郯庐断裂位于欧亚板块东部大陆上，是多条NNE向断裂系列中的一条巨型主干断裂，它切穿了多个大地构造单元（ ），总体表现为南窄北宽，向北变成3条断裂。晚中生代至早新生代期间沿郯庐断裂带发育了多个陆相断陷盆地[1]，在中国境内从南往北主要包括合肥盆地、渤海湾盆地、抚顺盆地和三江盆地等。这些盆地中沉积物南北分带明显，例如：渤海湾盆地以南存在晚白垩沉积，以北主要是新生代沉积。20世纪中期以来，很多学者分别在不同区段对郯庐断裂带进行了研究，并分别对这些区段的断裂带进行了命名，从南往北依次为郯城—庐江深断裂、皖苏鲁断裂、开源—营口—潍坊深断裂和依兰—伊通深断裂等。通常所指的郯庐断裂是以上各段断裂带的总称，其南端可到长江北岸的武穴，向北穿越东北三省抵达俄罗斯。该断裂在中国境内长达2 400 km，宽数十公里至200 km，总体走向为NNE向。
郯庐断裂是1957年由原地质矿产部航空物探大队通过航空磁测异常发现并命名的。从20世纪60年代起，徐嘉炜等[4,5,6,7,8]对该断裂带做了大量地质工作，并确认它是一个巨型的平移走滑体系，从我国南海的北部湾西岸到俄罗斯的萨哈林湾，估算郯庐断裂带长度超过5 000 km，推测郯庐断裂带南段的中朝和扬子准地台分界区域平移量为450～480 km，位移量向北逐渐增大，鲁西—辽北隆起区域最大位移可达740 km，水平位移量包括韧性扭距和脆性错距，并推测大规模左行平移发生过2期，分别发生在140 Ma和110 Ma左右。张用夏等[9]研究表明，如果从扬子准地台的北界及其内部古老结晶地块的错位、大别隆起与鲁苏隆起的错位、元古宇磷矿层及变质火山岩系的错位来看，郯庐深断裂两盘最大位移在400～600 km之间。徐学思[10]将淮北震旦系与辽南地区震旦系进行对比分析，认为两地剖面的层序、岩性、岩相、沉积特征、标志层、生物群和含矿性等均极为相似，并指出震旦纪时淮河坳陷与复州凹陷曾是一个完整的沉积坳陷，经平移错动形成现今局面，平移错距达550 km。万天丰等[11]根据华北板块南缘的2条断裂在郯庐断裂上端点的错开距离，推测郯庐断裂左行走滑距离为430 km，并对走滑活动期次及断裂受力性质提出了不同观点。朱光等[12,13,14]对郯庐断裂进行了更深入的研究，根据郯庐断裂南段糜棱岩的形成时间，认为郯庐断裂活动发生在126 Ma左右。张岳桥等[15]通过对比断裂带两侧2条近EW向断裂的错开距离和牵引弯曲距离，判断郯庐断裂左行走滑距离约为550 km，同时根据郯庐断裂带南段的韧性剪切带中的糜棱岩测年，推断左行走滑发生在132～119 Ma。Gilder等[16]根据郯庐断裂带东西两侧岩石的古地磁测量对比结果，推测其左行走滑距离不小于500 km。
图1
图1
亚洲构造分区简图及郯庐断裂带区域地质图（据文献[2-4]修改）
1.太古宙或早元古代固结的地台；2.晚元古代固结的地台；3.早古生代造山带；4.晚古生代造山带；5.早中生代造山带；6.晚中生代造山带；7.新生代造山带；8.中新生代蛇绿岩、混杂堆积；9.海沟；10.郯庐断裂
Fig.1
Sketch map of tectonic divisions in Asia and regional geological map along Tanlu fault （modified according to references[2-4]）
表1 郯庐断裂的主要研究结论及依据统计
Table 1
| 推测走滑量/km | 走滑时间、运动方式 | 断裂长度/km | 主要依据 | 参考文献 |
|---|---|---|---|---|
| 400～600 | 中生代 | 未描述 | 地层、矿床、岩浆岩 | ［9］ |
| 550 | 中生代左旋 | 未描述 | 地层、标志层、生物群 | ［10］ |
| 450～740 | 中生代左旋，新生代右旋 | 2 400～5 000 | 地层、矿床、岩浆岩 | ［4-8，12，17］ |
| 430 | 中生代左旋压张变化 | 1 500～3 500 | 地层、标志层、岩浆岩 | ［11］ |
| 550 | 中生代 | 未描述 | 文献综述 | ［15］ |
| >550 | 中生代左旋 | 未描述 | 古地磁 | ［16］ |
| 未描述 | 早白垩古近纪左旋 | 未描述 | 岩浆活动、盆地、变质核杂岩 | ［19］ |
| 未描述 | 白垩末—古近纪左旋 | 未描述 | 断层泥测年 | ［20-21］ |
| 未描述 | 古新世—始新世左旋 | 未描述 | 磷灰石定年、露头、地震勘探断裂分析 | ［22-23］ |
基于对最新地质资料和地球物理及地球化学资料的综合分析，结合郯庐断裂形成的典型拉分断陷盆地的构造演化史恢复，从大陆漂移造成的欧亚东缘的大陆裂解漂移构造演化过程给出了郯庐断裂带的形成机制、形成时间和走滑距离，并对其准确长度进行了测量。
1 郯庐断裂的活动时间
徐嘉炜等[4,5]在早期的研究中推测郯庐断裂带的演化包括印支期平移、晚白垩世—早第三纪伸展和晚第三纪至今的挤压，在其后期的研究中又将大规模平移走滑的时间修正为晚侏罗—早白垩世[24]。李家灵等[26]则认为该断裂带从中生代末至第四纪一直处于伸展过程中。万天丰等[3]认为郯庐断裂带三叠纪发生左行平移，白垩纪和晚第三纪发生2次伸展，侏罗纪、早第三纪和第四纪还发生过3次挤压。许志琴[27]认为该断裂带分别在晚侏罗—晚白垩世和早第三纪以来的2个演化阶段都发生了伸展。王小凤等[28]推测该断裂带中三叠世—侏罗纪发生左行平移，白垩纪—早第三纪伸展，晚第三纪之后为右行平移或挤压。朱光等[17]首次从郯庐断裂带南段的糜棱岩测得白云母年龄为127 Ma。侯明金等[29]研究认为，郯庐断裂带的发展经历了2个阶段：第一阶段是晚三叠—早侏罗世扬子地块与华北地块的碰撞；第二阶段是早白垩世以来平移断裂带的形成。徐佑德[19]综合华北克拉通东部岩浆活动、断陷盆地发育、变质核杂岩和糜棱岩形成时间等多方面证据，认为郯庐断裂伸展活动发生在早白垩世至古近纪。
前人对该断裂带活动时间的约束证据主要体现在2个方面：一是利用郯庐断裂带南段发现的糜棱岩形成时间来约束断裂带走滑时间；二是郯庐断裂带南段西侧合肥盆地形成于侏罗纪，合肥盆地侏罗纪沉积中心沿断裂带呈NNE向展布。
本文质疑郯庐断裂带浅表部发现的糜棱岩是在其平移走滑过程中形成的，原因有2个方面：
（1）糜棱岩并不是在郯庐断裂带内部偶尔发现，而是在区域上广泛分布。张岳桥等[15]研究表明，郯庐断裂带内发现韧性剪切带，该剪切带由初糜棱岩、糜棱岩和超糜棱岩组成。剪切带不仅沿郯庐主断裂发育，而且在郯庐主断裂东部的较完整地块中也有发育。林伟等[30]研究表明，欧亚大陆东部很大区域都发育了大量以变质核杂岩为主的晚中生代伸展构造，其范围向北延伸至俄罗斯中东部，南至中国华南地区，变质核杂岩的发育时间大多集中在130～126 Ma之间。变质核杂岩和沉积盆地之间的糜棱岩带最大厚度可超过100 m，糜棱岩带常沿低角度拆离断层发育。后期高角度脆性变形会卷入糜棱岩，推断较晚的脆性断裂和早期的变质核杂岩都是伸展成因机制。这说明糜棱岩并不是郯庐断裂带走滑活动的标志性岩石，也与后续研究中所得出的“胶东金矿是伸展环境下成因”的结论相吻合。
（2）糜棱岩的形成需要高温高压环境，这与胶东金矿形成后的剥蚀深度相矛盾。张岳桥等[15]研究表明，根据郯庐断裂糜棱岩中绿片岩相的变质特征，推测韧性剪切带的变形温度范围为400～500 ℃。该深度大约位于上下地壳的过渡带（10～20 km）。糜棱岩的形成温压条件意味着其形成深度在10～20 km之间。在郯庐断裂浅表部所发现的糜棱岩暗示其产出深度不大，因为胶东金矿在白垩纪形成后其剥蚀深度至今只有2～3 km[31]，如果没有伸展构造环境下的变质核杂岩系统，这个深度不太可能产生传统上需要高温高压环境下才能形成的糜棱岩。而白垩纪形成的胶东金矿至今的剥蚀深度才2～3 km，按照正常地温梯度计算，在2～3 km深度处温度只有60～90 ℃，这个温度条件下是难以形成糜棱岩的。这说明用糜棱岩的形成时间来约束郯庐断裂带的走滑时间是不对的。对郯庐断裂断层泥内伊利石形成的温度和压力的研究结果[32]说明断层泥的形成深度主要在2～3 km之间，意味着郯庐断裂带地表出露的断层岩都是脆性变形，真正的韧性变形断层岩则仍深埋于地下，目前尚未出露。进一步推测新生代走滑产生的糜棱岩也位于深部，尚未出露地表。
朱光等[36]研究表明，合肥盆地的形成是区域性拉伸的结果，中生代时期合肥盆地东侧的郯庐断裂是正断层。由此推测郯庐断裂的雏形出现在中生代的合肥盆地东侧，依据是合肥盆地和胶莱盆地的地质记录，合肥盆地最老沉积了侏罗纪地层，胶莱盆地最老沉积了早白垩世地层。合肥盆地的东边界就是郯庐断裂带，而且盆地内中生代地层厚度变化明显受郯庐断裂控制，说明郯庐断裂在中生代时期是一个控制合肥盆地发育的控盆断裂，郯庐断裂东侧为隆起区，西侧为接受沉积的沉降区，因此推测中生代郯庐断裂仅局限在合肥盆地东侧，为一正断层。目前没有发现确切的证据说明郯庐断裂在中生代发生了大规模走滑活动，但是却有新生代发生大规模走滑的确切证据，主要包括以下5个方面：
（3）切割深度巨大的走滑断层在快速大规模活动过程中应该会伴随岩浆活动。牛漫兰[39]研究表明，沿郯庐断裂带存在大量玄武岩喷发。喷发开始于早第三纪，这个时期也是沿郯庐断裂带的断陷盆地活动最强的时期，从早第三纪到第四纪，喷发出的玄武岩逐渐由拉斑玄武岩过渡到碱性玄武岩，再进一步过渡到强碱性玄武岩，说明岩浆源区不断加深，也说明该断裂切割深度逐渐加大 。郯庐断裂带内并没有明显的中生代岩浆活动。
（4）渤海湾以北新生代拉分盆地的大地构造演化历史恢复进一步说明，郯庐断裂带大规模走滑发生在新生代。郯庐断裂的走滑拉伸形成了一系列伸展盆地（拉分断陷盆地）。从伸展构造产生的伸展盆地和引起的地壳伸展量模型示意图（图2）上可以看出，主要控盆断裂全部切断了Pre E地层（早第三纪之前），断裂发生在Pre E之后，而在伸展成盆后控盆断裂会进一步发育，也会形成新的断裂分支系统。事实上从渤海湾盆地的构造演化史恢复也可以得出结论，渤海湾盆地的形成是从南西向北东方向扩展，新生代沉积中心迁移也是从南西向北东方向[40,41]。从郯庐断裂带内部的SN向高精度地震勘探剖面构造演化史恢复（图3）中也可以得出结论，郯庐断裂带发生在新生代，最显著的伸展阶段发生在40～24 Ma。
图2
图2
伸展构造产生的伸展盆地和引起的地壳伸展量示意图（据文献［42］修改）
Fig.2
Schematic diagram of the extensional basin and the resulting crust extension caused by the extension structure（modified according to reference ［42］）
图3
图3
郯庐断裂带内渤海湾地区南北地震勘探大剖面构造演化史恢复（地震勘探剖面原图据文献［43］修改）
1.早第三纪之前地层；2.基底
Fig.3
Geological history recovery and tectonic evolution of the long seismic exploration line in Bohai Bay area of the Tanlu fault zone（seismic exploration profile modified according to reference［43］）
这说明郯庐断裂在新生代之前并没有切穿渤海湾地区，只局限于渤海湾以南区域，也没有新生代之前大规模左行平移走滑的确切证据和动力环境。
（5）综述前人的研究成果可知，郯庐断裂在新生代发生过大规模走滑活动。万天丰等[11]根据野外观察发现，郯庐断裂带的断层岩多是碎裂岩和断层泥。约束郯庐断裂带走滑时间的可靠方法是利用碎裂岩和断层泥中的磷灰石进行低温测年，原因是构造活动使断层中磷灰石裂变径迹退火。王先美等[20]在郯庐断裂带的沂沭段晚白垩世地层中，取4条主断层的不同部位断层泥及断层碎裂岩的磷灰石裂变径迹年龄进行对比分析，结果显示断裂主要发生在70～60 Ma和10 Ma左右。王勇生等[21]根据郯庐断裂沂沭段断层泥K-Ar定年给出郯庐断裂东界断裂（F1）的走滑时间为70～60 Ma。季建清等[22]根据郯庐断裂带蒙山段断层中的磷灰石裂变径迹年龄，确定断层冷却发生在65 Ma之后，且主要发生在42～29 Ma，进一步对鲁西隆起和东营凹陷地区的多个地震地质剖面组合进行研究，很好地界定出该区箕状断陷的形成时代为42～24 Ma。徐佑德[19]根据石油地震勘探剖面，推断郯庐断裂渤海湾盆地的构造伸展主要发生在新生代。信延芳等[45]对渤海湾新生代盆地各凹陷各时期伸展速率的定量研究结果表明，伸展活动主要发生在45～24 Ma。胡望水等[46]研究表明，随着郯庐断裂活动方式的演变，其周缘中、新生代盆地的发育逐渐向北迁移，南段主要为中生代盆地，中段主要为中—新生代叠加盆地，中北段主要为早第三纪盆地。朱光等[13]根据郯庐断裂两侧断陷盆地内沉积岩的时限，推断郯庐断裂潍坊以南断陷盆地发生在晚白垩世，而潍坊以北断陷盆地发生在早第三纪，空间上总体呈现南早北晚的规律。徐嘉炜[4]研究表明，伴随着郯庐断裂带的存在，有一系列方向近平行、活动方式相似、活动时间相近且力学性质相同的断裂，它们组成了一个系统，称之为郯城—庐江平移断裂系统。郯庐断裂系统不仅包括郯庐断裂本身，也包括其延伸线、分支及与之近平行的断裂。郯庐断裂系统在青岛附近截然错开崂山岩体（101.2 Ma和128.6 Ma），在海阳附近错开玉皇山岩体（85 Ma和82.6 Ma）及龙王山岩体（63.5 Ma）。由这些数据可以得出，郯庐断裂平移应该主要发生在晚白垩世以后。葛肖虹等[47]研究表明，东北亚在早白垩世晚期—古近纪发生了地壳和岩石圈减薄，出现了大规模伸展型盆—山结构，郯庐断裂北延出现左行走滑错移。甚至朝鲜半岛的临津江构造带和沃川构造带的韧性变形带都受到NE走向逆冲—走滑断裂和伸展断裂的控制，无一例外地切割了侏罗—白垩系。进一步说明白垩纪之后发生过一次区域性的大规模走滑构造。
徐嘉炜等[8]研究认为，郯庐断裂带两侧侏罗纪及其以前的地层相带均被错移。因此推断断裂发生在侏罗纪之后。事实上，郯庐断裂不但切穿了侏罗纪及其以前的地层，在潍坊以北的渤海湾南部，郯庐断裂也同时切割了近EW向侏罗—白垩纪地层。季建清等[22]根据鲁东隆起以西的多条地震勘探剖面的断层解释成果，说明郯庐断裂带是挟持在2个边界断裂F1与F4之间具有等时活动的一个体系，它们是古新世—早始新世活动的左旋走滑断裂带。将这些地震勘探剖面的构造形迹投影到平面上，构成了一个很好的断裂系统分布图（图4），清楚地显示郯庐断裂带的活动性质为左旋走滑的特点。从该图可以看出，除了NNE向郯庐断裂之外，还识别出了一组NE-NW向断裂系统，应该是走滑断层系统的组成部分，它们切割了郯庐断裂，因此是在郯庐断裂之后活动的，济阳坳陷就挟持在边界断裂之间。汤良杰等[23]在渤海湾盆地8个主要凹陷各选取一口井，对每口井构造沉降史特征进行分析，结果表明自42 Ma开始整个渤海湾盆地快速沉降并发生强烈断陷，26 Ma后处于坳陷期。
图4
图4
鲁东隆起区域地震勘探测线分布及郯庐断裂解释[22]
1.二维地震勘探线编号及勘探线位置；2.郯庐断裂主断裂；3.郯庐断裂晚期断裂
Fig.4
Distribution of seismic survey lines in the uplift area of Ludong and interpretation of Tanlu fault
综合上述证据可以推测：郯庐断裂的雏形出现在侏罗纪的合肥盆地东侧，是一个西倾的正断层，因为当时合肥盆地处于低位，位于断裂下降盘，而当时东侧是胶东隆起区，推测当时的断裂长度在之间250～300 km，与中央造山带的宽度相当。也就是说当时的中央造山带中，并没有发生大规模走滑，也没有贯通南北的郯庐断裂带，郯庐断裂贯通南北发生在新生代，从65 Ma开始发生走滑活动，大规模走滑发生在45～24 Ma之间，并持续走滑直到现在。这个过程伴随着新生代断陷拉分盆地的形成和沿着断裂带的玄武岩持续喷发。
2 郯庐断裂的走滑量
图5
图5
大别—苏鲁超高压变质带的展布特征、标志点和构造线变形（据文献[48]修改）
1.低温/低压绿片岩相带；2.高温/超高压麻粒岩相带；3.中温/超高压榴辉岩相带；4.低温/超高压榴辉岩相带；5.低温/高压蓝片岩相带；6.显生宙盖层；7.胶东主构造原始方向；8. 胶东主构造改造后方向；9.苏鲁超高压变质岩带原始方向；10.苏鲁超高压变质岩带改造后方向；11.郯庐断裂右侧地块运动方向
Fig.5
Distribution characteristics of the Dabie-Sulu UHP metamorphic belt and the deformation of landmarks and tectonic lines（modified according to reference[48]）
这个大于600 km的位移量也得到地质证据支持。在1/500万中国地质图上[49]将郯庐断裂带东侧部分块体向西南位移760 km并左旋11°后，可以看出，秦岭—大别山—苏鲁连接成一条近EW向的巨型造山带，即传统上的中央造山带。也就是说秦岭—大别山—胶东本是沿着中央造山带发展起来的巨型金矿成矿带，新生代由于郯庐断裂带发生巨大水平滑移，使胶东地区相对大别山向北滑移，位置发生改变，形成如今的金矿分布特征。这个复原图也能得到地球化学的印证和支持，山东蒙阴金刚石矿和辽宁瓦房店（原名复县）金刚石矿是我国著名的2个金刚石矿床，这2个金刚石矿位于郯庐断裂带两侧，从金伯利岩中的橄榄岩年代分布图和地幔橄榄岩Mg元素分布特征[50]可以看出，它们的成矿年龄和元素分布特征几乎相同，并且均与周围显著不同。但是如果将右侧的辽宁瓦房店金刚石矿向南西方向移动大约760 km，这2个金刚石矿就大致位于一个NW向构造断裂带上。说明它们原来很可能位于一个区域构造带上，后期由于郯庐断裂的走滑平移才将它们分开。秦岭—大别山—胶东造山带北面的中生代花岗岩标志层，也能说明郯庐断裂带的左行走滑距离约为760 km。由于在地质图上很难直接丈量走滑距离，为了精准测量走滑距离，从谷歌电子地图上，北端点以辽宁营口市海边为标志参考点，对应的郯庐断裂东侧地块在地质图上滑移到山东省郯城县高峰头镇（南端点参考点），这个距离是760 km。
3 郯庐断裂的长度
徐嘉炜等[5]研究认为郯庐断裂带的长度超过5 000 km，这个长度是从中国北部湾西岸到俄罗斯的萨哈林湾。郯庐断裂在长江以南继续延伸，深部以塑性形变为特征，浅部以脆性形变为特征，断裂特征明显不同于中北段。这说明郯庐断裂在长江以南以塑性形变为主，地表脆性断裂不能与北部断裂相连。万天丰等[3]通过断裂带构造形变组合特征研究，认为郯庐断裂带在三叠纪仅限于中朝地块内部，断裂带长度约为1 500 km。在白垩纪—早始新世向北扩展，断裂带的长度增加至3 500 km左右，形成了南起湖北广济，经庐江、郯城，横穿山东中部与渤海，向北穿过东北地区进入俄罗斯远东地区的大断裂带。从最新的欧亚地质图（图1）上可以连续追踪的郯庐断裂南端点位于长江北岸的武穴。向北主要分成郯庐断裂的东支F1和西支F3，西支F3北端点位于松辽盆地南边界。再向北东支F1又分裂出一个F2断裂，这个断裂北端点顶在完达山地块，F1断裂向北顶在锡霍特地体。F1是最长的主断裂，从Google卫星地图上对能够连续追踪的长度进行了准确测量，从南端点长江北岸的武穴向北至锡霍特地体边界总长度约为3 000 km。如果将长江以南的华南塑性形变的走滑量也计算在内，也就是从南端点北部湾西岸向北至锡霍特地体边界的总长度约为4 000 km。
北边界之所以只能到达完达山地体和锡霍特地体的原因在于，这2个地体是完整的地体，并没有被郯庐断裂显著错断，无论是古地磁还是古生物方面的证据都说明它们是在郯庐断裂大规模左行走滑之后才漂移过来的地体。那丹哈达岭（完达山北段）是我国北方唯一出露海相中生代地层的地区。王成源等[51]根据完达山北段三叠—侏罗纪古生物牙形刺判定其所含的生物属于低纬度（小于30°N）水域的特提斯生物群，并推断当时的古地理位置与现今相差2 000 km。邵济安等[52]研究表明，那丹哈达地体及其西侧的佳木斯地块有着截然不同的古地理环境和古构造背景，是2个没有直接联系、也没有任何过渡关系的地质体。白垩纪之前那丹哈达地体和日本美浓地体曾同为一超级地体，而据日本的测定美浓地体组中三叠世还处于0.7°±3.4°。
这些研究资料表明那丹哈达和锡霍特地体是从遥远的赤道附近漂移过来的。根据郯庐断裂带的活动期限可以约束，这个地体拼贴到欧亚东缘的时间应该很晚，至少在24 Ma之后。否则很难想象郯庐断裂带东侧地块如何在北侧端点有地块限制的情况下走滑760 km。
关于那丹哈达和锡霍特地体拼贴到欧亚板块之后，郯庐断裂又将其错断多少的问题，也能从当前地形地貌图和地质图上大致估算，在该区域的详细地形地貌图上能够看出郯庐断裂将锡霍特地体明显错断了约20 km，从该区域的详细地质图上也能看出存在这种错断。说明锡霍特地体拼贴到欧亚板块的时间很短，应该在第四纪。
4 郯庐断裂的走滑深度
深反射地震勘探是探测地下深部结构的最好方法，但郯庐断裂带的走滑深度难以通过该方法直接限定，因为很难确定哪些反射界面是郯庐断裂的走滑界面，但可以结合大地构造运动，通过地球物理探测对这个走滑深度范围进行大致推断。判定的依据主要有2个：
（1）随着北大西洋的裂解，欧亚板块向东缓慢漂移，华南板块在10～40 km深度发生多层次滑脱，从西往东莫霍界面深度逐渐变浅[53]，也就是说华南板块漂移的深度在10～40 km之间，东部沿海地区最浅，在10～20 km之间。
（2）沿着郯庐断裂带的地震震中深度范围大多集中在10～20 km之间，进一步说明郯庐断裂带的走滑深度为10～20 km。从我国最新完成钻探的松辽盆地“科松”二井结果可以看出，在7 018 m深部温度达到241 ℃，依据这个地温梯度，在20 km深度地温将超过700 ℃，很多花岗岩在此温度下会发生熔融，至少是软塑性状态，其剪切摩擦系数极小，因此推断郯庐断裂带有可能在这个深度发生大规模走滑。
5 郯庐断裂与胶东金矿
宋明春等[33]研究表明，胶东金矿形成于早白垩纪，其年龄范围为128.17～110.60 Ma，并集中在122.5～115.0 Ma，而上文的论述说明郯庐断裂的雏形正断层出现在中生代的中央造山带，因此郯庐断裂可能是和胶东金矿同步由伸展构造所形成。其大规模走滑发生在新生代，因此可以推断郯庐断裂主体是一个后期改造胶东金矿的断裂，只有南段局部和胶东金矿同期形成，断裂大规模左行走滑发生在胶东金矿成矿之后，因此郯庐断裂不是胶东金矿形成的主控构造。胶东金矿的一级控矿构造是中央造山带，也就是说在华北板块与华南板块碰撞造山后，发生了一期沿中央造山带的伸展过程，这个过程形成了中国近EW向的秦岭—大别—胶东巨型金矿带，在新生代喜山运动的强烈改造下，东段的胶东金矿地区在郯庐断裂带的巨大走滑平移过程中改变了位置，形成了如今的构造和地理格局。
6 郯庐断裂成因机制探讨
从郯庐断裂南北两端来看，都有大陆地块连接，很难想象在这个封闭环境下，大陆板块内会发生平移距离达760 km的走滑断层。但众多的证据说明这个大距离平移断裂的确发生了。那么郯庐断裂产生的动力机制是什么?为什么这个深断裂会发生在郯城—庐江这个方向，而不是其他方向？如果这个大规模平移断裂能够发生，在大规模走滑期间断裂带北端应该没有地块，而是直接通向大洋板块。徐嘉炜等[5]研究表明，郯庐断裂向南西方向延伸到长江以南的区域显示为塑性形变特征。郯庐断裂南端脆性断裂只到达长江北岸的武穴，并在新生代发生了大规模的左行平移走滑，其动力机制与华南板块在新生代的挤出密切相关。
郯庐断裂产生的动力机制需要从更宏观的层面理解。Torsvik等[54]研究表明，北大西洋大约于65 Ma开始裂解，欧亚板块向东漂移，其东缘开始发育伸展构造，格陵兰和欧亚板块在55 Ma才开始大规模分离。意味着欧亚板块在55 Ma开始大规模向东漂移，从而影响欧亚东部边缘。印度板块在65 Ma开始与欧亚大陆软碰撞，45 Ma开始硬碰撞[55]，澳大利亚从南极最终破裂并形成新海底是发生在55～53 Ma，也就是说澳大利亚大陆在55～53 Ma开始从南极洲大规模裂解北漂[56]。 印度与欧亚大陆碰撞后产生向东南挤出的逃逸构造，加上北美板块向北西漂移对欧亚板块产生的软碰撞力，在这些力的综合作用下，在欧亚板块东部和中国东部都表现为伸展—拉张环境，同时在欧亚板块向东漂移过程中，位于板块前部的地壳流上涌（地壳流是高温高压地壳中产生的软塑物质状态），使得欧亚板块东缘发生裂解，产生一系列微陆块并随之发生漂移[57]。海南岛、日本和朝鲜半岛原位于中国东部大陆边缘（图6和图7），在这些运动过程中发生了裂解漂移[58,59,60]，这个详细过程将另文专门论述。由于欧亚东缘裂解后的陆块向北北东方向漂移，对欧亚大陆东部产生了巨大的拖拽拉伸力，造成了郯庐断裂的大规模走滑运动。至于郯庐深断裂恰恰发生在郯城—庐江方向的原因有如下推测：新生代之前，在郯城—庐江方向存在2个陆壳薄弱区域，一是位于中央造山带的合肥盆地东侧区域的正断层，推测当时的断裂走向为NNE向，二是位于山东蒙阴的金刚石矿区域，当时和辽宁瓦房店金刚石矿分布在一个区域。这些金刚石矿是一系列的深达地幔的金伯利岩筒。它们好像蜂窝煤空洞一样分布在相对完整的大陆板块中。新生代受到宏观拉伸作用，郯庐深大断裂沿着拉伸方向发展延伸并贯通南北，后期逐渐加深加宽，并活动至今。这合理地解释了郯庐断裂的成因机制和郯城—庐江断裂方向。
图6
图6
欧亚板块东缘宏观受力示意图及新大陆漂移模型（据文献［60-61］修编）
1.断裂；2.地块运动方向；3.俯冲带
Fig.6
Schematic diagram of the macro-stress of the eastern margin of the Eurasian plate and the new continental drift model（modified according to references ［60-61］）
图7
图7
欧亚板块东缘微板块裂解复原及新大陆漂移动力机制示意图
Fig.7
Restoration of microplate cracking at the eastern margin of the Eurasian plate and the dynamic mechanism of new continental drift
印度板块和欧亚板块的碰撞汇聚经历了3个阶段，即早期的水平走滑汇聚（72～65 Ma）、初始碰撞［（45±5）Ma］和晚期的陆内汇聚［（30±5）Ma］[55]。这个过程中碰撞挤压产生的地壳流同步挤出，华南板块平俯冲，发生塑性形变和褶皱，在上下地壳之间发生滑脱，上覆盖层产生薄皮构造并发生褶皱变形。被挤出的深部地壳流遇到相对刚性的华北板块的阻挡，在早期已有正断裂的合肥盆地东侧，也就是当前郯庐断裂的南端点区域继续向北东方向流动，带动上覆盖层向北东方向滑移。另一方面，受到北东方向多个微板块向北东漂移产生的拉力的影响，郯庐断裂东侧地块发生走滑，这个受力机制简单地说就是南西推+北东拉。郯庐断裂活动主要是由南往北发展，由于存在北东方向的拉伸力，拉出一系列盆地，因此郯庐断裂南北位移量不一样，向北位移量加大。
郯庐断裂带的演化与新生代欧亚板块东缘大陆板块漂移过程密切相关，图8为新生代欧亚板块东缘大陆板块的裂解和漂移过程以及郯庐断裂的形成过程。南海的演化受控于印度—欧亚碰撞及周边地块的运动，结合新的大陆漂移模型，欧亚—印度板块于65 Ma发生软碰撞，地壳流被同步挤出，驱动印支地块及前面的婆罗洲、菲律宾等地块向东南漂移，菲律宾地块在24～16 Ma受到南来的澳大利亚地块的碰撞而发生转向。之前南海受到这些周边地块的作用力表现为拉张走滑（“开”），之后菲律宾向NNW运动和婆罗洲地块的转向，南海表现为挤压（“合”）。在这个过程中，北漂的日本和锡霍特以及堪察加等都对欧亚大陆东缘产生向北的拉伸力，使得郯庐断裂的左行走滑过程有了进一步的动力。从赤道附近向北漂移的锡霍特板块最终拼合到已经大规模拉开的郯庐断裂带北端，之后郯庐断裂走滑速度减缓。
图8
图8
新生代欧亚板块东缘大陆板块漂移过程和郯庐断裂形成过程
Fig.8
Continental plate drift and Tanlu fault formation in the eastern margin of the Eurasian plate in the Cenozoic
7 结论
（1）郯庐断裂雏形形成于侏罗纪的合肥盆地东侧，是一个伸展环境下的正断层，合肥盆地当时处于断裂下降盘。郯庐断裂的平移走滑发生在65 Ma之后的新生代，并伴随着沿断裂带的玄武岩喷发，大规模左行走滑发生在45～24 Ma之间，后期持续活动至今。
（2）郯庐断裂带的主体部分水平滑移量约为760 km，主体发生SN向走滑伸展的同时也伴随着EW向的伸展，EW向伸展幅度从南向北逐渐加大，即郯庐断裂东侧断块在向北走滑过程中还存在一个向东运动的分量，相对于西侧断块存在一个11°的夹角。
（3）郯庐断裂带的走滑深度在10～20 km之间。可连续追踪的断裂带长度约为3 000 km，如果将长江以南的塑性形变带计算在内，郯庐断裂带的长度可达4 000 km以上。
（4）郯庐断裂带不是胶东金矿形成的主控构造，胶东金矿的一级控矿构造是中央造山带，郯庐断裂主要是一个改造断裂。胶东金矿形成于华北板块与华南板块碰撞造山后，所发生的沿中央造山带的伸展过程，这个过程形成了中国近EW向的秦岭—大别—胶东巨型金矿带，东段的胶东金矿地区在新生代郯庐断裂带的巨大走滑平移过程中改变了位置。
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