长江中下游地区在大地构造位置上位于秦岭-大别造山带的南侧，江南-雪峰隆起的北侧。秦岭-大别造山带是中国东部的华北地块和扬子地块于三叠纪最终拼合而成的造山带(张国伟等, 1996a, b，2003，2004；Li et al., 2007)，是特提斯构造体系域的一部分，长期以来，长江中下游地区的印支期变形始终被认为都与秦岭-大别造山带密切相关。随后的燕山期变形是在太平洋板块向欧亚板块下俯冲作用下导致的，同时，中国东部发育了大量的早期埃达克质和后期A型花岗质岩浆活动和走滑拉分盆地(Li et al., 2012)。可见，该区中生代以来地壳活动剧烈，多期活动叠加，构造演化复杂，是近东西向特提斯构造体制与近南北向太平洋构造体制转换的最重要地区(宋传中等, 2010, 2011)，因此对这个地区精细的构造研究对两大构造体制转换的地质效应、转换方式、转换时限等重要科学问题研究有重要的理论意义。

长江中下游前陆构造带是该区重要的褶皱逆冲带。Hacker et al.(2000)、Ratschbacher et al.(2000)认为扬子地块总体向北俯冲，导致高压-超高压岩石以渠道流方式主动折返，使得长江中下游前陆褶冲带被动地形成“南倾北倒”的褶皱束和相关断裂；然而众多研究表明长江中下游前陆构造带多数为对冲格局(丁道桂等，2009；李三忠等，2010；Li et al., 2010)。因而，长江中下游前陆带究竟是同北侧的大别造山带有关，还是和南侧的江南造山带有关还是一个亟待解决的关键问题。此外，前人(Hacker et al., 2000；Ratschbacher et al., 2000) 对这些褶皱中哪些是印支期的，哪些是燕山期的也没有区分。

长江中下游前陆构造带也是一个成矿带，称为长江中下游成矿带，是我国重要的铜铁多金属成矿带之一(常印佛等，1991；翟裕生等，1992)。成矿带由鄂东南、九瑞、安庆-贵池、铜陵、庐枞和宁芜等矿集区组成，深部找矿潜力巨大，是开展陆内动力学过程和成矿作用研究的不可多得的天然实验室(周涛发等，2008；杜建国和常丹燕，2011)。区内矿床同燕山期构造、岩浆作用密切相关的认识比较统一(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；吴言昌等，1999；毛景文等，2004；华仁民等，2006；范裕等，2008；周涛发等, 2008, 2011)，并且成矿大地构造背景和过程经历了由板缘到板内的环境，成矿作用发生在挤压向伸展的转换过程(董树文等，2011)，但对于岩浆类型和成因还存在争论，岩浆作用的深部背景也存在不同认识，如底侵还是板片窗(Dong et al., 2004；Sun et al., 2007)，因此研究长江中下游的燕山期挤压构造及其深部背景研究对进一步了解成矿机制，建立成矿模式和开拓深部找矿空间有重要的理论和现实意义。

通过详细的野外调查、室内编图工作和前人研究成果总结，本文将长江中下游地区分为五个一级单元(图 1)：华北地块(Ⅰ)、大别造山带(Ⅱ)、扬子地块(Ⅲ)、华夏地块(Ⅳ)、长江中下游前陆构造带(Ⅴ)。Li et al.(2010)认为仅有Ⅴ₁单元属真正的大别山造山带前陆褶皱-冲断带，而南侧的Ⅴ₃为江南造山带的前陆褶皱-冲断带。华北陆块和大别造山带以六安断裂(F₁) 为界；大别造山带和长江中下游前陆构造带以襄樊-广济断裂(F₂) 和郯庐断裂(F₃) 分割；长江中下游前陆构造带与扬子地块以江南断裂(F₄) 为界；扬子地块与华夏地块以江绍断裂(F₅) 为界。长江中下游前陆构造带是本文重点研究区块，该区为我国重要的中生代成矿带。根据浅表构造特征和重、磁特征(图 2)，结合野外构造解析，将长江中下游前陆构造带进一步细分为保康-保康-武汉-宿松-巢湖褶冲带(Ⅴ₁)、长江中下游中生代坳陷带(Ⅴ₂)、通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带(Ⅴ₃) 三个次级构造带，三个次级构造带从西向东从近EW向变为NE向，同时扬子地块可以细分为九岭-幕阜山隆起带(Ⅲ₁) 和浙西北冲褶带(Ⅲ₂) 两个部分，它们以NNE向的宁国-绩溪断裂(F₆) 为界。

图 1

Fig. 1

图 1 长江中下游地区区域构造单元划分 Ⅰ-华北地块；Ⅱ-大别造山带；Ⅲ-扬子地块；Ⅳ-华夏地块；Ⅴ-长江中下游前陆构造带；Ⅴ1-保康-武汉-宿松-巢湖褶皱逆冲带(被大别山造山带分为保康-武汉、巢湖-含山两段)；Ⅴ2-长江中下游中生代坳陷带(包括中扬子和下扬子坳陷)；Ⅴ3-通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带；Ⅲ1-九岭-幕阜山隆起；Ⅲ2-浙西北冲褶带；F1-六安断裂；F2-襄樊-广济断裂；F3-郯庐断裂；F4-江南断裂；F5-江绍断裂；F6-皖浙赣断裂带；F7-宁国-绩溪断裂；F8-赣江断裂 Fig. 1 Tectonic units of the Middle-Lower Yangtze River area

图 2

Fig. 2

图 2 长江中下游重力异常(左)、磁异常(右) 及断裂展布 Ⅰ-华北地块；Ⅱ-大别造山带；Ⅲ-扬子地块；Ⅳ-华夏地块；Ⅴ-长江中下前陆构造带；Ⅴ1-保康-保康-武汉-宿松-巢湖褶皱逆冲带；Ⅴ2-长江中下游中生代坳陷带；Ⅴ3-通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带；Ⅲ1-九岭-幕阜山隆起；Ⅲ2-浙西北冲褶带 Fig. 2 Gravity anomaly (left), magnetic anomaly (right) and faults distribution in the Middle-Lower Yangtze River area

长江中下游地区中生代NEE-NE断裂总体为逆冲性质，且在中、下扬子中生代坳陷带(Ⅴ₂) 两侧浅表逆冲构造的逆冲方向相反，即长江北岸保康-武汉-宿松-巢湖褶冲带和以北的高压超高压变质岩向SE逆冲在早、中侏罗世地层之上(李自堃和周朝根，1986；刘文灿等，2001；钱存超，2006；李三忠等，2010)；而在长江南岸的通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带南华系-中三叠统向NW逆冲，部分地区可见到早、中侏罗统被掩覆(图 3)。

图 3

Fig. 3

图 3 长江中下游主干断裂分布(底图图例参照国家地质图标准，其他同图 1) F1-六安断裂；F2-襄樊-广济断裂；F3-郯庐断裂；F4-江南断裂；F5-江绍断裂；F6-皖浙赣断裂带；F7-宁国-绩溪断裂；F8-赣江断裂 Fig. 3 The Major faults distribution of the Middle-Lower Yangtze River area (legends in bottom map seen in GB, others seen in Fig. 1)

长江中下游中生代NNE向断裂一般为压扭性质，控制了宣城盆地、南陵盆地等晚白垩红色盆地的形成(尚彦军等，1999)。断裂地表展布同重力、磁力异常反映的深部构造可以很好的对比(图 2、图 3)。根据重力、磁力异常(图 2) 可以解译出深部多条近于平行的NNE向走滑断层，较为重要的如绩溪-宁国断裂(F₇)、赣江断裂(F₈)。据浅表构造解析和重、磁解译判断NNE向走滑断层错切NEE、NE向的逆冲断裂。

九岭-幕阜山隆起带(Ⅲ₁) 位于江南断裂以南，江绍断裂以北，江汉盆地以东，宁国-绩溪断裂以西，出露的最古老岩石主要是元古宇的浅变质岩，为一套绿片岩相-低角闪岩相的深水复理石建造(李三忠等，2010)。加里东期构造变形没有影响到江绍断裂以北(李三忠等，2011)。九岭-幕阜山隆起带上古生界、中生界地层凹槽状残存分布在NE向的向斜中。九岭-幕阜山隆起带在早燕山期(J₁-J₂) 发育一期逆冲活动，表现为南华系-中侏罗统卷入了褶皱逆冲作用，褶皱样式为宽缓的向斜和背斜，且发育一系列的走向NE、NEE的叠瓦状逆冲断层，被J₃-K₁沉积盆地角度不整合覆盖。

根据褶皱-断裂的性质和特征，可将该带分为景德镇-乐平段、乐平-德兴段(分别为图 4的①和②)。景德镇到乐平段(图 5) 发育的主逆冲断层大部倾向NW，少量次级断层倾向SE，多顺着先期的韧性剪切带等薄弱面发育，倾角大于45°，一般在50°~70°，反映了该段逆冲作用纵向抬升分量很大的特征。逆冲断裂将元古宇的变质岩逆冲到了早燕山期构造层(T₃-J₂)、上古生界之上。

图 4

Fig. 4

图 4 景德镇-乐平-德兴-上饶构造剖面 ①-景德镇-乐平段；②-乐平-德兴段；③-德兴-上饶段；④-铅山段 Fig. 4 Structural profile of the Jingdezhen-Leping-Dexing-Shangrao area

图 5

Fig. 5

图 5 景德镇附近早燕山期(J1-J2) 逆冲构造 Fig. 5 Early Yanshanian (J1-J2) thrust structures near the Jingdezhen City

乐平-德兴段(图 6) 发育主逆冲断层大部倾向SE，少量次级断裂倾向NW。在乐平笔架山、万山地区浅变质岩逆冲到了石炭系灰岩之上，下盘地层多呈构造窗出露。在弋阳樟树墩镇附近青白口系逆冲到了中侏罗系之上，该处断层普遍陡立，D-J₂卷入了逆冲构造，断层切割了晚元古代的花岗岩，且被白垩系的岩体侵入，故推测这期逆冲推覆构造发育在早燕山期(J₁-J₂₎。德兴附近发育NNE、NE、NEE向3组韧剪切带(胡肇荣和邓国辉，2009)，韧性剪切带向南从NNE、NE向转为弋阳樟树墩镇NEE向，后期叠加有SE向NW逆冲的叠瓦状脆性逆冲断层，将元古宇地层逆冲到了印支期(D-T₂) 和早燕山期(T₃-J₂) 构造层之上。

图 6

Fig. 6

图 6 乐平-德兴附近早燕山期(J1-J2) 逆冲构造 Fig. 6 Early Yanshanian (J1-J2) thrust structures between the Leping and the Dexing cities

德兴-上饶段(图 4中③) 褶皱紧闭线性展布，剖面上向NW倒转，逆冲断裂大都倾向SE，且倾角较大，指示由SE向NW的挤压逆冲，上古生界、下古生界和早燕山期构造层(J₁-J₂) 都卷入了这期褶皱-逆冲构造。德兴-上饶段由NW向SE隔档式褶皱组合向隔槽式褶皱组合过渡，逆冲构造由薄皮式向厚皮式构造过渡。

浙西北冲褶带位于扬子地块的东南缘，与九岭-幕阜山隆起的界线为宁国-绩溪断裂(F₇)，与华夏地块的界线为钦-杭结合带，与下扬子前陆构造带界线为江南断裂，包括浙江的西北部和江西东北部的部分地区。浙西北冲褶带在早、中生代发育两期逆冲推覆构造，早期以阿尔卑斯型褶皱和局部基底拆离的薄皮构造为主，主体发育在前侏罗纪(Xiao and He, 2005；肖文交等，1997)。晚期带内褶皱紧闭局部出现向NW的倒转，变形强烈，并且出现了大量的韧性变形，淳安县东附近发育一系列隔槽式褶皱组合，同时带内发育了一系列倾向SE、脆性的高角度叠瓦状断层，向深部延伸产状变缓。褶皱-逆冲构造的特征表明冲褶带晚期为基底卷入的“厚皮构造”。中下扬子前陆构造带薄皮构造向SE过渡为浙西北冲褶带的厚皮构造。肖文交等(1997)和Xiao and He (2005)揭示浙西北冲褶带逆冲的根部带在陈蔡变质杂岩之下，从NW到SE该带依次为北西部带、中部带、南东部带、核部，变形强度逐渐增强，逆冲作用发育在中、晚侏罗纪，甚至可能延续到早白垩纪。

中、下扬子前陆构造带与大别造山带之间的界线为襄樊-广济断裂(F₂)、郯庐断裂(F₃)，与扬子地块的分界为江南断裂(F₄)(图 1)。中、下扬子前陆构造带发育的地层序列完整。褶皱轴向从西向东由NEE走向向NE走向弧形弯曲。以赣江断裂(F₈) 为界，西侧为中扬子前陆构造带，东侧为下扬子前陆构造带。

根据地表褶皱、断裂的特征和深部重、磁特征可将中扬子前陆构造带分为北、中、南三段(图 1、图 2、图 3)。北段为保康-武汉褶冲带，中段为中扬子坳陷带，南段为通山-瑞昌褶冲带。北段和中端以钟祥-京山-武汉-黄石一线为界；中段和南段以蒲圻-咸宁-阳新一线为界。

保康-武汉褶冲带为近东西向或NWW走向的构造带。李三忠等(2010)通过野外调查发现在黄石附近大别造山带的高压、超高压岩片逆冲到南侧的J₂之上，且褶皱南倒北倾，断裂和褶皱的极性同大别造山带内部同期褶皱变形一致，均为指向SE的逆冲，说明该带为大别造山带对应的前陆地带。董树文等(2011)也指出该前陆带大别造山带先期折返的蓝片岩直接冲断在中侏罗纪的煤系地层上，早中侏罗纪地层褶皱变形。杨坤光等(2011)通过Ar-Ar测年得出大别造山带南缘在早、中侏罗统发育的大规模低缓逆冲推覆主体在160~150Ma。这些都说明在早燕山期(J₁-J₂) 保康-武汉褶皱冲断带发育了强烈的向SE的逆冲推覆。李三忠等(2010)对Dong et al.(2004)的深地震剖面进行重新解释指出了襄樊-广济断裂在早、中侏罗世表现为高角度向南逆冲。而Faure et al.(2003)揭示了襄广断裂在中晚侏罗世表现为低角度向南逆冲。

南段的通山-瑞昌褶冲带以通山-瑞昌断裂为界可以分为南、北两段(图 7，北部为A段，南部为B段)。北侧(A段) 出露地层为S-T₂、T₃-J₁地层，褶皱总体紧闭线状，主体为北倒南倾，逆冲断裂发育较少，多北冲南倾。而南侧(B段) 出露地层为S-T₂，发育NEE-SWW走向的隔槽式褶皱组合，多数褶皱为南倾北倒的紧闭线状褶皱束，少数北倾南倒，指向北的逆冲断裂十分发育(图 8)。B段褶皱的北倾南倒、南倾北倒的不对称性可能是在同一个动力过程中分三个阶段形成的(图 8)：第①阶段表示变形前水平地层，其中志留系地层能干性较强，为主要的滑脱层；第②阶段表示逆冲过程中志留系滑脱，形成大量的层内小褶皱，产生了指向NW的不对称隔槽式褶皱，同时形成高角度切割地层的逆冲断层，在逆冲断层的前陆方向发育新地层，同下伏地层关系为角度不整合；第③阶段表示逆冲作用进一步发展，主滑脱层向前陆方向生长，原先的逆断层失去活动性，逆断层总体为叠瓦式，生长方式为前展式，改造原先形成的不对称褶皱和逆冲断层，形成不对称性相反的褶皱及反向逆冲断层，其间的三角带褶皱整体形态类似“ʊ”。通山-瑞昌褶冲带的褶皱和断裂总体指示了从S-N的逆冲。在通山-瑞昌一线构造样式由逆冲断层和滑脱层共同控制，变形集中在滑脱层之上，基底未卷入变形，为指向NW的薄皮褶皱-逆冲构造，而向南到武宁-修水一线，元古宇的浅变质岩基底卷入变形，为指向NW的厚皮褶皱-逆冲构造。再向南到九岭-幕阜山隆起南缘的高安-宜丰附近出露地层整体表现为向NNW倒转的线性褶皱，褶皱组合为隔槽式，燕山早期构造层卷入褶皱，且被白垩系地层角度不整合覆盖。同时该区发育一系列的倾向SE的逆冲断层，平行早燕山期褶皱，指示由SE向NW的逆冲。

图 7

Fig. 7

图 7 通山-瑞昌褶冲带剖面 Fig. 7 Structural profile showing the fold-and-thrust belt from the Tongshan to the Ruichang cities

图 8

Fig. 8

图 8 隔槽式不对称褶皱发育模式 Fig. 8 Structural evolutionary model of asymmetric chevron synclines

总之，北侧的保康-武汉褶冲带早燕山期(J₁-J₂) 浅表构造为从北向南逆冲，卷入褶皱最新地层为中侏罗；南侧的通山-瑞昌褶冲带早燕山期浅表构造为从南向北逆冲，从北向南卷入变形的地层越来越老，变形越来越强，断裂越来越发育，且褶皱组合样式由隔挡式变为隔槽式，从北向南褶皱-逆冲构造由薄皮式构造向厚皮式构造过渡。卷入褶皱-逆冲作用的最老地层为元古宇，最新地层为J₁武昌组，而且逆冲断层切割了燕山早期花岗岩(图 7)，逆冲断层被白垩纪盆地沉积不整合覆盖。

与中扬子构造带对应下扬子前陆构造带也可以分为北、中、南三段。从北向南依次为巢湖-含山褶冲带、下扬子坳陷、石台-宁国前陆褶冲带。北、中段以巢湖-含山前陆带前锋断裂为界，南、中段以安庆-铜陵-马鞍山-南京断裂带为界。

巢湖-含山褶冲带(图 9) 位于长江以北，主期褶皱在地表的形迹呈弧形弯曲，总体上为紧闭不对称或向SE倒转的线状褶皱束，并且在褶皱倒转翼发育一系列叠瓦状逆冲断层，是多层次逆冲-滑脱的薄皮式构造(涂荫玖等，2001；刘文灿等，2001)。李三忠等(2009)根据J₁磨山组中未见这期褶皱构造，且磨山组角度不整合在Z-T₂褶皱地层之上推测主期褶皱形成于中三叠世末期。巢湖-含山褶冲带发育香泉和半汤弧形推覆体切割主期褶皱和逆冲断层。香泉推覆体叠置在半汤推覆体之上，主推覆断面较平缓，略有起伏，总体向北西缓倾，主推覆面下盘多为高家边组页岩，而且前陆盆地沉积物磨山组又为逆冲断层改造，说明了推覆作用同磨山组沉积的同时性(徐家聪和夏军，2000)。香泉推覆体底板逆掩断层大部分被第四系覆盖，仅局部地段有出露，推覆体向SE逆冲在下侏罗统之上(刘文灿等，2001)。钻孔资料也揭示了巢湖-含山地区香泉推覆体逆冲在下侏罗统磨山组之上，冲断面倾向北西，倾角小于30°(李自堃和周朝根，1986)。石台-宁国前陆褶冲带位于长江以南，其从NW-SE可以细分为铜陵-宣南、泾县-旌德二个冲褶带(图 9)。

图 9

Fig. 9

图 9 庐江-铜陵-淳安构造剖面 Fig. 9 Structural profile of the Lujiang-Tongling-Chunan fold-and-thrust belt

(1) 铜陵-宣南冲褶带出露地层为S-T₂，褶皱组合样式为“隔挡式”，在露头尺度褶皱多为尖棱状、箱状，屉状，以向北倒南倾的不对称膝折式褶皱为主。在背、向斜之间发育大量倾向SE的叠瓦状逆冲断层(吕庆田等，2004)，在平缓的向斜内还发育顺层或者小角度切层的逆冲断裂和伴生的相关褶皱。冲褶带带内发育大量的滑脱层，志留系高家边组、三叠系的膏盐层都是重要的滑脱层。褶皱-逆冲构造的特征显示冲褶带为基底未卷入的薄皮构造。

(2) 泾县-旌德冲褶带与铜陵-宣南冲褶带分界为高坦断裂，出露地层为寒武系-志留系，缺失中生界。志留系为向斜的核部，产状平缓，而寒武系为背斜核部，产状较陡，褶皱组合褶皱组合样式为隔挡式，在露头尺度可见到大量箱状、屉状褶皱，这些褶皱两翼不对称，指示向NW的逆冲。再向SE变形逐渐增强，隔挡式褶皱向隔槽式褶皱过渡。

扬子前陆构造带的早燕山期逆冲构造为对冲式(斯春松和温祥泉，1999；范小林等，2008；丁道桂等，2009；梅廉夫等，2008)。以长江为界，北侧的巢湖-含山冲褶带是指向SE的逆冲，为早燕山期薄皮式构造带，南侧的石台-宁国前陆褶冲带是指向NW的逆冲，从NW向SE卷入变形的地层越来越老，变形越来越强，褶皱组合由隔档式过渡到隔槽式，逆冲断层的产状由缓变陡，为基底未卷入的薄皮构造，根据卷入褶皱-逆冲作用的最新地层为J₁-J₂判断从SE向NW的逆冲作用形成在早燕山期。

横跨大别造山带的深震、宽角反射地震和折射地震剖面揭示，大别山北部和南部分别存在几条Moho面错断(Yuan et al., 2003；Dong et al., 2004；高锐等，2004；董树文等，2005a；李三忠等，2010)。南大别山深部的Moho面错断对应浅表的襄樊-广济断裂带，产状很陡，共同构成了大别造山带和扬子地块的边界。大别造山带前陆浅表逆冲断裂和深部错段Moho的断裂倾向一致，都指示了从NW向SE的逆冲。大别造山带以南的中扬子褶冲带地壳明显分为两层，以15~20km左右的近水平中地壳滑脱层分割。中地壳滑脱层向南缓倾，从南向北逐渐抬升，大致在长江附近出露地表。中地壳滑脱层以上还存在4~6km的浅部滑脱面，是浅部大多数南倾北冲断裂的收敛面(李三忠等，2010)。保康-武汉褶冲带上地壳逆冲断裂指示向南的逆冲，地球物理剖面揭示其下地壳发育一系列的指向南的韧性叠瓦状逆冲断裂错断莫霍面，体现了深、浅部构造的耦合性。然而，通山-瑞昌褶冲带上地壳逆冲断裂指示向北的逆冲，而其下地壳的叠瓦状逆冲断裂是指向南的，深、浅部构造呈现“鱼骨刺”形态，表现出脱耦性。这与刘博等(2009)揭示的崇阳-新余地区从中扬子前陆构造带到九岭隆起内部上、下地壳构造脱耦性一致。

长江以北的巢湖-含山冲褶带浅表逆冲是指向SE的，同时庐江县柯坦镇到贵池市梅龙镇的跨庐枞矿集区深地震反射(高锐等，2010) 揭示该带深部的韧性逆冲断裂也是指向SE的。吕庆田等(2011)在几乎同样的位置也做了深地震反射剖面(图 10)，揭示出地壳明显分为上、下两层，其分界为中地壳滑脱层，上层为波浪状弧形密集反射，是指向SE的大尺度褶皱和推覆构造的反映，下地壳反射稀疏，代表向NW倾错断莫霍面的韧性断裂，这可以解释为印支期逆冲构造在深部的残留。浅部、深部逆冲构造表现出耦合性。

图 10

Fig. 10

图 10 跨庐枞盆地NW向深地震反射剖面(底图据吕庆田等，2011修改) Fig. 10 NW-trending deep seismic reflection profile across the Luzong Basin (modified after Lv et al., 2011)

长江以南的石台-宁国褶冲带内，通过繁昌-铜陵木镇-青阳县东总体呈N-S向的深地震反射剖面(吕庆田等，2003)(图 11)，揭示出其地壳也分为上、下两层，上地壳反射密集，下地壳反射稀疏，莫霍面反射清晰。上、下地壳的分界面为15~20km深处的向南倾的滑脱层，在上地壳还存在深度大约3~4km的滑脱层，可能是下志留统高家边组。逆冲断裂在上地壳表现为指向NW的逆冲，且部分逆冲断层被后期的伸展作用改造。下地壳向北倾的稀疏反射解释为一系列的向北倾的叠瓦状韧性逆冲构造在深部的反映，切割莫霍面，指示向SE的逆冲。在剖面上，下扬子褶冲带浅表和深部逆冲构造脱藕，整体呈鱼骨刺形态，这同中扬子褶冲带呈现的规律是一致的。

图 11

Fig. 11

图 11 铜陵地区深地震剖面解释(底图据吕庆田，2003修改) Fig. 11 Deep seismic reflection profile in the Tongling area (modified after Lv et al., 2003)

综合以上研究表明，长江中下游褶冲带早燕山期浅表逆冲构造以长江为界总体构成对冲式结构，且在长江北岸的保康-武汉-宿松-巢湖褶冲带深、浅部构造表现出耦合性，而长江南岸通山-瑞昌-石台-宁国的深、浅部表现出脱藕性。李三忠等(2010)对这种构造解释是早燕山期扬子地块持续向北陆内俯冲，刚性的扬子地块下地壳及其底界莫霍面受挤压被错断，在深部产生北倾南冲的叠瓦式逆冲断层，而上、下地壳之间的软弱岩层产生向北的挤压滑脱，使得中地壳及其上部的浅表地层形成薄皮式北倒南倾的褶皱-逆冲推覆系统。但是据前文所述，由北向南变形强度和断裂发育程度递增，褶皱组合由北到南从隔挡式变为隔槽式，构造样式由薄皮式变为厚皮式，同时结合九岭-幕阜山隆起内部及其南缘逆冲构造也指向NW，判断早燕山期中、下扬子南部的通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带浅部指向北逆冲构造的动力来源并非大别造山带，而深部指向南的逆冲构造是印支期扬子地块向大别造山带俯冲遗存。同时长江北岸的保康-武汉-宿松-巢湖褶冲带发育的时间在J₂，而长江南岸通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带发育在J₁-J₂，逆冲构造发育不同时也说明了中、下扬子前陆构造带南北动力来源不同。长江以北的保康-武汉-宿松-巢湖褶冲带浅表指向南的逆冲推覆构造可能同大别山造山带早燕山期高压-超高压岩石的慢速挤出(Li et al., 2010) 有关。长江以南的长江中下游地区逆冲构造从NW到SE越来越强，推测逆冲构造的根部在浙西北褶冲带和高安-宜丰一线。早燕山期长江以南的逆冲推覆构造，包括通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带、九岭-幕阜山隆起、浙西北褶冲带的褶皱-逆冲发育时间、特征类似，应该是统一的动力体系下形成。

Xiao and He (2005)认为浙西北褶冲带的形成同中国东部中生代的伸展作用有关(Faure et al., 1996；Lin et al., 2001)，但是这种伸展作用发育在燕山晚期(K₂)，难以解释早燕山期(J₁-J₂) 中下扬子前陆构造、九岭-幕阜山隆起、浙西北褶冲带J₁-J₂的逆冲构造。丁道桂等(2007, 2009) 认为在早燕山期江南-雪峰基底隆起发育指向NW的逆冲推覆，而其动力学机制为武功山、九岭山等地区的基底拆离作用，这可以解释九岭-幕阜山隆起北侧的中、下扬子构造带指向北的褶皱-逆冲构造，但是其无法解释九岭-幕阜山隆起南侧高安-宜丰-浙西北冲褶带为早燕山期指向北的隔槽式褶皱-逆冲构造的形成。

长江中下游逆冲推覆构造发育在早燕山期，而此时中国东部大陆边缘构造(李廷栋和莫杰，2002) 处于挤压环境。舒良树和周新民(2002)认为在早、中侏罗世中国东南部经历了从近E-W向特提斯洋构造域向NE向的太平洋构造域的转变，这个东亚构造体制的转变发生在160Ma (J₂)(赵越等，2004)，其核心问题是古太平洋板块开始向统一的亚洲大陆下俯冲，陆内主造山期为165±5Ma~136Ma (董树文等，2007)，北北东向巨型断裂带在中晚侏罗世发生逆冲活动(戚建中等，2000)，随后晚侏罗世到早白垩世为左旋压扭(朱光等, 2004a, b)，构造变形和岩浆作用的形成时代由西向东皆呈逐步变新的趋势(毛建仁等，2009)，代表了古太平洋或伊泽奈崎洋板块向亚洲板块持续俯冲-挤压(董树文等，2007)。东南沿海地区中侏罗世地层卷入变形，为晚侏罗世的推覆构造，指示指向NW向的挤压。因此，长江中下游褶皱逆冲带的形成可以解释为早、中侏罗世古太平洋板块向亚洲下俯冲(Li et al., 2010)，特别是140~125Ma期间的深部动力学背景可能与在太平洋板块斜向俯冲期间和相关洋中脊俯冲导致的板片窗有关(Sun et al., 2007)，扬子地块和华夏地块的古老的断裂活化或形成新的逆冲断层，在长江中下游地区形成了广阔的陆内变形带。

通过上述研究，本文得出以下几点新认识：

(1) 长江中下游地区的早燕山期浅部构造以长江为界呈现为对冲构造。长江以北，逆冲主体指向SE；而长江以南，逆冲主体指向NW。长江以南的通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带由NW向SE变形越来越强，逆冲断裂越来越发育，隔档式褶皱组合过渡为隔槽式，薄皮式构造逐渐变为厚皮式构造，根部带在浙西北冲褶带一线。

(2) 中下扬子前陆构造带地壳被15~20km的中地壳滑脱层分割为上、下两层。保康-武汉-宿松-巢湖褶冲带浅表、深部构造表现出耦合性，均为指向南的逆冲，其形成与大别造山带有关，而通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带浅表、深部构造表现为鱼骨刺状的脱耦性，其不是大别造山带的前陆地带。长江中下游深部逆冲指向SE，是印支期扬子地块向华北地块俯冲的深部遗存。

(3) 长江北岸的保康-武汉-宿松-巢湖褶冲带深、浅部逆冲构造同超高压岩石的折返有关。而长江南岸的通山-瑞昌-石台-宁国褶冲带浅部从南向北的逆冲推覆构造根部在浙西北冲褶带、高安、宜丰一线，其形成同大别造山带的活动无关，可能与燕山期古太平洋板块向亚洲大陆俯冲有关。