地区，都曾有沉积作用记录，该阶段还不存在大面积的古陆。沉积岩（局部夹火山岩）的特征与扬子克拉通盖层有亲缘性。其内部变形比较复杂，具褶皱逆冲带性质，以顶拆离带分别与下伏的高压或绿帘蓝片岩单元的岩石接触。

1.3.4.6 镁铁质及超镁铁质岩石

桐柏-大别-苏鲁带内，尤其是大别山北部广泛分布大小不一的镁铁质及超镁铁质岩石块体。依据它们的矿物组合、变形变质特点及与围岩的接触关系，可分为两大类。一类是以饶钹寨、碧溪岭和石马等地变形的方辉橄榄岩、纯橄榄岩组合为代表，它们与榴辉岩相岩石有相同的变形变质及几何学特征。如饶钹寨两个垂向上叠置的方辉橄榄岩扁平透镜体的长轴平行区域拉伸线理，与区域上榴辉岩透镜体形态及堆垛格式一致。地球化学研究表明，这些超镁铁质岩的稀土模式为LREE富集型，不同于大洋地幔，其⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和εNd值表明不是来自亏损的地幔源区。另一类镁铁质岩石是辉石岩、角闪辉石岩及辉长岩组合，多为宏观上未变形的侵入体，与围岩有清楚的侵入接触关系，并含有围岩捕虏体，如岳西小河口岩体及霍山祝家铺岩体等。同位素年代学资料表明后一类镁铁质—超镁铁质岩体是中生代就位的。这些镁铁质及超镁铁质的岩石地球化学特征及野外地质体间几何关系、变形行为，均不具变质蛇绿混杂岩的特征。尽管大别碰撞造山带内不存在变质蛇绿混杂岩带，但熊店、苏家河及浒湾一带榴辉岩中所显示的加里东期同位素年代学数据及ε_Nd值（可达-20）表明，在大别山很可能保存有在加里东时期华北与扬子地块对接时被消减的古洋盆的残片。

除了上述主要构造岩石单元外，桐柏-大别碰撞造山带中还有很多燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积物。其中中生代燕山期大规模的岩浆岩体就位，是印支期陆陆碰撞后重要热-构造事件的反映。同位素示踪和地球化学研究表明，大别山内的燕山期花岗岩，不论是产出于核部杂岩，还是产出于超高压或高压单元中，其源区都来自于核部杂岩，这也从另一侧面证明核部杂岩在空间上是位于高压、超高压单元之下的。另据Wang等（2000）对深反射地震剖面的解析，大别超高压岩石主要集中于9km以上的地壳。

1.3.4.7 北淮阳带

在大别山地区，龟梅断裂与晓天-磨子潭断裂之间为北淮阳构造带或构造线（Northern Huaiyang Tectonic Line）。主要由卢镇关群和佛子岭群组成，其中“卢镇关群”的主体已被研究证明是变质变形的花岗质岩体；佛子岭群主要是一套浅变质的复理石建造，由石英岩、板岩、千枚岩及大理岩等组成，整体上变质较浅，最多达低绿片岩相。构造上以板劈理的发育为特征，不发育塑性剪切带。向西的桐柏山和秦岭的商丹构造带以南分别分布有南湾岩组和刘岭群，它们在组成和结构上均可与佛子岭群对比。新近的研究（周建波等，2002）还表明，苏鲁造山带西北缘的五莲杂岩中的浅变质沉积岩组合与佛子岭群的很相似，它们可能是北淮阳带的东延部分。在桐柏地区，北淮阳带中南湾岩组的南北两侧还分别出露有定远组和龟山岩组，前者为浅变质的双峰式火山岩组合，后者则主要为变质较深的沉积-火山岩系。龟山组与丹凤群在构造位置上相当，在组成上也有相似的地方，但两者的关系还有待进一步研究。北淮阳带有丰富的加里东期及印支期碰撞造山构造-热事件记录，是秦岭大别造山带中板块俯冲碰撞、拼贴叠置、逆冲推覆及韧性走滑等长期主要构造作用造成的复合型构造混杂结合带（张国伟等，2001）。

❸ 苏鲁边界一名湖，是当年铁道游击队活动的根据地是哪里

微山湖

❹ 苏鲁边界交战什么情况

这必须如来啊，

❺ 桐柏-大别-苏鲁超高压-高压变质带北部构造边界

桐柏-大别地区的娘娘庙（桐柏）-八里畈-磨子潭-晓天（大别山）一线和苏鲁地区的五莲-烟台（苏鲁）一线，是超高压和高压岩石分布的北界，是被强烈改造了的印支期碰撞缝合线。该线以南，是超高压和高压变质岩的出露地带。超高压和高压变质岩经历了俯冲、碰撞、楔状挤出（早期折返）、碰撞期后地壳韧性薄化（伸展）及晚造山伸展塌陷、揭顶作用等多个阶段的动力学过程（索书田等，2002），而超高压-高压变质带的基本区域构造样式，主要是碰撞期后地壳韧性薄化及伸展流动的变形结果。其基本构造样式为有核部杂岩、超高压-高压变质岩和盖层及不同层次的伸展滑脱带所组成的穹窿构造。这在桐柏山和大别山都很明显，在苏鲁地区的文登-荣成-威海一带，穹窿的样式业已显露。该构造边界以北主要是北淮阳带。至苏鲁地区，北淮阳带除在五莲一带有所保留外，大部分已消减，在这里，超高压-高压变质带的北部构造边界与商丹构造带已汇聚为一带。现有迹象表明，该构造边界很可能越过南襄盆地，往西延至秦岭的内乡、西峡地区的陡岭群以北，经山阳断裂一线，至佛坪穹窿以北。该线以北均为刘岭群的出露地段，以南则发育以陡岭杂岩和佛坪杂岩等为核心构成的穹窿构造，且西峡、内乡以南的金红石矿很有可能是退变榴辉岩中的矿物。当然，该构造边界西延的趋势，还有待进一步研究，至于更往西是否与勉略带相连，更有待于证实。不过，勉略带中蓝片岩带的发现（Meng et al，1999）以及印支期安子山麻粒岩的确定（张宗清等，2002），都应引起充分的重视。

❻ 苏鲁边界一湖名，是当年铁道游击队活动的根据地

这里所说的微山湖，准确地说应该叫南四湖。南四湖是处于苏鲁边界的微山湖、昭阳湖、独山湖和南阳湖的湖群名。因家喻户晓的铁道游击队的故事，使微山湖名声远播，大家往往将微山湖代替了南四湖。

❼ 1987年中印边境冲突的伫立在战争的边缘

自1962年后，印度就再未回到过在中印战争曾经失利的克节郎河（Namka chu），这条河位于塔格拉山脊（Thag la）与哈东山脊（Hathung la）两山之中，呈东西走向。印度曾极尽全力想要控制住塔格拉山，这也是1962年10月中国向印度宣战的原因之一。由于达旺北部没有较好的防御地形，所以印度政府决定如果与中国再次发生战事的话，将会放弃城市及乡村而全力的将战事拖至色拉（Se La）东部。但是当1980年印度重新审视该国的安全角势后，新德里的战略家们决定在未来与中国的战事中全力保卫达旺。
印度军方明确的认为该的确唯一可行的防御线就是哈东山脊。1983年，印度的情报机构派遣一个小队前往克节郎河东北的的桑多洛河谷（Sumdorong Chu）牧区搜集情报，他们夏天进入冬天撤出，此后的两年依然如此，但当印度情报人员1986年进入该地区时，却发现中国军队已经在那里构建了半永久性建筑。
1986年2月，印方克里希纳斯瓦米·桑搭吉上将被任命为印陆军参谋长，他通过并计划了一项被称为“棋盘计划”的军事演习，该演习的目的旨在“演练如何将位于阿萨姆平原的印度军队快速部署到同中国接壤的实际控制线附近”。作为演习的一部分，印度使用米-26直升机将整整一个旅空运到了达旺附近的吉米塘（Zimithaung），随后这只军队从塔格拉山口出发，一路行军到达哈东山口。桑搭吉还调遣三个陆军师前往旺敦地附近，另有五万印军被派往阿鲁纳恰尔邦（即中方声称拥有主权的藏南地区）。中国对此感到震惊，而后便立即将自己的军队派往边境线上与印军对峙，在苏鲁拉（Sulu La）等地，印中两国军人甚至面对面的对峙上了，不过虽然两国边境上气氛十分紧张，但是都并未发生武装冲突。

❽ 与邻区的对比——苏鲁地区的深部结构

吴其反等（2003）通过对新编1：100万航磁资料处理和三维反演后，发现了在苏鲁地区地壳深部约20～25km处存在一规模巨大的北西方向分布的强磁性体，该磁性体从华北凹陷及鲁西一带一直延伸到苏北—南黄海凹陷，直达扬子地块地壳深部。磁性体视磁化率为1400×10^-5SI，与鲁西出露的泰山群变质岩的磁性（约为1270×10^-5SI）相当，据此推测该磁性体为华北太古宙变质岩系的残留体。目前普遍认为烟台-五莲断裂带是华北与苏鲁的碰撞缝合带，然而上述磁性体的发现表明在烟台-五莲断裂带以南大约中地壳以下的位置仍有华北块体的地壳物质存在，因此该断裂应该是他们在地壳上部的界线。根据磁性体分布的范围及南京附近存在一条近东西向的隐伏断裂，原作者认为这条断裂是华北块体南缘的地壳深部边界，华北块体呈“鳄鱼嘴”状楔入到秦岭块体。在苏鲁地区北秦岭已经尖灭，南秦岭相当于扬子块体的大陆边缘，因此也可以表达为华北块体楔入到扬子块体中。经简化原作者提出的模型见图6-17。该模型同样显示了南秦岭向北的拆离俯冲作用，拆离面大约与磁性体的顶面（20～25km）相当。

图6-17 苏鲁地区南秦岭（扬子块体）向北的拆离俯冲模型

（据吴其反等，2003，简化）

S₁、S₂、S₃分别代表烟台-五莲断裂、嘉山-响水断裂和南京附近的隐伏断裂

❾ 上世纪七，八十年代的苏鲁微山湖争议是怎么一回事

建国初，中国原来有个平原省，微山湖的湖区在两省交界处，然后平原省消失内，所以容湖区成为了山东与苏州的交界。

微山湖冬天可以种小麦，夏天可以养鱼，所以两省的人为了抢种抢收，发生过不少的械斗。

1959年，微山湖水位下降，双方又开始为争夺湖田械斗。之后是几十年间的调节，但总是效果不佳。

闹到2006年的时候，竟然死伤800多人。之后当地农民开始外出打工，收入单一的问题也解决了，边界争议才从此消失

❿ 一级构造单元边界断裂

1.华北地块北缘断裂带

华北地块北缘断裂带也称白云鄂博-赤峰-开原断裂带，为横贯华北克拉通与兴蒙-吉黑褶皱带之间的巨型断裂带，近EW向展布，延伸约2000km。其西、中段呈直线状，东段因受其他断裂交切而成折线状。它是研究区一级构造区带的接合带与不同构造环境的突变带。南侧的克拉通基底隆起带与北侧的陆缘活动带之间，不存在边缘坳陷一类的过渡带（崔盛芹等，2000）。沿此断裂带多处发育挤压破碎带、糜棱岩带、片理化带、动力变质带及韧性剪切带。断裂带两侧岩浆活动时期与特点不同，北侧较广泛出现海西期花岗岩及火山岩，基性-超镁铁质岩浆在断裂带附近有所侵位。沿该断裂带附近出现的若干不同规模的矿床和矿化，包括白云鄂博式稀土矿，若干地段的金矿以及硫化物铜镍矿床等，与深断裂带及其分支断裂的长期性、多幕性活动及其所导致的构造-岩浆活动和成矿作用有着一定联系。

光州断裂带

在若干地段不同地球物理资料所反映出的梯度带及异常等值线延展方向基本上与断裂带走向一致。东段吉南地区，布格重力异常表现为宽可达10km的负异常带；中段多伦、赤峰一线，区域性深部磁异常呈线形排列，断裂两侧磁场特点不同；西段沿这一分界线处的中、下地壳内存在一低密度体（2990kg/m³），延伸到上地壳为2950kg/m³。其两侧密度相对偏低，略呈对称分布，莫霍面在这一带因受南北方向的挤压作用而出现起伏。

活动时期主要为晚前寒武纪—古生代；中生代在若干地段有继承性活动，新生代活动性不明显。穿切深度大，属岩石圈断裂带，早期有些地段切割深度可能超过岩石圈，而后期中生代的断裂深度主要限于地壳范围内。

2.郯庐断裂带

郯庐断裂带是一条滨太平洋西北边缘的NNE向巨型断裂带，是一条磁异常剧变带和重力梯度带，在航磁异常图上清晰地呈现为NEE走向串珠状异常。沿该断裂带，重力梯度变化多在0.4～0.7之间。它南起湖北广济，向北穿越苏鲁皖，经庐江、嘉山、泗洪、郯城、沂水、安丘等，过渤海湾，再向北穿越东北三省，于黑龙江的逊克一带进入俄罗斯境内。在我国境内延伸达2000多公里，断裂带宽窄不一，一般宽10～50公里，整体呈缓S形。郯庐断裂带大致可分为北、中和南三段，北段为渤海湾以北，由三条断裂组成，即密山-敦化断裂、依兰-伊通断裂和哈尔滨-沈阳断裂（郑朗荪，1988）；中段沂沭段，具明显的“两堑夹一垒”的构造形态；南段为宿迁-广济段。并沿此带伴有燕山期及喜马拉雅期岩浆侵入或火山喷发等活动。

对于郯庐断裂带形成时代及变形历史，不同的研究者提出了不同的看法。有些学者（许志琴，1984；高维明，1980）等认为郯庐断裂带形成于中生代晚期大陆裂谷作用，受后期挤压而消亡。另一些学者（Xu et al.，1987，1994；郭振一，1984；）等强调了发生在晚侏罗至早白垩世郯庐断裂带大规模左旋走滑平移运动的主导性，晚白垩世到第三纪转为引张断陷，晚新生代以来挤压右旋逆冲。徐学思（1984）、汤加富（1995）等认为郯庐断裂带形成于燕山期，白垩纪发生大规模左行平移，之后转化为裂谷。王东方（1986）提出郯庐断裂带形成于新太古代，晚白垩世—古近纪裂谷发育，晚新生代裂谷受挤压消亡。强祖基（1984）等依据新太古—古元古代的结晶基底的构造线一致左旋扭错，认为郯庐断裂带发生两次左行大平移，中元古代的中岳运动发生一次左行大平移，另一次发生于中生代。古近纪以来受近东西向挤压而右旋逆冲；张用夏（1984）等通过分析郯庐断裂带两侧的磁场特征认为其形成于震旦纪，燕山期发生大规模左行平移。自从发现了大别山和胶南苏鲁含柯石英超高压变质带以来（Okay et al.，1989），更多的研究者相信郯庐断裂带的巨大左旋位移是伴随华南地块和华北地块晚三叠世时期碰撞而发生的，认为郯庐断裂是一条岩石圈尺度转换断裂，其形成与扬子地块不规则边界楔入作用有关。

至于郯庐断裂的平移距离，更是众说纷纭。徐嘉炜（1980）以均由太古宙地层组成的鲁西隆起和辽北隆起为标志，认为郯庐断裂最大左行平移达740km。然而多数学者认为鲁西隆起和辽北隆起其岩性组合特征是截然不同的，因此也不能用来对比。徐学思（1984）对比了郯庐断裂两侧的上元古界组成的构造轴线，得出其最大左行平移550km，但其依据尚须进一步考证。王小凤等（1996）利用平衡地质剖面计算了郯庐断裂带以东五莲-荣城构造带至长江一段得地壳缩短量，从而得出其最大位移量为300km。而万天丰等（1996）采用古地磁方法和断裂带两盘地壳变形速度的估算法，并结合中朝地块南缘断裂被错开的现象，认为郯庐断裂左行平移300～430km。总之，由于不同的学者所选择的用来对比的参考点不同、判断方法不同，导致其得出郯庐断裂的不同的平移幅度。实际上，经多年来的研究，许多地质工作者逐渐认识到，胶南-威海造山带与大别造山带东部在地质建造、地质体同位素年龄、构造特征、变质变形特征以及富矿性，均具有可比性，两者错开约450～500km，因此，以此作为郯庐断裂左行平移的最大位移量是比较可信的。

经过近几十年来许多地质工作者的深入研究，现在已经得到一些共识：郯庐断裂带是中国大陆东部一条大型的超壳断裂（徐嘉炜，1984；李家灵等，1984；方仲景等，1986；An Yin et al.，1993；王小凤等，1996；江为为，2000）。郯庐断裂带终止于长江广济，而未再向南延伸。此外，郯庐断裂带自三叠纪，即印支运动形成以来，在晚侏罗世到早白垩世期间发生强烈左行平移运动，并发生多次左旋和右旋运动（Zhang Yueqiao et al.，2003），早白垩世末至古近纪，转化为裂谷，第四纪以来，该断裂带强烈复活，在华北东部形成了一条显著的右旋走滑断裂带（IGCP第206项中国工作组，1989；施炜，2003）。

3.五莲-即墨-牟平断裂带

该断裂带向西为郯庐断裂所截，向东延伸入黄海海域，并沿千里岩隆起北缘，向东延伸进入黄海。其中，五莲-即墨段为NE走向，即墨-牟平段则转为NNE向。进入黄海海域逐渐转为近EW向。在布格重力异常图上，显示为线性异常；而在航磁图上，既有梯度带存在，又有磁性异常呈串珠状出现。这条断裂带曾受到强烈的热动力变质作用，因而岩浆岩发育。在胶南隆起的北缘，该断裂带附近有大范围的重力低和磁力高，可能由于花岗岩穹窿的存在所引起。五莲-即墨-牟平是郯庐断裂以东中朝克拉通与苏鲁造山带的拼合界线，其中，五莲-即墨段也是胶南隆起与胶莱盆地的分界线。在磁异常图上该断裂带表现为一系列呈串珠状定向排列的小型跳跃圈闭异常。

4.嘉山-响水断裂

该断裂南与郯庐断裂斜交，走向NE。经嘉山、响水进入南黄海，沿千里岩隆起南缘向东延伸进入黄海。断裂西北侧广泛发育中古元古界及零星的震旦系。断裂东南侧则出露中、新生界。这条断裂表现为一重力梯度带，断层面倾向SE，倾角20°～65°（许东禹，1997）具有多期构造活动性。

5.肥中断裂

肥中断裂为华北克拉通与北淮阳地块的分界线。该断裂穿越合肥中新生代断陷盆地中部，为红层覆盖。该断裂带向S倾，倾角约50°。向西延伸与东秦岭的黑沟-栾川断裂相连。重力场上，该断裂表现为重力异常密集梯度带，向上延拓5～15km梯度带特征清晰，且该断裂切穿硅铝层并深入硅镁层1～2km。断裂以北有一近EW向展布的重力正异常区，指示前寒武纪结晶基底的存在；断裂南侧则表现为正、负重力异常变化带，反映了下部中新元古代浅变质岩系及上部中、新生代沉积层。在航磁图上为一异常交变带，断层面N倾。电测测深资料表现为断裂北侧为无限大电阻层，埋藏很浅，而南侧急剧下降4km以上。钻探资料揭示，北部基底为南北向构造的霍邱群，埋深3km左右，南侧基底构造呈EW向，以古生代片岩为主，褶皱、断裂发育，岩石破碎。北侧有北方下古生界，早中侏罗世沉积限制在深断裂以南。断裂附近有喜马拉雅期橄榄玄武岩分布（安徽地矿局，1987；徐树桐等，1987；向缉熙等，1988），可见该断裂为一超壳断裂。

6.襄樊-广济断裂

该断裂为扬子克拉通与大别造山带构造边界，走向NW，地表主断裂面倾向NW，倾角约30°，北侧的大别杂岩逆推在随县群浅变质岩系及侏罗纪红层之上，且切过随县群的NW向构造线，该断裂历经多次活动，其断裂破碎带宽1～2km，沿断裂带发育大规模的糜棱岩，该断裂具右旋平移的特征（董树文，1996）。重磁场方面，该断裂北侧磁力高，而南侧平缓低值。其重力场表现为，北侧为负区域异常，南侧为正异常，重力上延10～40km显示梯度明显，且随延拓高度增加梯度带有明显北移现象，反映断裂深部缓慢向N倾斜，在浠水—红安一线可能已延伸到地下30km处（杨森楠等，1987）。地震层析成像和大地电磁测深资料表明，扬子地块向大别地块之下俯冲（赵永贵等，1992）。

7.黄海中央断裂

黄海中央断裂带北起大连湾，向东南斜穿黄海中央，止于济州岛南缘断裂。该断裂带在重力图上大致沿14～18mGal异常等值线展布，表现为拉长的异常或错断、扭曲的圈闭，深度大于30km（郝天珧等，2002）。在磁异常ΔT平面等值线图（据於文辉，2004；王嘹亮，2004）上，黄海中央断裂带均呈现出明显的异常条带。地震层析成像研究结果表明，该断裂带对应一个速度转变带（徐佩芬，2001），而且该断裂带也是地震多发区。黄海中央断裂带的发育使得断裂带东西两侧的地球物理场特征、断裂分布特点与规模均存在较大的差异（郝天珧等，2003）。该断裂带是扬子块体向中朝块体俯冲嵌入过程中形成的（陶国宝，1996；万天丰，2001；郝天珧，2002，2003），不仅与特提斯体制下块体碰撞、俯冲作用有关，也与后期太平洋板块向欧亚板块的聚敛、俯冲作用有关，因此具有多期活动的特点。近年来，黄海地球物理学研究进展进一步为黄海中央断裂带的存在提供了可靠的依据（张文佑，1986；杨志坚，1989；刘光鼎，1992；Yin et al.，1993；蔡乾忠，1995；郭玉贵等，1995；Ree et al.，1996；SUH Mancheol，1998；Chough et al.，2000；肖文交，2000；陶国宝，1996；万天丰，2001；郝天珧，2002）。