2016, Vol. 35
2. 合肥工业大学 资源与环境工程学院, 合肥 230009;
3. 重庆大学 土木工程学院, 重庆 400044
2. School of Resources and Environment Engineering, Hefei University of Technology, Hefei 230009, China;
3. School of Civil Engineering, Chongqing University, Chongqing 400044, China
郯庐断裂带是中国东部规模最大的断裂带，在中国境内长达2400km，总体呈北东-南西向展布。经过近60年的研究，对郯庐断裂带基本特征、演化历史与动力学机制等诸多方面的认识不断深入，取得了许多重要的研究进展。关于郯庐断裂带的起源方式与形成机制，前人已经进行了大量的研究，但至今仍存在着认识上的严重分歧。Xu等(1987) 、Xu和Zhu(1994) 及 Leech和Webb(2013) 主张郯庐断裂带起源于大别-苏鲁造山带形成之后，属于陆内左行平移断裂。然而，郯庐断裂带最为醒目的现象是将大别与苏鲁造山带北界左行错移约400km，但是其南端又截然中止在大别造山带的东南角，且华北板块北界的错移仅约150km(Zhu et al.，2009)。这些地质事实显然用正常的陆内平移断层模式或大别-苏鲁造山带形成之后的平移断层模式都是无法解释的。
因而，多数学者认为郯庐断裂带起源于华北与华南板块印支期碰撞过程之中。然而，关于印支期郯庐断裂带的形成模式仍然存在着非常大的认识分歧，不同学者分别提出了折返期陆内转换断层模式(图 1a;Okay and Sengör，1992)，嵌入式碰撞模式(图 1b;Yin和Nie，1993)，撕裂断层模式(图 1c;Li，1994;Lin and Li，1995)，旋转碰撞模式(图 1d； Gilder et al.，1999)，造山带弯曲模式(图 1e;Wang et al.，2003)及俯冲期转换断层模式(图 1f； Zhu et al.，2009)。
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图 1 郯庐断裂带已有的代表性起源模式图 Figure 1 Previous tectonic models for the origin of the Tan-Lu Fault Zone |
由于后期构造的改造与叠加以及白垩-古近纪断陷盆地的大范围覆盖，使得郯庐断裂带起源时间及起源期变形规律的认识仍然比较局限。Lin等(2005) 主张张八岭隆起南段的肥东杂岩为同造山期的伸展拆离剪切带，并没有显示郯庐断裂带走滑性质。Zhang等(2007) 认为张八岭隆起北段为上盘向南运动的近水平拆离韧性剪切带，属于郯庐断裂带印支期走滑活动的旁侧伴生构造，且获得了同构造结晶白云母 40 Ar/39 Ar 年龄为240～235Ma。Zhu等(2009) 在大别造山带东缘及苏鲁造山带西缘高级变质岩内识别出起源期的郯庐左行走滑韧性剪切带，认为它们形成于造山过程中的陆壳深俯冲阶段，并获得其中白云母 40 Ar/39 Ar 冷却年龄值为221～181Ma。然而，造山带内高级变质岩经历过折返，无法保留陆壳深俯冲阶段或更早的郯庐断裂带构造。大别造山带东缘所出露的低级变质的张八岭群，应是保留造山期郯庐断裂带构造的最佳对象，但是对它们的详细构造研究一直缺乏，从而制约了对该断裂带起源机制的正确认识。
基于上述背景，笔者等近年来选择郯庐断裂带南段张八岭群为重点研究对象，通过郯庐断裂带及周边详细的构造研究，结合前人年代学结果，进而探究该断裂带的起源机制。
1 区域地质背景郯庐断裂带在空间上南起湖北武穴，向北经安徽宿松、太湖、庐江、肥东、嘉山，江苏泗洪、宿迁，山东郯城、潍坊，穿渤海湾至中国东北地区(图 2)。过沈阳后该断裂带分为东支的密山-抚顺断裂带和西支的依兰-伊通断裂带。郯庐断裂带自南向北经过华南板块、大别-苏鲁造山带、华北板块及兴蒙造山带(图 2)。
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图中含扬子陆壳信息据Miao et al.，1997;Zhang et al.，2002;Zhang and Sun，2002;Zhou et al.，2003;W. L. Xu et al.，2004，2005，2009;Xu et al.，2004b;Liu et al.，2009;Zhang et al.，2010;Yang et al.，2010，2012;Li et al.，2014 图 2 郯庐断裂带南段及其周边印支期构造图 Figure 2 Structural map of the southern segment of the Tan-Lu Fault Zone and syn-collisional marginal structures |
郯庐断裂带所切过的华北板块东部，由太古代-古元古代高级变质基底和中元古代-早二叠世海相盖层构层(Zhai and Santosh，2011)，中生代多处发育陆相盆地(Zhu et al.，2012)。晚二叠世华北板块北缘与西伯利亚-蒙古板块发生陆-陆碰撞，形成了中亚造山带(Wilde et al.，2003;Xiao et al.，2003)，并导致华北板块北缘的海相沉积中止及前陆缩短变形(Lin et al.，2013)。中三叠世华北板块南缘与华南板块发生陆-陆碰撞，形成秦岭-大别-苏鲁造山带，也伴生周缘前陆变形(Zhu et al.，2009)。
扬子板块主要包括元古代低级变质基底(>820Ma； Zheng et al.，2008;Zhao and Cawood，2012)及新元古代-中三叠世海相盖层(Zhu et al.，2009;Zhao et al.，2014)，上覆晚三叠-中侏罗世陆相前陆沉积及白垩-古近纪断陷盆地沉积。白垩-古近纪陆相盆地发育于区域伸展背景之中，并与下覆前陆沉积呈角度不整合接触。晚三叠-中侏罗世前陆沉积与下伏前陆褶断带海相地层也呈角度不整合接触(常印佛等，1991； 董树文等，1994，2005，2006； 朱光等，1998； Zhu et al.，2009； 李海滨等，2011； 王浩乾等，2012)。
郯庐断裂带南段(苏皖段)所错开的大别-苏鲁造山带主体为中三叠世形成的碰撞造山带。大别造山带南侧以襄樊-广济断裂带为界逆冲于扬子前陆变形带上，北部为合肥盆地所覆盖，盆地中部近东西向的肥中断裂应为华北与扬子板块的缝合线(徐启东等，2005;Hacker et al.，2006;石永红等，2014)。大别造山带内部出露不同变质程度的岩石，由南向北可划分为7个岩石单元，即高压蓝片岩相张八岭群、高压角闪岩相宿松杂岩、超高压低温榴辉岩相带、超高压高温榴辉岩相带、北大别杂岩、卢镇关群和佛子岭群(Rowley et al.，1997； Hacker et al.，1998，2000； 徐树桐等，2002，2003； Malusà et al.，2011;石永红等，2012)。苏鲁造山带南、北分别以五莲断裂带及嘉山-响水断裂带为界(Liu et al.，2004;Zheng et al.，2005;Tang et al.，2008;Zhang et al.，2014)，由南向北出露的岩石单元包括高压变质带、超高压变质带及五莲杂岩带(Okay et al.，1989;Wang et al.，1989)。大别-苏鲁造山带内部还出露了大量的早白垩世岩体，其内部或造山带边缘被白垩-古近纪的断陷盆地所覆盖(Hacker et al.，1998;Chen et al.，2002;Wang et al.，2007;Xu et al.，2007;Zhao et al.，2008)。前人的大量研究表明(Webb et al.，1999； Hacker et al.，2000； Faure et al.，2003)，扬子与华北板块主体于中三叠世开始碰撞并发生陆壳的深俯冲，晚三叠世中晚期俯冲的陆壳折返至地壳层次。近年来的详细研究显示，大别造山带开始碰撞时间为257～242Ma(Wawrzenitz et al.，2006;Cheng et al.，2010;Gao et al.，2011;Liu and Liou，2011;Zheng，2012;Wu and Zheng，2013)，而苏鲁造山带开始碰撞的时间为247～244Ma(Liu et al.，2004;Liu et al.，2006b;Liu et al.，2006a;Zheng et al.，2009)，指示前者碰撞较早。大别与苏鲁造山带在折返期运动学上表现一致，均显示向南东的挤出折返。大别造山带的折返运动主要发生在220～214Ma期间，苏鲁造山带的折返运动时代介于219～202Ma(Chen et al.，2003;Liu et al.，2004，2006a，2007，2008;Liu and Liou，2011;Liu et al.，2004;Wallis et al.，2005;Liu and Liou，2011;Maruyama et al.，1998，Hacker et al.，2006，2009)，也指示前者略早。
继起源之后，郯庐断裂带在晚侏罗-早白垩世初再次发生了较大规模的左行平移活动(Xu et al.，1987； Zhu et al.，2005，2010； Wang，2006;孙晓猛等，2008； 朱光等，2009)。中国东部同期形成了一系列北北东向左行平移断裂，即郯庐断裂系(Xu et al.，1987)，可能代表了古太平洋板块向东亚大陆之下强烈俯冲的影响结果(Xu and Zhu，1994;Zhu et al.，2005，2010)。在白垩-古近纪期间，郯庐断裂带转变为强烈的正断层活动带(朱光等，2001； Ren et al.，2002;Zhang et al.，2003;Mercier et al.，2007； Zhu et al.，2012)，控制发育了一系列伸展盆地，应该是滨太平洋构造域远场弧后拉张的结果(Zhu et al.，2010，2012;朱日祥等，2012)。第四纪以来，郯庐断裂带在近东西向挤压背景下呈逆右行平移活动(鞠林雪等，2012； Yan et al.，2014;Liu et al.，2015;Zhu et al.，2015)，成为中国东部大型的地震活动带(国家地震局地质研究所，1987； 魏光兴等，1993)。
2 断裂带起源期变形特征在晚侏罗世-早白垩世初，郯庐断裂带发生左行平移活动，在苏鲁造山带西缘北段及大别造山带东缘北段发育了北东向的韧性走滑剪切带，而这两者的南段仅出露脆性平移断层(图 2； Zhu et al.，2005，2010;Zhao et al.，2014)。白垩-古近纪期间，郯庐断裂带呈现为正断层活动，控制发育了一系列伸展盆地(Zhu et al.，2010，2012)。这些后期的活动对郯庐断裂带早期变形组构造成了较广泛的改造与破坏。通过野外观察发现，苏鲁造山带西缘郯庐印支期构造均被白垩纪盆地及第四系所覆盖。张八岭隆起带及大别造山带东缘所出露的低级变质岩(张八岭群)内，相对较好地保留了郯庐断裂带印支期构造，揭示了该断裂带 起源期变形特征。
2.1 张八岭隆起北段变形特征张八岭隆起是指大别与苏鲁造山带之间沿郯庐断裂带分布的变质岩出露区，呈北北东向延伸，长约150km。该隆起带介于华北与扬子板块之间，隆起带西侧为华北板块上的合肥盆地，两者之间为西倾的郯庐脆性正断层(Zhu et al.，2010，2012)。张八岭隆起北段主要出露张八岭群。其西缘由北向南出露有早白垩世管店岩体、瓦屋刘岩体及瓦屋薛岩体(图 3a;牛漫兰等，2002;马芳和薛怀民，2011)。其东侧出露震旦-奥陶系，卷入前陆变形活动，地层呈北东-南西走向，局部上覆早白垩世红层及火山岩(图 3a； 谢成龙等，2007，2009)。
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锆石年龄及 40 Ar/39 Ar 年龄据牛漫兰等(2002) ;Zhang等(2007) ;谢成龙等(2007，2009);马芳和薛怀民(2011) ； Zhao等(2014) 图 3 张八岭隆起北段构造图(a)、剖面图(b)及变形组构赤平投影图(c) Figure 3 Structure map(a)，lower-hemisphere equal-angle stereograms(b) and representative cross-section(c)of northern Zhangbaling uplift |
张八岭群自下而上划分为白云母片岩段(ZH-L)、长石石英片岩段(ZH-M)和含镁钠闪石片岩段(ZH-U)，整体呈北-南向宽缓背形展布(Zhang et al.，2007)。它们的原岩是一套变中-酸性火山岩，原岩主要为凝灰岩、流纹岩、安山岩，夹少量的泥质岩(Liu et al.，1992;Zhang et al.，2007;Zhao et al.，2014)。张八岭群背型顶部及东侧上覆下震旦统(图 3a，3b)，主要岩石类型为千枚岩、含砾千枚岩及浅变质砂岩。岩石与矿物组合显示张八岭群的变质程度为中-高绿片岩相，而下震旦统为低绿片岩相(Liu et al.，1992;荆延仁等，1996;Zhang et al.，2007)。对张八岭群2个变火山岩样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，获得其原岩年龄为754Ma及753Ma(图 3a； Zhao et al.，2014)，说明张八岭群属于扬子板块底部的新元古代盖层(Li et al.，2003;Zheng et al.，2008;Zhao and Cawood，2012;Zhao et al.，2014)，其上连续沉积了震旦-奥陶系。
张八岭隆起北段张八岭群韧性变形强烈，原始层理基本已被面理完全置换，仅局部露头可以识别出原始层理。这一变形带内普遍发育各类糜棱岩(图 4a)。张八岭群面理总体较为平缓，倾角以小于30°居多，显示为平缓韧性滑脱(拆离)变形带特征(图 3c)。其中矿物拉伸线理近水平，南部走向为北北东-南南西向，中部多为南-北向，而北部为北北西-南南东向(图 3c)。这一滑脱剪切带内S-C组构、残斑拖尾等各种剪切指向标志指示上盘向南、南南西或南南东运动。Zhang等(2007) 对该区张八岭群糜棱岩所进行的石英C轴组构分析，指示变形温度为350～400℃。
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(a)张八岭隆起北段张八岭群近水平的剪切带糜棱岩，S-C组构及两期的石英脉指示上盘向南运动；(b)张八岭隆起北段张八岭群发生膝折的石英脉，指示上盘向南运动；(c)张八岭隆起北段张八岭群膝折现象，指示上盘向南运动；(d)张八岭隆起南段肥东杂岩，晚侏罗世陡立的郯庐左行走滑剪切带；(e)庐江地区陡立的郯庐左行走滑剪切带，石英拖尾指示左行运动(俯拍)；(f)大别造山带东缘张八岭群陡立的郯庐左行走滑剪切带(俯拍)，S-C组构及矿物斜列指示左行走滑运动；(g)大别造山带东缘张八岭群白云母片岩，石英脉、皱纹线理均垂直矿物拉伸线理方向；(h)大别造山带东缘张八岭群褶皱构造(D2) ，褶皱轴面倾向北西，显示向南东逆冲倒伏 图 4 郯庐断裂带及其旁侧变形构造野外照片 Figure 4 Outcrop photograph of the Tan-Lu Fault Zone and its marginal structures |
张八岭隆起北段张八岭群继韧性变形之后，晚阶段递进演变为脆-韧性变形。晚阶段常发育石英脉、膝折、共轭膝折、皱纹线理及小褶皱，且晚阶段皱纹线理、褶皱枢纽及石英脉壁均与早阶段矿物拉伸线理垂直。这些晚阶段石英脉及小褶皱随着剪切作用而发生了偏转现象，呈斜交或垂直面理面。晚阶段褶皱轴面与石英脉的偏转倒伏方向等仍指示其上盘向南运动。显然，晚阶段脆-韧性变形与早阶段韧性变形在运动学上完全一致，因此两者属于同一期递进变形的产物。
张八岭群东侧上覆浅变质的下震旦统，两者成分层平行，变形组构相似，只是变质程度向上递减。下震旦统内面理较为平缓、多倾向南东，矿物拉伸线理一致为平缓的北北东-南南西向(图 3a)。其中的各类运动学指向标志同样指示上盘向南南西运动，与张八岭群变形相吻合。更东侧的上震旦统与寒武-奥陶系(图 3)为未变质的扬子板块盖层，以碳酸盐岩为主。这些地层呈现为北东-南西向紧闭斜歪(局部倒转)褶皱，轴面向南东倒伏，内部常见北东-南西向、向北西倾的纵向逆断层。这套强烈褶皱、陡倾的碳酸盐岩与下伏平缓的下震旦统接触带为平缓的构造滑动带(图 3b)。
2.2 张八岭隆起南段变形特征张八岭隆起南段主体出露高级变质的肥东杂岩(角闪岩相)，仅在其中部东侧与南缘局部上覆张八岭群(图 5a)。肥东杂岩主要为二长片麻岩、角闪黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、白云石英片岩、二云斜长片麻岩、黑云母片岩、大理岩等。它们的变质程度为低-中角闪岩相(荆延仁等，1991;Zhang et al.，2007;石永红等，2009;康涛等，2013;聂峰等，2014)。Zhao等(2014) 通过对肥东杂岩5个正变质岩样品定年获得了745～800Ma的原岩年龄，说明其仍属于扬子板块盖层底部。
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40 Ar/39 Ar 年龄及锆石年龄据Zhu et al.，2005;Zhao et al.，2014 图 5 郯庐断裂带张八岭隆起南段构造图及变形组构赤平投影图 Figure 5 Structural map and lower-hemisphere equal-angle stereograms of the Tanlu Fault Zone in southern Zhangbaling uplift |
郯庐断裂带晚侏罗-早白垩世初发生左行平移运动，在肥东杂岩内叠加了密集的北北东走向左行走滑韧性剪切带(图 5a;Zhu et al.，2005，2010)。Zhu等(2005) 通过角闪石及黑云母 40 Ar/39 Ar定年获得了这些剪切带144～119Ma的冷却年龄。肥东杂岩北部的早期组构被郯庐断裂带晚侏罗-早白垩世初左行走滑运动完全置换(Zhu et al.，2005)，其面理主要倾向南东，倾角较为陡立； 矿物拉伸线理基本为走向线理，主要倾伏向南西(图 5a)。而肥东杂岩南部晚侏罗世-早白垩世初走滑剪切带局部出现，其间仍残留有早期组构(图 5a)。早期面理及与其平行的成分层(包括大理岩标志层)总体呈现为北东东-南西西向褶皱(图 5a)。这些褶皱轴随着远离晚侏罗-早白垩世初左行走滑剪切带而呈北东东走向，而接近这些剪切带时逐渐转变为北东-北北东走向，明显受晚期剪切带所牵引与影响。在这些褶皱影响下，早期面理优势走向为北东东-南西西，倾向北北西或南南东(后者居多)，倾角多为30°～70°之间。其中早期矿物拉伸线理总体较平缓，优势倾伏向北东东-南西西(图 5b)。另外，张八岭隆起南段东缘及南缘局部残留的张八岭群，并没有发育晚期韧性走滑剪切带，主要呈现为平缓的面理和北东-南西向平缓的矿物拉伸线理，运动学显示上盘向南西运动。
2.3 庐江地区变形特征庐江地区郯庐断裂带也称为郯庐断裂带庐江段，位于大别造山带东北缘。该段西侧为华北板块上的合肥盆地，东侧为下扬子前陆褶断带，出露上震旦统至下二叠统海相地层。东侧的海相地层呈现为北东向紧闭褶皱及北东走向的逆冲断层，南端延入造山带东缘的潜山盆地之下。这一地区郯庐断裂带内张八岭群野外露头零星。该区张八岭群以长石石英片岩、白云母片岩、白云母长石石英片岩为主，呈中绿片岩相变质。赵田等(2014) 通过对3个变火山岩样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得了749～751Ma的原岩年龄(图 6a)，说明其属于扬子板块盖层底部。
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40 Ar/39 Ar 年龄及锆石年龄据陈宣华等(2000) ，赵田等(2014) 图 6 郯庐断裂带庐江段构造图及变形组构赤平投影图 Figure 6 Structural map and lower-hemisphere equal-angle stereograms of the Tanlu Fault Zone in Lujiang |
庐江地区郯庐断裂带内张八岭群表现为强烈的剪切带韧性变形，广泛发育糜棱岩或超糜棱岩。它们呈现为北东-南西走向陡立的走滑韧性剪切带特征。其中面理主要倾向南东，较为陡立，为50°～70°； 而矿物拉伸线理多为走向线理，倾伏向北东或南西(图 6b)。野外露头的S-C组构、长石石英残斑拖尾等运动学标志均指示左旋剪切运动。显微构造特征指示变形温度为350～400℃(Zhao et al.，2016)。该区张八岭群同样经历了晚阶段脆-韧性递进变形。因此，庐江段郯庐断裂带在张八岭群内呈现为向南东陡倾的左行走滑韧性剪切带(图 6a)。
2.4 大别造山带东缘变形特征晚侏罗-早白垩世初郯庐断裂带的活动在大别造山带东缘北段高级变质岩内表现为韧性左行走滑剪切带，而在其南段表现为脆性左行平移断层(图 2； Zhu et al.，2005;2010) 。大别造山带东缘更东侧出露的张八岭群，记录了郯庐断裂带印支期的变形过程(图 7a)。该区域张八岭群的变质程度及岩石类型均与庐江地区相同。赵田等(2014) 通过对4个变火山岩样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得了748～751Ma的原岩年龄，说明其也属于扬子板块盖层底部，可与周围的同时代地层对比。该处张八岭群呈低绿片岩相变质，而其西侧大别造山带内部宿松杂岩呈高压角闪岩相变质，两者之间变质等级突变，指示张八岭群并非大别造山带折返的产物。
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锆石年龄据赵田等，2014 图 7 郯庐断裂带大别造山带东缘构造图、变形组构赤平投影图及剖面图 Figure 7 Structural map，lower-hemisphere equal-angle stereograms and representative cross-section of the Tanlu Fault Zone to the southeast of the Dabie Orogen |
大别造山带东缘郯庐断裂带内张八岭群总体上呈韧性剪切带变形特征，原始层理已被完全置换，糜棱岩与超糜棱岩常见。该带北部及南部张八岭群变形带为近北东向展布(图 7a)，其中的变形面理呈北东-南西走向，倾角较为陡立，集中在60°～90°之间(图 4f，7b)。这两处矿物拉伸线理产状较为分散，但多向北东或南西倾伏(图 7b)。中段张八岭群变形带总体呈近东西向展布(图 7a)，其中面理在赤平投影图上呈现为点极密分布特征，多向南倾，少量向北倾，倾角偏陡立，集中在60°～80°(图 7b)。中段矿物拉伸线理产状较为分散，在赤平投影图上总体呈宽缓的大圆环带状。大别造山带东缘郯庐剪切带张八岭群还可见紧闭褶皱，其褶皱两翼近平行于面理，枢纽方向与矿物拉伸线理方向接近或以较小的角度斜交，应属于早期变形阶段发育的片内褶皱。通过对该段张八岭群内的S-C组构、长石石英残斑拖尾等一系列剪切指向标志的分析，显示它们并没有稳定的剪切指向，应是剪切带后期发生了褶皱的结果。显微构造特征及石英C轴组构特征指示变形温度为350～400℃(Zhao et al.，2016)。
继早阶段韧性剪切变形之后，大别造山带东缘郯庐剪切带同样经历了晚阶段脆-韧性域的变形。脆-韧性阶段发育了褶劈理、皱纹线理、膝折、共轭膝折及小褶皱等构造现象，且这些组构总是垂直矿物拉伸线理方向，与早阶段变形运动学相吻合，指示为晚阶段递进变形产物。
该段郯庐剪切带西侧现今以倾向北西的逆冲断层与大别造山带宿松杂岩相接(图 7a，7d)。剪切带内张八岭群发育了一些列紧闭褶皱或无根褶皱，褶皱枢纽在南部及北部呈北东-南西向，在中部呈近东-西向，与旁侧大别造山带东边界走向相吻合。剪切带内早期韧性及脆-韧性变形均卷入到这些褶皱变形之中。因此，该处褶皱作用(D2)为郯庐剪切带走滑活动(D1)之后的变形事件。剪切带东侧同样以倾向北西的逆冲断层与下扬子海相地层接触(图 7a，7d)。海相地层呈紧闭褶皱，褶皱枢纽与张八岭群露头边界(剪切带边界)相吻合。另外，剪切带东侧晚三叠世-白垩纪陆相沉积地层以角度不整合的方式覆盖在海相地层之上(Zhu et al.，2009)。
大别造山带高压角闪岩相的宿松杂岩，主要为角闪斜长片麻岩、二云斜长片麻岩、斜长角闪岩、白云石英片岩、白云质大理岩、云母石英片岩及石英岩。宿松杂岩经历了造山过程的深俯冲及折返运动，现今保留的均为折返阶段的韧性变形组构(Hacker et al.，2000； Faure et al.，2003； Li et al.，2010)。通过我们的野外观察，这些宿松杂岩变形强烈，局部强变形带内出现糜棱岩。岩石单元多呈褶皱分布，表现为同斜褶皱特征。其中的变形组构较为稳定，在赤平投影图上面理法线呈现为一个点极密(图 7c)，均倾向南，以中等倾角为主。矿物拉伸线理同样呈点极密特征分布，向南东倾伏，也以中等倾伏角为主。该杂岩内各种运动学指向标志均指示上盘向北西运动，与前人(Hacker et al.，2000； Faure et al.，2003)所得出的大别造山带内部折返运动学规律相吻合。显微构造特征及石英C轴组构特征指示宿松杂岩的变形温度超过500℃(Passchier and Trouw，2005； Zhao et al.，2016)，明显高于东侧的郯庐剪切带变形温度。
2.5 襄樊-广济剪切带为了理解郯庐断裂带与大别造山带的关系，我们还对大别造山带南缘张八岭群进行了构造分析。该地区张八岭群向北与宿松杂岩呈断层接触。这2个岩石单元接触带被早白垩世侵入岩体所占据。大别造山带南界上的襄樊-广济断裂带，出现在张八岭群内，呈韧性走滑剪切带型式。襄樊-广济剪切带向东与郯庐断裂带相交(图 8a)。剪切带南侧为扬子前陆褶断带，两者之间呈倾向北东的脆性逆冲断层接触(图 8a)。该地区张八岭群的原岩类型及变质程度与郯庐剪切带内张八岭群类似。赵田等(2014) 通过对1个变火山岩样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得了750Ma的原岩年龄，说明其原岩也为扬子板块底部盖层。
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锆石年龄及 40 Ar/39 Ar 年龄据赵田等(2014) ，Zhao等(2016) 图 8 大别造山带南缘襄樊-广济剪切带构造平、剖面图、变形组构赤平投影及石英c轴组构图 Figure 8 Structural map，lower-hemisphere equal-angle stereograms and representative cross-section of the Xiangfan-Guangji Fault Zone on the SW margin of the Dabie Orogen |
襄樊-广济韧性剪切带宽约1km，由数条小型韧性剪切带组成。这些韧性剪切带广泛发育糜棱岩或超糜棱岩。糜棱面理呈北西-南东走向，倾向南西或北东，倾角较为陡立，主要介于60°～80°(图 8b)。矿物拉伸线理呈北西-南东向(走向线理)，倾伏角较缓，主要介于5°～30°(图 8b)。剪切带内各类运动学标志均指示其为右行走滑剪切带。显微构造特征及石英C轴组构分析指示其变形温度在350～400℃左右(Zhao et al.，2016)。襄樊-广济剪切带北侧张八岭群同样普遍糜棱岩化，但表现出与剪切带完全不同的变形特征。北侧张八岭群面理产状平缓，总体表现为波状宽缓的褶皱形态。这些面理多向南倾，倾角较小，多介于5°～30°。其中矿物拉伸线理呈北西- 南东向，倾伏角较小。各类指向标志均显示其上盘向北西运动，与大别造山带内部折返构造运动学一致(Hacker et al.，2000； Faure et al.，2003)。
3 造山期前陆变形带特征郯庐断裂带南段两侧华北与扬子板块上的海相盖层，褶皱变形主要发生在印支期，属于大别-苏鲁造山的周缘前陆变形(朱光等，1999； 林伟等，2005； 张岳桥和董树文，2008； Zhu et al.，2009)。对于这些前陆变形构造与形成机制的正确理解，也是认识郯庐断裂带起源及华北与扬子板块汇聚方式的重要方面。
3.1 扬子前陆变形构造特征华北与扬子板块的陆-陆碰撞，结束了下扬子地区海相沉积作用，并导致这些海相地层发生了强烈的褶皱与逆冲作用(Zhu et al.，2009)，从而成为前陆褶断带。下扬子地区中三叠世海相地层与晚三叠世陆相地层之间存在明显的角度不整合(董树文等，1994； 朱光等，1998;Faure et al.，1999;Schmid et al.，1999;Zhu et al.，2009)，指示这期强烈的前陆变形发生在中-晚三叠世。因此，该期前陆变形带是中-晚三叠世华北与扬子板块陆-陆碰撞的结果(Li et al.，1993，2000;Ames et al.，1996;Rowley et al.，1997;Hacker et al.，2000，2006;Liu and Xu，2004;Zheng，2012)。
苏鲁造山带以南、郯庐断裂带以东的下扬子前陆变形带，主要表现为向南东的逆冲作用，发育了大量的逆冲断层及与其平行的紧闭褶皱。在长江以北，这些褶皱轴面及逆冲断层均倾向北西(Zhu et al.，2009)。下扬子地区前陆褶皱轴在远离郯庐断裂带的区域呈北东东-南西西走向，而在靠近郯庐断裂处表现为向郯庐断裂带方向的偏转，转变为北东-南西走向(图 2)。Zhu等(2009) 认为前陆地区构造方位的转变是印支期郯庐断裂带走滑牵引所致。大别造山带以南的前陆褶断带，也呈现为强烈的前陆缩短变形。这些印支期褶皱及逆冲断层在靠近大别造山带处呈北西西-南东东走向，与造山带的走向一致； 而随着远离造山带这些褶皱枢纽及逆冲断层转变为近东-西走向(图 2； 王浩乾等，2012)。
3.2 华北板块前陆变形特征扬子与华北板块的碰撞造山作用，同样也造成华北板块南缘古生代海相盖层的缩短变形(Zhu et al.，2009)。华北板块南缘前陆变形构造的走向总体上平行于南部大别造山带的延伸方向。据赵宗举等(2000) 在合肥盆地地震剖面的解释，合肥盆地印支期前陆逆冲断层如 图 2所示。该盆地下伏的前侏罗系内，发育了一系列逆冲断层及紧闭褶皱，均呈北西西-南东东走向。这些逆冲断层倾向南，向北逆冲。合肥盆地以北的蚌埠隆起和淮南煤田区，前陆变形同样强烈，广泛发育北西西-南东东走向的紧闭褶皱与逆冲断层(Zhu et al.，2009)，显然是南侧合肥盆地内前陆构造的向北延伸(图 2)。值得注意的是，合肥盆地、蚌埠隆起及淮南煤田区的前陆构造走向并没有因郯庐断裂带的走滑运动而出现牵引现象，与断裂带东侧前陆变形带大规模牵引现象形成了鲜明的对照。这说明华北板块比扬子板块更为刚硬。众所周知，高强度的华北板块东部已经发生了数次强震，而低强度的扬子板块很少发生强震(Wan and Zeng，2002)，也支持华北板块比扬子板块要更加刚性。
苏鲁造山带以西的华北板块区为鲁西地块，前陆变形作用较弱，发育北西-南东走向的宽缓褶皱，逆冲断层基本不发育。在鲁西地块以南、蚌埠隆起以北的地区为著名的徐淮弧型逆冲推覆构造带(舒良树等，1994)。该弧形逆冲构造可对比亚平宁前陆变形构造(Mariotti and Doglioni，2000)及落基山脉前陆变形构造(Boyer，1995)。其由数条向西凸出的弧形逆冲断层及紧闭褶皱组成，与其南、北两侧东西向、北西向展布的缩短构造形成了鲜明对照。Zhu等(2009) 认为徐淮弧地区为印支期苏鲁造山带的西北角，是由造山中的点碰撞导致的独特前陆变形现象。
苏鲁造山带北部、郯庐断裂带以东的胶北隆起，主要出露华北板块高级变质基底。其中同造山期的韧性剪切带指示上盘向北西的剪切运动(图 2； 朱光和徐嘉炜，1994； Faure et al.，1999，2003)。胶北隆起上所出露的新元古代海相盖层(蓬莱群)呈现为平行于苏鲁造山带的北东-南西向紧闭褶皱，指示了印支期北北西-南南东向挤压(Zhu and Xu，1994； Zhu et al.，2009)。
4 郯庐断裂带印支期变形机制分析通过探究郯庐断裂带安徽段印支期变形构造特征，再结合年代学资料，可以总结其变形机制。由于出露部位与后期改造的差异性，安徽段剪切带不同部位显示了有差异的变形特征，各出露带具有不同的变形过程与机制。
4.1 剪切带活动时间关于早期郯庐剪切带的活动时间，Zhang等(2007) 在张八岭隆起北段张八岭群中获得的一系列白云母 40 Ar/39 Ar 年龄值为240～235Ma(中-晚三叠世，图 3)，并被解释为张八岭群韧性滑脱剪切带的变形-变质时间。张八岭隆起南段肥东杂岩中所获得的一期变质事件年龄为242Ma(锆石U-Pb下交点年龄； Zhao et al.，2014)，基本上与北段张八岭群的变形-变质同时。由此可见，张八岭隆起变形时间与华北、扬子板块碰撞造山中的深俯冲时间是一致的(Hacker et al.，2006;Wu et al.，2006;Zheng et al.，2009;Liu and Liou，2011)。
陈宣华等(2000) 在郯庐断裂带庐江段糜棱岩中获得了一个白云母样 40 Ar/39 Ar 年龄值为239Ma(中三叠世，图 6)，并且认为其代表了早期郯庐剪切带左行剪切走滑活动时间，同样与造山带深俯冲时间相吻合。
Zhao等(2016) 对大别造山带东缘郯庐剪切带(图 7)、南缘襄樊-广济剪切带(图 8)及宿松杂岩(图 7)进行了白云母 40 Ar/39 Ar 定年。大别造山带东缘郯庐剪切带糜棱岩内获得了两期白云母 40 Ar/39 Ar 年龄值，其中6个白云母样品 40 Ar/39 Ar 坪年龄值为236～230Ma(中-晚三叠世)，被解释为代表了郯庐断裂带印支期左行走滑活动时间。另外3个白云母样品 40 Ar/39 Ar 坪年龄值为225～217Ma(晚三叠世)，指示了郯庐剪切带第二期叠加变形(褶皱与逆冲)时间。从大别造山带南缘襄樊-广济剪切带4个糜棱岩样品中获得的白云母 40 Ar/39 Ar 坪年龄为230～223Ma，被解释为代表了该剪切带右行剪切活动时间，指示了该剪切带形成于大别造山带向南东折返过程中。宿松杂岩内4个片麻岩样品的白云母 40 Ar/39 Ar 坪年龄为219～210Ma，被解释为代表了大别造山带折返期变形的冷却年龄。
这些宿松杂岩及襄樊-广济剪切带白云母样品的 40 Ar/39 Ar 定年结果，指示了大别造山带折返时间为230～209Ma。郯庐剪切带内所获得的第二期变形时间(225～217Ma)，与造山带折返时间相吻合，表明郯庐剪切带内的第二期缩短变形是发生在造山带折返过程之中。郯庐剪切带 240～230Ma的第一期变形年龄，显然早于造山带折返时间，与造山带深俯冲阶段相吻合。
4.2 郯庐断裂带变形机制分析张八岭隆起北段张八岭群及下震旦统呈现为上盘向南南西运动的平缓韧性滑脱带或拆离带。张八岭隆起南段角闪岩相的肥东杂岩局部被张八岭群所覆盖。锆石定年表明，肥东杂岩为扬子板块最底部盖层(Zhao et al.，2014)，其上覆张八岭群。受晚侏罗-早白垩世初郯庐走滑剪切带变形影响，肥东杂岩内早期组构被改造为北东东向宽缓褶皱(图 5b)。推测肥东杂岩内早期(印支期)变形组构与其上部张八岭群一致，均表现为近水平的韧性滑脱带。张八岭隆起东侧出露的晚震旦世至奥陶纪地层，总体呈现为北东-南西向的陡立紧闭褶皱。上、下震旦统之间是以脆-韧性拆离带型式接触，代表了上覆褶皱层与下伏滑脱层之间的接触关系(图 3b)。我们推测印支造山期左行走滑的郯庐断裂带应出现在现今张八岭隆起西侧，之后被合肥盆地所覆盖(图 3a)。张八岭隆起北段现今出露的滑脱带应为印支期郯庐左行走滑断裂带东侧(旁侧)的滑脱带，而不是Zhang等(2007) 所主张的郯庐断裂带内部拆离带。张八岭群至上覆震旦-奥陶系皆连续出露，且变质程度逐渐变化，显示了滑脱带与上覆盖层之间的连续关系，属于一般前陆变形带内所呈现的现象，也不支持张八岭变质带为独立的断块或岩片。
郯庐断裂带庐江段印支期剪切带糜棱面理向南东陡倾，线理近水平，运动学显示为左行走滑。随后叠加了膝折、石英脉等脆-韧性变形构造，同样显示为左旋剪切，属于同一期递进变形产物。综合构造与年代学分析结果，说明出露于张八岭群中的郯庐断裂带庐江段属于保存较好的中三叠世左行走滑韧性剪切带。该剪切带代表了郯庐断裂带的起源构造，形成时间同华北与扬子板块陆-陆碰撞时间相吻合。
大别造山带东缘印支期郯庐剪切带出露于张八岭群内，经历了两期变形。第一期变形(D1)产生了强烈的糜棱岩化面理、矿物拉伸线理、无根、片内褶皱等透入性走滑韧性变形构造，并在递进变形晚阶段发育了膝折、石英脉、褶劈理等脆-韧性构造。第二期变形(D2)主要是造成了剪切带的褶皱，导致D1期面理发生褶皱，出现逆冲断层。由于第二期(D2)褶皱叠加，大别造山带东缘郯庐剪切带内第一期变形(D1)组构原始产状较难以恢复。然而，因为线理在后期叠加褶皱中较难以改变，该剪切带现今普遍的北东-南西向平缓线理应基本上指示了其第一期线理原始产状。该段剪切带目前面理多较陡，再加之与其北延庐江段同期剪切带对比，可以推断大别造山带东缘印支期郯庐剪切带原始为北东走向的陡立产状。因此，大别造山带东缘郯庐断裂带印支期经历了深俯冲阶段的左行走滑运动及折返阶段的褶皱与逆冲作用。
5 郯庐断裂带起源模式讨论 5.1 已有模式讨论大量的研究已表明(Ames et al.，1996;Rowley et al.，1997;Hacker et al.，2000，2006;Faure et al.，2003)，扬子与华北板块碰撞中，前者俯冲于后者之下，随后俯冲的扬子陆壳向南东折返，从而形成大别-苏鲁造山带。详细的年代学研究显示(Zhang et al.，2007;Zhao et al.，2016)，郯庐断裂带起源时间对应于造山带深俯冲阶段，早于造山带折返期。这些基本事实否定了Okay和Sengör(1992) 提出的郯庐断裂带起源于造山带折返期的陆内转换断层模式(图 1a)。
详细的构造研究证明，造山期郯庐断裂带为左行走滑韧性剪切带。而Gilder等(1999) 提出的旋转碰撞模式(图 1d)及Wang等(2003) 提出的造山带弯曲模式(图 1e)中郯庐断裂带应为逆冲断层性质。因此，这2种模式都与郯庐断裂带本身的事实不符。
Li(1994) 提出的撕裂断层模式(图 1c)认为，碰撞造山中扬子板块上地壳与下地壳发生拆离，上地壳仰冲于华北板块之上而向北逆冲达400km，从而形成苏鲁造山带。这种模式很难解释苏鲁造山带发生过深俯冲与随后折返的完整过程，难以解释造山带内大量高压、超高压变质岩的剥露(图 2;Hacker et al.，2006;Zheng，2012;Zhou et al.，2012)。该造山带地震探测结果(Yang，2002，2009)也显示苏鲁造山带深部并不存在楔状嵌入的(“鳄鱼嘴式”)华北岩石圈。
Yin和Nie(1993) 提出了扬子与华北板块的嵌入式碰撞模式(图 1b)。该模式认为郯庐断裂断以东扬子板块原始为向北伸出的突出体，碰撞造山中其嵌入式挤入华北板块，将苏鲁造山带向北推移了约400km，从而形成了左行平移的郯庐断裂带(东侧)及朝鲜半岛上的湖南右行剪切带(西侧)。该嵌入式碰撞模式中，苏鲁造山带要比大别造山带产生更强烈的碰撞作用，苏鲁造山带应有最强的大陆深俯冲，其北侧华北板块南缘前陆变形要比大别造山带北侧强烈的多。然而，苏鲁造山带的规模并没有明显超过大别造山带，苏鲁造山带北部前陆变形也并不比大别造山带北部更强烈(朱光和徐嘉炜，1994;Faure et al.，2003;Zhu et al.，2009)。更为关键地是，该嵌入式碰撞模式中需要苏鲁造山带以北的华北板块发生400km(嵌入式模式)或250km(本次工作)的剧烈缩短，显然不符合地质事实。一般来说，被嵌入板块(相对较软)边缘常发生牵引、弯曲等现象，如喜马拉雅造山带北缘的亚洲板块与阿尔卑斯造山带北缘的欧洲板块(England and Houseman，1986;Houseman and England，1986，1993;Rosenberg et al.，2007;Dumont et al.，2011)。如前文所述，华北板块上前陆变形构造在郯庐断裂带附近并没有发生明显的牵引或者弯曲现象，而另一侧扬子前陆构造却显现为显著的牵引现象。这些前陆变形特征、基底变质程度及地震活动性均说明了华北板块要比扬子板块刚硬的多。这表明较软弱的扬子板块是不可能嵌入更刚硬华北板块达400km之远。
Zhu等(2009) 提出了同俯冲期转换断层模式(图 1f)。该模式认为造山期郯庐断裂带的左行走滑是由于其两侧扬子板块俯冲速度差导致的。这一模式同样需要苏鲁造山带北侧的华北板块被向北推移达250km。上述事实与分析同样不支持这一模式。
5.2 郯庐断裂带起源的大陆板块撕裂模式由于大陆边界的不规则，陆-陆碰撞造山中会出现突出的刚硬板块嵌入另一侧较软弱的大陆板块之中(England and Houseman，1986;Houseman and England，1986，1993;Robl and Stüwe，2005;Doglioni et al.，2007)。例如，印度板块嵌入亚洲板块形成喜马拉雅造山带，以及阿拉伯板块(Adriatic plate)嵌入欧洲板块形成阿尔卑斯造山带(Tapponnier et al.，1982;Ciancaleoni and Marquer，2008;Garzanti and Malusà，2008;Schattner，2010)。在此嵌入碰撞造山中，较为软弱的亚洲板块与欧洲板块在前陆地区皆形成弧形褶断带(England and Houseman，1986;Doglioni et al.，2007;Rosenberg et al.，2007;Dumont et al.，2011;Malusà et al.，2011，2015) 。然而，嵌入式碰撞是否会在较为软弱的大陆内形成(竖直的)撕裂断层，至今没有相关的报导。
撕裂断层形成于俯冲的大洋岩石圈上已有大量的报导(Doglioni et al.，1994，2001;Lallemand et al.，1997;Govers and Wortel，2005;Miller et al.，2005;D'Orazio et al.，2007;Rosenbaum et al.，2008;Agostini et al.，2010;Hale et al.，2010;Kennett and Furumura，2010;Özbakır et al.，2013;de Sigoyer et al.，2014;Karaoğlu and HelvacÖ，2014;van Benthem et al.，2014)，并且也被称之为俯冲-转换边界扩展断层(Subduction-Transform Edge Propagator faults，Govers and Wortel，2005)。这种大洋岩石圈撕裂断层常形成于大洋俯冲板片回撤阶段(Doglioni et al.，1994;Govers and Wortel，2005;Mason et al.，2010;Özbakır et al.，2013;de Sigoyer et al.，2014;Karaoğlu and HelvacÖ，2014) ，其常被解释为板片回撤速度差异所致(Govers and Wortel，2005;Rosenbaum et al.，2008;Rosenbaum and Agostinetti，2015)。
陆-陆碰撞过程中，被动大陆岩石圈的俯冲动力来自前方俯冲大洋岩石圈的下拉力(负浮力，Riguzzi et al.，2010)。 van Hunen和Allen(2011) 通过三维数值模拟实验研究，认为大洋板块俯冲过程中可以带动其连接的大陆板块(具有40km 厚地壳)俯冲至200km的深度。大洋岩石圈的平均有效黏度(effective viscosity)要比大陆岩石圈高一个数量级(Gordon，2000)。因此，理论上俯冲大洋板块上所形成的竖直撕裂断层可以传播到随后俯冲的大陆板块内。郯庐断裂带的起源可能正是这样一个实例。
根据郯庐断裂带的起源时间、变形机制、几何学特征、运动学规律以及结合前陆变形规律，我们认为它是以大陆板块撕裂断层方式起源(图 9)，而撕裂的原因是嵌入式碰撞。我们认为现今华北板块南缘的边界轮廓代表了其原始状态，在大别造山带处呈现为向南的突出体(嵌入体)，其东界为北北东向的侧向边界(图 9a)。在华北与扬子板块之间古特提斯洋向北俯冲过程中，大洋板块因大别山处华北板块突出体嵌入而被撕裂，首先出现大洋岩石圈撕裂断层，沿着华北突出体东界(原始郯庐位置)发育。当扬子与华北板块在大别造山带首先发生碰撞时，大洋岩石圈撕裂断层扩展到扬子板块内部(图 9b，9c)，使得西侧扬子板块俯冲与东侧继续向北运移同时发生。在此过程中，华北突出体东界上(郯庐断裂带位置)经历了从大洋板块的斜向汇聚到扬子板块的斜向汇聚，后者即为中三叠世郯庐断裂带起源期的左行平移活动。大别造山带处扬子板块的深俯冲作用一直持续到苏鲁造山带处扬子板块深俯冲作用的完成。在此嵌入碰撞过程中，大别突出体前方扬子板块的缩短主要是以大陆俯冲的方式吸收，而不是完全依靠大别造山带南侧前陆缩短。扬子板块前陆地区的缩短变形作用首先发生在大别造山带以南，继而沿郯庐断裂带向东演化，最后延伸到苏鲁造山带南侧(图 9b，9c)。随着大洋板片的断离发生(Hacker et al.，2000)，大别造山带内俯冲的扬子陆壳于晚三叠世发生向南东的折返，造成了造山带东界上郯庐剪切带强烈的褶皱变形(图 9d)，即该处剪切带第二期的叠加褶皱。
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图 9 郯庐断裂带起源的板块撕裂模式图 Figure 9 Indentation-induced continent model for the origin of the Tan-Lu Fault Zone |
郯庐断裂带起源期变形机制及其周缘前陆变形特征均与嵌入式碰撞导致扬子板块撕裂模式相符合。大别造山带东南侧前陆上的弧形褶皱现象支持华北板块嵌入到扬子板块内(图 2，9)。印支期扬子与华北板块沿苏鲁造山带陆-陆碰撞时，在徐-淮地区发生点碰撞，造成了华北板块前陆地区徐淮弧型逆冲褶断带(图 2;Zhu et al.，2009)。郯庐断裂带两侧前陆变形现象也指示华北板块为较为刚硬的嵌入者。锆石U-Pb定年表明(赵田等，2014； Zhao et al.，2014)，郯庐断裂带内张八岭群及肥东杂岩皆属于扬子板块底部盖层。这些变质岩在郯庐断裂带同造山活动时期发生了绿片岩相-角闪岩相的变质作用，可能与近直立的郯庐撕裂断层切穿扬子板块岩石圈而导致热流升高有关。然而，郯庐断裂带同造山期的岩浆活动至今仍然没有发现，这可能与该断层为压扭型的撕裂断层相关，另外，整个大别-苏鲁造山带均缺乏同造山岩浆活动(Leech and Webb，2013;Wu and Zheng，2013)。
在扬子板块撕裂过程中，大别造山带之下扬子板块呈低角度、长距离俯冲或“平板式”俯冲(图 9c)，使得大别山北部华北板块之大范围内存在着俯冲的扬子大陆。郯庐断裂带以西的华北板块上，前人对其中侏罗-白垩纪岩浆岩进行了大量的地球化学及锆石年代学分析，结果表明多处岩体均含有俯冲扬子板块的信息(图 2； Zhang et al.，2002;Zhang and Sun，2002;Xu et al.，2004a，2004b，2005，2009;Yang et al.，2010，2012;Li et al.，2014)。众所周知，扬子岩石圈地幔为EMI I型，扬子陆壳含大量的700～800Ma的岩浆锆石(Zheng，2012)。济南地区、蚌埠隆起及徐淮弧地区的中生代岩体均显示了这些特征，指示扬子板块沿大别造山带向北的俯冲距离可达420km。在苏鲁造山带以北的胶北隆起上，中生代侵入岩也指示深部存在着俯冲的扬子板块(Miao et al.，1997;Zhou et al.，2003;Liu et al.，2009;Zhang et al.，2010)，说明扬子板块在苏鲁造山带下也发生过向北的长距离俯冲。碰撞造山中大陆板块发生低角度长距离俯冲已经有过报导。例如，印度-欧亚板块碰撞过程中，印度板块俯冲于欧亚板块之下，向北的俯冲距离可达500～700km(Jiménez-Munt et al.，2008;Li et al.，2008;He et al.，2010;Nunn et al.，2014)。
郯庐断裂带印支期的变形构造显示其为向南东陡倾的左行走滑剪切带。已有的地球物理数据显示，现今郯庐断裂带近直立的向下切穿了整个华北岩石圈(Yang，2002，2009;Li et al.，2012;Zhao et al.，2012)。这些现象说明，扬子板块并没有沿着郯庐断裂带发生大规模的斜向俯冲，该断裂带在印支期为陡立的斜向汇聚边界。郯庐断裂带在印支期这一产状特征也支持其起源于大陆撕裂模式。
依此扬子板块撕裂模式，大别造山带发生碰撞的时代要早于苏鲁造山带(图 9a，9b)。通过前文得知大别造山带碰撞与俯冲的开始时间要比苏鲁造山带早10Ma左右。因而，大别及苏鲁造山带俯冲与折返的时间差异也支持扬子板块撕裂模式。
郯庐断裂带起源于扬子板块撕裂模式，可以合理地解释印支期郯庐断裂带突然终止于大别造山带东南缘的事实及其视平移距离在空间上的变化(图 2)。徐-淮弧型逆冲构造带说明印支期郯庐断裂带实际上视左行错开大别与苏鲁造山带约250km(图 2)。晚侏罗-早白垩世初郯庐断裂带的再次活动，表现为陆内左行平移断层的型式(Wang，2006;Zhu et al.，2005，2010)，向北扩展至中国东北地区，同时左行错开华北板块北界及大别-苏鲁造山带约150km(Zhu et al.，2009，2010)，因而，郯庐断裂带两期活动历史可以合理地解释其左行错开大别-苏鲁造山带达400km，而仅仅错开华北克拉通北界150km。在晚侏罗-早白垩世初郯庐断裂带的左行平移活动中，其并没有向南延伸，可能与大别造山带南界上的襄樊-广济断裂同时发生逆冲运动有关(Xu et al.，1987;王浩乾等，2012)，从而吸收了大别造山带被左行平移中的向南运动，使得郯庐断裂带仍然中止在大别山东南角。
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