长江中下游成矿带区域构造格局的新认识*

常印佛 李加好 宋传中

1. 合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥 2300092. 安徽省自然资源厅，合肥 230088

图1 长江中下游成矿带及邻区构造纲要图Fig.1 Tectonic outline map of the Middle-Lower Yangtze River Valley Metallogenic Belt and adjacent area

长江中下游成矿带位于扬子板块东部北缘，是我国重要的铜铁多金属成矿带，矿产资源开发利用及区域地质研究历史悠久，成果丰硕。近年来，长江中下游成矿带的地质找矿和科学研究均取得了重要进展，研究主要集中在以下几方面：中生代构造转换与成岩成矿的动力学背景(常印佛等, 1991, 2012; 翟裕生等, 1992; 吕庆田等, 2004, 2015; Dengetal., 2006; Sunetal., 2007, 2010; 孙卫东等, 2008; 周涛发等, 2008, 2010; 宋传中等, 2010, 2011;董树文等, 2011)、岩浆作用与深部过程(常印佛等, 1991; 张旗等, 2001; 毛景文等, 2004; 蒋少涌等, 2008; 袁峰等, 2010; 范裕等, 2011; 谢玉玲等, 2012)、地壳深部结构(吕庆田等, 2004; 董树文等, 2010; 严加永等, 2011; 史大年等, 2012)、成矿系统及其演化(宁芜研究项目编写小组，1978; 常印佛等, 1991; Pan and Dong，1999; 周涛发等, 2002; Zhaoetal., 2004; Dengetal., 2006; Maoetal., 2006; 陈毓川等, 2006;翟裕生, 2007; 蒋少涌等, 2011)、成矿潜力(吕庆田等, 2004; 毛景文等, 2006; 蒋其胜等, 2008; 吴明安等, 2011)等。但在区域构造格局及演化方面，仍然存在不少基础地质问题，有待进一步解决。近期作者在编写《长江中下游成矿带区域成矿规律研究与总结》的过程中，对长江中下游区域构造格局、特征及演化进行了梳理，取得了一些新的认识，成文以供交流。

1 区域地质背景

长江中下游成矿带所在地区通常指位于扬子板块北部，以沉积盖层为主体的下扬子坳陷。但大多数构造地质学家习惯将其与成矿有成因联系的大别造山带南缘和江南隆起北缘(图1)的相邻部分一起对比研究，以进一步认识区内构造特征和演化历史。

下扬子坳陷基底结构颇为复杂，本区仅在安庆以西的董岭地区出露，另见于镇江东南埤城的钻孔中，分别称之为董岭群和埤城群。两者层位和岩性可对比，均为早元古晚期产物，系中酸性及基性火山岩和沉积岩变质而成。下扬子地区盖层沉积岩系十分发育，从南华纪开始，持续整个古生代直至早、中三叠世(除志留系茅山组沉积以后及早、中泥盆世),为以海相沉积为主的盖层沉积期。除受到加里东运动的影响外，这个阶段整个下扬子地区相对比较稳定，整体表现出南华纪-志留纪和晚泥盆世-中三叠世两个完整的海进-海退序列，组成上下两套地台型亚构造层沉积盖层。中三叠世开始的印支运动，使扬子板块经历了一场沧海桑田的变革，它改变了原有的构造面貌，使盖层普遍遭受到强烈的褶皱和断裂改造。至此，中国境内形成了统一的陆块，本区则进入到陆内演化阶段(也称陆内变形阶段)。侏罗纪以来，下扬子地区仍具有较大的活动性，强烈的断裂活动造成的切割破坏和差异性升降运动，形成成一系列规模不等的断陷盆地。燕山运动除了剧烈的断裂活动外，岩浆活动也极其强烈，侵入岩以中酸性为主，同期火山活动也很剧烈。燕山运动晚期及喜马拉雅运动早期，差异性升降运动达到顶峰，沉积了巨厚的红色岩系，相应的岩浆活动则变微弱。

综上所述，下扬子地区经历了长期复杂的构造演化，包括基底发展阶段、盖层发育阶段及陆内变形阶段。

2 区域构造格局

长江中下游地区横跨三大构造单元，由北向南为：大别造山带(Ⅰ)、下扬子坳陷(Ⅱ)和江南隆起(Ⅲ)。晚中生代后期红盆发育，一部分红盆跨上述单元产出，掩盖了盆底的地质构造面貌，因此将它单独划分出来作为一个构造单元，即晚期上叠盆地(Ⅳ)(图1)。

印支期造山过程中，扬子与华北之间的碰撞导致地壳在水平方向强烈缩短，被缩短的物质转而作垂向升降运动，形成了大别造山带、前陆坳陷及其南侧的隆起，三者呈“两隆夹一坳”的古地理格局。燕山期陆内变形阶段，下扬子坳陷进一步演化为江北断褶带、沿江对冲断褶带和江南过渡带，之后又被上叠盆地部分覆盖。

2.1 江北断褶带(Ⅱ1)

大别造山带南侧的褶皱逆冲变形带出露在鄂州以北和庐江-滁州一线，是扬子板块与大别造山带汇聚和演化过程中最重要的构造带之一。北界断层为襄樊-广济断裂带和黄栗树-破凉亭(响水-宿松南段)断裂带，南界为京山断裂和滁河断裂。该断褶带被分为东西两段：东段又称滁庐断褶带，当今出露地层以南华系、震旦系和早古生界地层为主，主要为一系列南倒北倾的褶皱和由北向南逆冲的断层构成。西段称蕲州断褶带，地处江汉盆地、襄樊-广济断裂带和京山断裂之间的三角地带，由震旦系至侏罗系的褶皱构成，其延展方向主要为北西西向，并有同方向的冲断层伴生，但在襄樊-广济断裂附近，多被牵引为北西向。本段震旦系至中三叠统与上三叠统至侏罗系的褶皱形态不甚协调，前者多呈线状延伸，后者比较开阔。向东构造线方向由北西西向转东西向，到黄梅地区转为北东向。黄梅地区主要由志留系-三叠系组成，以马鞍山背斜为主体，轴向北东，轴面倾向北西，有同方向的逆冲断层伴随。黄梅县城以南，断褶带被中、新生代陆相盆地覆盖，向北东方向与滁庐断褶带遥遥相对。

2.2 沿江对冲断褶带(Ⅱ2)

沿江对冲断褶带(又称沿江断褶带)北以滁河断裂、京山断裂为界，南以崇阳-常州断裂带为界。平面展布方向总体上由西向东，西端仅在靠近襄樊广济断裂旁出现NW向构造线，显然是受到襄樊广济断裂带的影响，除此之外大部分构造线仍作NWW向，然后到黄梅以东折向NE转NNE向，最东端(南京以东)又转为近EW向。宁镇地区构造线呈向北突出的弧形，由一系列走向近东西的断裂和复式褶皱表现出来，向西延伸，与北北东向的宁芜复式向斜相连。沿江对冲断褶带整体上组成一个近东西向展布的不完整的弧及其反射弧，前人称作淮阳弧。中部大别山向南凸出的顶端，宽度最窄，即为淮阳弧的弧顶，向东西两侧作喇叭形开口，最后截止于两端晚中生代-新生代盆地。

根据构造变形的差异，沿江对冲断褶带可分为西段、东段两个部分，其中东段分布于长江两岸(又分为东段南部、东段北部及宁镇段)，西段主要分布于长江以南。

2.2.1 西段(鄂东南-九瑞地区)

沿江对冲断褶带在鄂东南-九瑞地区以紧闭的线状褶皱和逆冲断层为主要特征，构造线在大冶-鄂城之间主要作NWW向，在阳新-通山一带作近东西向，呈微向南凸出的弧形，南北宽度约30km。褶皱构造多为斜歪褶皱或倒转褶皱，北部(大冶-金山店一线以北)褶皱轴面多向北倾斜，显示出由北向南逆冲的运动学特征(图2)。此线以南多数褶皱轴面则向南倾斜，显示由南向北的对冲状态。武汉地区卷入该断褶带的最新地层为侏罗系，以砂岩为主，并以普遍发育的煤层为主要标志，成为分析区内构造变形时期的重要依据。区内侏罗系褶皱明显，以宽缓褶皱为主要特征，褶皱枢纽近东西向，并有大量向北倾斜的逆冲断层伴生，产状为0°～40°∠10°～59°。值得注意的是，鄂城至殷祖一连串平行的NWW-近东西向褶皱之上还有一个近南北向的横跨褶皱，它控制了鄂东南除阳新岩体之外的几大岩体及Fe、Cu(Mo)矿化。

图2 武汉喻家山-麻石山构造剖面图(据黄文成，2010)Fig.2 Structural profile of Yujiashan-Mashishan, Wuhan (after Huang, 2010)

图3 武穴市大法寺地区对冲构造①白云母片岩; ②强烈褶皱的白云母片岩; ③角砾岩; ④青灰色粉砂岩; ⑤灰岩夹薄层粉砂岩; ⑥条带状硅质岩; ⑦灰岩; ⑧粉砂岩; ⑨石英砂岩; ⑩角砾岩; 硅质砂岩; 角砾岩; 薄层灰岩; 灰岩; 粉砂岩; 石英岩; 强烈褶皱的薄层灰岩. F1-蕲春-黄土岭断层; F2-垅里-马口断层Fig.3 Ramp structure in Dafashi area, Wuxue①muscovite schist; ② highly deformed muscovite schist; ③ breccia; ④ bluish grey siltstone; ⑤ limestone inter-bedded with thin layer siltstone; ⑥banded siliceous rock; ⑦ limestone;⑧ siltstones; ⑨quartz sandstone; ⑩breccia; siliceous sandstone; breccia; thin-layer limestone;limestone;siltstone;quartzite; strongly folded thin-layer limestone. F1-Qichun-Huangtuling fault; F2-Longli-Makou fault

沿江对冲断褶带在武穴市大法寺一带最为经典、保存完整，是由大别造山带南缘与扬子板块北缘断层的对冲而形成，中间为构造对接线(图3)。北带逆冲断层以蕲春-黄土岭断层(F1)为代表，断层发育在武穴市的北部，西起蕲春市的蕲州市、经黄土岭镇、武穴市大法寺镇的北部，出露长度约30km，断层的上盘(北盘)为大别造山带南缘宿松群的绢云母石英片岩，面理产状为41°∠63°。断层下盘(南盘)为扬子板块北缘震旦系的硅质岩、白云岩或寒武系的条带状灰岩、白云岩，地层有明显褶皱产状不稳定。在黄土岭北部的李村、何铺等地区，可见断层角砾岩带宽度大于50m，断层产状：0°∠60°；在蕲州北部的牛皮坳一带，可见断层产状为：8°∠25°，均是由北向南逆冲。

南带逆冲断层以陇里-马口断层(F2)为代表，陇里-马口断层发育在武穴市北郊的陇里到马口一带，向西可穿过长江后再西延。研究区内出露长度约15km。断层带两侧均为古生代-中生代的地层，从区域上看，两侧构造线方向和构造样式有明显差异。陇里地区该断层带宽约20m，带内地层破碎强烈，构造角砾岩成分主要是两侧地层中的粉砂岩、石英砂岩等。马口地区，该断层主要发育在志留系泥岩、粉砂岩中，而不易发现，有时发育在二叠系灰岩中，以大量密集相互平行的小断层带的形式出现，产状一般235°∠63°，断层性质为逆断层，由南向北逆冲。

两断层中间，便为沿江对冲断褶带的对接线，分布在大法寺-蕲州一带，带内侏罗系地层发育，呈带状平行构造带分布，并且仅限于该带中，地层内褶皱、断层发育明显；带内断层均为逆断层，但产状不稳定，倾向南和倾向北的断层都有；带内总体上表现为：北半部主要出露下古生代和侏罗系地层，为向北倾斜的叠瓦状逆冲断层组合和倒转的地层；南半部主要出露上古生代和中生代地层，为北倒南倾的斜歪褶皱或倒转褶皱。

2.2.2 东段南部(安庆-铜陵地区)

安庆-铜陵一带褶皱构造，总体上作近北东方向，但出现三种有意义的变异型式：一种是宿松及洪镇地区的帚状复式褶皱，褶皱轴在南端收敛，向北撒开；另一种是繁昌到铜陵一带的“S”形复式褶皱；另外还有一种保存不太好的变异型式，即贵池-东流一带有一列弧形褶皱，单个弧由北东东转向北北东，向东南凸出，这一串弧的位置大致位于在董岭式基底和江南式基底的结合带上。在断裂构造中，除发育与褶皱伴生的断层外，燕山期形成的北北东向、南北向、北北东向断层也很发育，且集中分布，并影响到后续的构造活动，长江主河道就是循着这几组断裂延伸。

沿江对冲断褶带在安庆-铜陵地区主要是古生代地层的变形，主要构成一系列北东向线性紧密褶皱束，但在铜陵东部和繁昌西部褶皱转为北东东-近东西向，此外该区以发育大规模的相对逆冲的推覆构造，以及构造岩片为特征。

区内褶皱以紧闭褶皱和变形强烈的揉皱为主，轴面倾向多变，另有大量的箱状褶皱和扇形褶皱，表现出由南东向北西逆冲的运动学特征(图4)。

铜陵地区断裂构造主要是平行褶皱枢纽方向的逆断层和垂直褶皱枢纽方向的正断层，并成为燕山期大量中酸性岩浆的通道(常印佛等, 1991; 唐永成等, 1998; 张旗等, 2003; Xuetal., 2004; 周涛发等, 2007, 2008; 徐晓春等, 2008; 闫峻等, 2012)。

庐枞地区由于被大量中生代火山岩覆盖，下伏地层褶皱构造型式，只能根据巢湖及怀宁地区以及庐枞盆地边部残存的志留纪至三叠纪地层展布及构造型式加以推测。印支期早期，自北向南形成了一系列向东倾伏轴面南倒的倒转背斜和向斜。印支主期，在庐枞盆地的北部, 又形成北东向周家大山背形向斜及两侧的紧密向形背斜的斜歪至同斜褶皱(汤家富等, 2010)。

图4 铜陵凤凰山地区的构造剖面图(据宋传中等, 2012)Fig.4 Structural profile of the Fenghuangshan area, Tongling (after Song et al., 2012)

2.2.3 东段北部(宁芜地区)

宁芜地区沉积地层主要由中上三叠统黄马青组(T2-3h)至下中侏罗统象山群(J1-2x)组成，以断裂与邻区为界，盆地内上覆火山岩系为中生代燕山期岩浆活动在盆地内形成的大量橄榄安粗岩系火山岩组合。

当涂区段对冲构造十分发育。虽然多被火山岩所覆盖，但对冲断层仍然保留完好。其构造线仍以北北东向为主。

2.2.4 宁镇段

在南京-宁镇地区，除钻孔中见到早元古晚期的埤城群外，出露地层主要为Nh-T1-2的海相沉积和T2-3-J1-2的陆相沉积砂泥质岩和砂砾岩，少量J3-K1的中酸性火山岩、K2的红色砂砾岩。在其周围的盆地中主要为中酸性火山岩(J3-K1)和红色砂砾岩(K2-E)。

宁镇地区从西向东展布方向为北东-近东西的三个背斜和两个向斜，即龙潭-仓头背斜、范家塘向斜、宝华山-巢凤山背斜、华墅-亭子向斜、汤山-仑山背斜(薛虎等, 1985)。向斜两侧明显发育对冲构造，为南北两个构造推覆系统的中间对冲部位。北部发育向东南推覆、西北倾斜的逆冲断层，南部发育向北西推覆、南东倾斜的逆冲断层，构造变形强烈，对冲带宽度较窄。构造活动期，两侧地层向中间逆推至地表，使下古生界、中生界出露地表，遭受一定程度剥蚀，构成了现在的宁镇山脉。

需要指出的是，虽然宁镇地区岩浆活动明显晚于长江中下游岩浆活动，但其成岩成矿的物质组成却非常相似，主要由于两者都拥有同一种基底。这也是本文将宁镇段保留在本成矿带的一个原因。

2.3 江南过渡带(Ⅱ-Ⅲ)

江南隆起是指皖南、赣北及鄂东南的前南华纪的浅变质岩系分布区，该区经历了自中新元古代以来的多次构造运动，其主体属于晋宁期扬子地块南缘发生的碰撞造山带的一部分(邢凤鸣等, 1992; 吴根耀, 2000)，加里东运动之后，与扬子地块北半侧的下扬子地区发生隆坳分异，成为隆起区。印支期大别造山带形成过程中，继续保持隆升地位。燕山期以来相继发生强烈的陆内构造活动(吴根耀, 2000; 吴根耀等, 2002)。最新资料表明该区具有双层基底，即古元古代片状无序的中深度变质岩、变基性火山岩等组成结晶基底，主要分布在赣北、湘东一带；中-新元古代褶皱基底，主体由中元古界浅变质岩系组成，但不同的构造单元具有不同的建造特点。江南隆起中自东向西依次出露溪口岩群(皖)、九岭群(赣)、冷家溪群(湘)、梵净山群(黔)、四堡群(桂)等，地层建造以弧后盆地或岛弧沉积相为特点(李民和章泽军,2006)。

江南过渡带(Ⅱ-Ⅲ)位于东至、贵池南部、石台、青阳、南陵及宣城一带，属于江南隆起北缘，呈近东西向带状展布。盖层主要为南华纪、震旦纪、古生代和三叠纪地层，其中寒武系、奥陶系广泛分布，与宁国-太平地区的沉积建造有较大差别。而晚泥盆-中三叠世岩性特征几乎完全相同。岩浆岩以大型花岗岩岩基为特征，如燕山期的青阳岩体、九华山岩体和谭山岩体等。

该带在早期演化过程中，属于江南隆起部分，在印支期与下扬子地区一并发生褶皱。褶皱特征也类似下扬子坳陷南缘似线性褶皱，而与江南隆起腹地的开阔褶皱有明显差异，但两者之间并无明显的界限。

综上，长江中下游成矿的的基本构造轮廓可概况为“一弧一线二喇叭”的构造格局。这里的“弧”即淮阳弧，平面展布方向总体上由西向东先作NWW向，然后折向NE转NNE，最东端又转为近东西向(被称为“反射弧”顶)。这里的“线”指江南隆起内近东西向线状构造。即平面上，大别山向南挺进产生的弧，与江南保持的近东西向(NWW-NEE)线型构造之间形成了两个三角地带，构成了一“弧”一“线”夹两个“喇叭”的形态(图1)。西喇叭深入陆内，发展受到限制；东喇叭面向海域，得到充分发展，并控制形成了北(滁州-庐江)、中(主)(南京-安庆)和南(江南过渡带)三个成矿亚带。

3 复合构造系统演化阶段

前文已述及，下扬子坳陷与江南隆起原系一个统一体(扬子陆块)。隆坳分异后虽然沉积环境有差异，但基底和沉积层仍是连续的，在与华北陆块碰撞中的构造活动也是连续的。成矿作用也是跨隆坳界线的。下扬子坳陷与其北侧的大别造山带虽然在俯冲带上有明确的构造界面，但界面两侧构造强烈而复杂，与正常地段有一个过渡区，成矿作用也是跨界面的，因而从长江中下游成矿带的整体出发，它的构造-岩浆-成矿作用是一个跨构造单元的复合系统。

图5 郯庐断裂带的两期左行平移活动(宋传中等, 2014)Fig.5 Two-stage sinistral movement of the Tanlu fault zone (after Song et al., 2014)

三叠纪华北与华南完全连成一体，中国东部构造发展进入到陆内变形阶段。此时南北对峙仍占主导地位，但太平洋构造域活动已开始介入。太平洋板块向欧亚板块俯冲发生在早侏罗世(影响长江中下游地区主要为晚侏罗世)。其结果是形成西环太平洋岛弧链和弧后盆地，其斜向俯冲导致以郯庐断裂带左行平移为标志的中国东部的中生代强烈的左行走滑构造活动，以及随后可能由其引发的大规模岩浆活动和成矿大爆发。早白垩世晚期之后，中国东部进入区域性伸展阶段，大规模的红色盆地产生。因此，长江中下游成矿带陆内变形过程主要涉及印支、燕山和喜马拉雅三个构造旋回，亦可分为四个阶段：挤压阶段、剪切阶段、伸展阶段、反转阶段。

3.1 挤压阶段(J1-J2)

下扬子陆内变形过程的挤压阶段，与特提斯构造体制扬子板块和华北板块在印支晚期最终闭合的大地构造背景有密切关系。长江中下游地区当今构造格架主要是印支期构造活动奠定的基础，并且以褶皱构造为主，断裂构造为辅。

印支期区内多属线性褶皱。鄂东南地区地层走向主要呈北西西向，褶皱构造非常发育，自北而南有鄂城背斜、碧石渡向斜和铁山背斜等一系列褶皱。在通山-阳新一线以南褶皱过渡为东西向和北东东向，构成了鄂东南三角褶皱区。断裂构造为北西西、东西和北东向的走向断裂。但在大别造山带西南缘的襄樊-广济断裂带西南侧受该断裂走滑影响，下扬子带地层急剧改变为NW向褶皱，它和九江-黄梅以东，至南京以南的NE向褶皱，组成有名的“淮阳弧”，但其中铜陵-繁昌间，折为北东东-近东西向，南京以东又转为近东西向。

断裂构造主要有北北东向、东西向和北西、北西西向，次为北东向和南北向。东西向断裂以周王断裂带为代表，规模较大。宁镇地区构造线呈向北突出的弧形，由一系列走向近东西的断裂和复式褶皱表现出来，向西延伸，与北北东向的宁芜复式向斜相过渡。

3.2 剪切阶段(J3-K11)

长江中下游地区当今构造格架主要是印支期构造与燕山期构造叠加的结果。陆内变形的剪切活动阶段以燕山期发育大量的剪切带为主要标志，与太平洋构造体制下中国陆内构造的大地构造背景有密切关系。主要特征是大量相互平行、性质相同的NE-NNE向平移断层发育，成为区内燕山早期构造变形的主要方式，也是中国东部中生代地壳变形的主要方式，构成中国中东部构造的一大特色。

长江中下游地区以郯庐断裂带为代表的一系列剪切带(亦称“郯庐断裂系”)，主要特征：①断层走向为10°～45°，倾向多为南东，倾角较大，50°至直立；②断裂带发育密集，断层一般为斜列或平行排列方式，断层平直、光滑，单条断层延伸长度多在30～150km之间，宽度数米到数十米；③断层面多发育镜面、擦痕，擦痕产状多为近水平，倾伏向150°～180°，倾伏角多为5°～15°，断层性质为左旋平移断层；④较大断层带内构造岩为初糜棱岩、糜棱岩化岩石，大多断层带内构造岩为碎裂岩和碎粉岩；⑤该断层切割早期地层或岩层，并将其左旋错开，或将其牵引至平行或近平行或小角度斜交的变形状态(图5)；⑥以郯庐断裂带为代表的先存的北东-北北东向展布的断裂带重新活动，同样表现为左旋平移的运动学特征；⑦这些断裂带，特别是它所引发的先存构造的重新活动，后期成为岩浆活动的通道。

剪切阶段又可划分为两个小阶段：左行走滑挤压(压扭性)阶段和左行走滑拉张(张扭性)阶段。走滑挤压使得在印支造山的前陆坳陷及其对应的前隆内形成一系列次级隆起，由北向南依次为宁镇、铜陵、安庆-贵池及九江-瑞昌-阳新，作近东西方向展布，其中发育以花岗闪长岩-石英闪长岩为主的高钾钙碱性中酸性侵入岩，伴随着矽卡岩-斑岩型铜金多金属矿床的产出。早白垩世，区域应力场由走滑挤压转向走滑拉张性质并常伴有基底深断裂，在前陆坳陷带内形成了一系列次级凹陷，并常伴有火山作用。由北向南，依次出现宁芜、繁昌、庐枞、怀宁和金牛等火山盆地，除金牛盆地外主要为北北东-北东向，它们具有拉分盆地的性质，其中发育了一套安山质-粗安质火山岩和次火山岩，产生了以陆相火山岩型铁矿床和硫铁矿、硬石膏和明矾石矿床(宁芜研究项目编写小组, 1978; 周涛发等, 2008，2010; 范裕等, 2010)。

图6 下扬子北缘震旦系浅变质强变形Fig.6 Low-grade metamorphosed and highly deformed Sinian strata in the northern margin of the Lower Yangtze Valley area

剪切阶段在长江中下游成矿带形成过程中占据重要地位。它反映了区域上由“压”向“张”的转换过程，而成岩成矿大爆发就是在这个关键眼上出现。但是这其中还有一些需要特别注意之处。其一是动力源，不完全来自太平洋板块的俯冲，从大别山不断向南挺进的现象看，北方块体南下的动力，以及南方块体向北抵制的动力都不可忽视。其二是虽然时间上剪切阶段与成岩成矿大爆发同步，但主要的成岩成矿活动并不都集中在这一阶段的主干断裂上(如郯庐断裂、商麻断裂等)，因此它们之间可视为一种“间接”关系。就本成矿带而言，东、西两端均位于各自的大型剪切断裂的东侧，而且从不越雷池一步进入断裂西侧，断裂中基本上不成矿。对此，先前已做了一些研究和解释，认为在南北对峙带北侧华北板块南进的动力强度大于古太平洋板块以NNW方向向东北亚大陆俯冲的力，因而断裂左侧左行走滑南进的一方成为主动方，带动其右侧(被动方)的先存构造复活，而中国南方陆块基本上由先存的广阔的“岛海”形成的，这些岛屿的拼贴界面形成不同形态的不连续面，其中有些延伸很深，被称为“岩石圈尺度不连续”(邓晋福等, 2006)，如果剪切断裂左行走滑运动时北东侧中有“岩石圈尺度不连续”存在，它和其它先存构造一起被动复活，即可产生强烈的成岩成矿作用，从而形成成矿带(段)，而断裂左侧因未被带动复活，并且也不存在不连续的条件，因此都难以成矿。

3.3 伸展阶段(K12-K2)

早白垩世晚期到晚白垩世，中国东部强烈的伸展作用持续进行，华北岩石圈剧烈减薄，位于其南部边缘的长江中下游及其邻区包括长江断裂带在内的断陷盆地发育，区域性似盆-岭构造形成。除个别地段出现少量玄武岩外，基本上无岩浆活动和内生成矿作用。

3.4 反转阶段(E1)

晚白垩世末至古新世是中国东部又一个重要的构造转换时期，长江中下游地区主要表现是燕山晚期伸展状态下的大规模断陷盆地发育，到新生代挤压背景下的大规模盆地反转和逆冲推覆构造产生。

始新世末期中国东部主要受太平洋构造体制的控制，是区内又一个重要的构造演化时期。在太平洋板块近E-W向重复性的挤压应力作用下，近S-N向展布的、新的压性构造在长江中下游地区普遍发育。强烈活动的推覆构造和逆冲断层使得古生代地层推覆逆掩在晚白垩世的火山岩之上；晚白垩世-古近纪的断陷盆地发生反转，紫红色沉积物被卷入挤压性质的断层带内。

4 几点认识

4.1 基底的拼合时代及控矿作用

扬子板块的一个重要特征是具有“一盖多底”的地壳结构(常印佛等, 1996)，即具有一个统一连续的沉积盖层，从南华系-中三叠统(除志留系茅山组以上至下-中泥盆统外)没有明显间断，分布稳定，大范围内可比性好。而其下所覆的基底却因地而异，不尽相同。目前已知的扬子板块东部基底包括崆岭-董岭地体、江南地体、随县-张八岭地体等。

晋宁运动基本上结束了扬子板块前南华纪基底发育阶段。在皖南地区，休宁组与上溪群之间的角度不整合是晋宁运动的反映。晋宁运动之后直至加里东运动开始期间，下扬子地区整体没有发生明显的大规模的构造运动，仅在局部地区出现南华系上、下统之间微弱的角度不整合或假整合，例如皖南地区雷公坞组与休宁组之间微弱的角度不整合，以及下扬子地区苏家湾组与周岗组之间的假整合接触。

值得注意的是，下扬子坳陷东段北缘以及宁镇山脉所见的南华系周岗组和苏家湾组，以及早震旦世的黄墟组都经历过较强烈的变形和低绿片岩相变质(图6)，其中黄墟组中平卧褶皱轴面S1平行于灯影组的沉积层理S0，有人对此做了详细的构造分析，发现黄墟组及其以下的南华系较之上覆的灯影组多了一次构造变形，因而在它们和灯影(皮园村)灰岩之间建立了一次构造运动，称其为“柘皋运动”(徐树桐等, 1987)，但下扬子坳陷南侧无此现象。这是本区的一个重大特色，应予以重视。北带客观存在的复杂变形变质现象，可能指示了南华纪和早震旦时期，北带尚未完全形成基底，仍处于活动状态，也从侧面反映出董岭-埤城式基底和江南式基底的对接应发生在早震旦世和晚震旦世之间。

图7 长江中下游成矿带深地震反射剖面地质解释(据Lü et al., 2015)Fig.7 The geological interpretation of deep seismic reflection section of the Middle-Lower Yangtze River Valley Metallogenic Belt (after Lü et al., 2015)

关于基底对成矿的控制作用至少体现在以下几个方面：(1)长江中下游成矿带北部为董岭/埤城式基底，以早中元古代TTG岩系为特征，南部江南式基底主要以发育新元古代的复理石建造为特征。两种基底的结合带构成“岩石圈尺度的不连续”，成为在后来的构造运动中复活并控岩控矿的基础和构造背景。长江中下游主要成矿带都落在基底隆起带上，基底主拆离面和伴生的盖层顺层滑脱断层，在基底中央隆起过程中，成为岩浆就位主要空间(刘刚等, 2016)。(2)由于宁镇地区岩浆活动较晚(≤110Ma)，与长江中下游不是同一期岩浆活动产物。但其成岩成矿的物质组成面貌却非常相似，主要由于两者都拥有同一种基底，这就提供了一个“铁证”，证明基底性质对本区成岩成矿物质组分的决定性意义。(3)长江中下游成矿带斑岩型矿床成矿闪长岩内中生代锆石幔部的两阶段 Hf同位素模式年龄与包裹的元古代继承锆石核的 Hf 同位素模式年龄相同，表明与成矿有关的中生代闪长岩可能源自元古代物质如董岭群/埤城群的再造，是基底活化的有力证据(周涛发等, 2017)。

4.2 南北对峙带

“南北对峙”的动力学背景是从三叠纪开始的，属于华南与华北陆块碰撞的大背景，至印支期两陆块才拼合形成统一的中国大陆，长江中下游当属是其“前陆带”(尤其是褶皱带)。即使中国大陆形成后，两者仍保持“对峙”的态势，如西段大别山南沿也只有长江沿岸受到大别南冲的影响而出现少量NW向构造线。鄂城-黄石以南地区，大部分仍基本保持近东西向的线性构造(局部略作NWW向偏转)。而东西两段在前陆变形环境下，则表现为对冲格局。大别与江南分道扬镳，各行其是。为何华北扬子两个陆块能如此坚持各自的独立性而互不相让？设想各有“后台”支撑，它两只是马前卒，后面有南大陆(冈瓦那)和北大陆(劳亚)推动。所以长江中下游成矿带即位于这条“南北对峙带”的前沿。

南北对峙带控制了长江中下游成矿带的基本构造格局。这种南北对峙的格局一直存在，且不时发挥作用。印支期“一弧一线二喇叭”的形成、这一基本格局面貌至今未变。成矿带内不同级别的对冲构造，“鳄嘴”构造的形成，都离不开此种南北对峙的影响。

(1)对冲构造

在南北两个地块的对峙背景下，本区还广泛发育一个重要的地质现象，即“对冲构造”，并且存在不同层次和级别的对冲，自大而小，呈自相似套合结构。第一级别为大区范围内大别造山带与江南隆起对冲，其北界大致沿滁河断裂、京山断裂为界向南逆冲推覆，南以崇阳-常州断裂带(早期为江南深断裂)为界向北推覆。次一级别表现为矿集区范围内扇形背斜与“对冲”向斜。更次一级为木镇红盆，南边的江南过渡带与北边的铜陵块体都向红盆逆冲。不同级别和尺度上的对冲现象成为长江中下游成矿带上地壳陆内变形的一个特色。其深层次的意义很值得进一步研究，它不同于一般的对冲现象，反映了东半球南北两大块体的长期运动格局的影响。

(2)鳄嘴构造

长江中下游成矿带的深部则表现出两侧层状构造变形、中间为带状破裂、异化的地球物理状态，显示了区内非均一的岩石圈变形特征，成为大陆构造的主要形式。在跨越长江中下游成矿带的天长-长丰-湖州深反射地震剖面(图7)中，可见上地壳有一组清晰的、向上“逆冲”的反射，一直可以追踪到地表。这组断裂与相邻中地壳的倾斜剪切构造构成两组清晰的巨型逆冲断裂，从地表一直延伸到中地壳，并与下地壳的大尺度、长距离“斜坡”构造组成地壳级“鳄嘴”构造(吕庆田等, 2015)。

除了上述的深反射地震剖面，前人在长江中下游成矿带及其邻区还开展了很多地球物理工作，取得了很多成果。比较有代表性的有大别造山带前陆深地震反射剖面(董树文等, 2005)和下扬子地区HQ-13线。虽然当时，没有提出“鳄嘴”构造的概念，但是从综合地球物理剖面中仍然可以看出这种现象的普遍存在。

一系列地球物理大断面，均显示出长江中下游成矿带之下，存在地壳尺度的“鳄嘴”构造，即上地壳强烈挤压变形，由南向北仰冲，下地壳和岩石圈地幔发生由南向北的陆内俯冲。这一现象真实记录了陆内碰撞的面貌，也是“板块构造登陆”后的新景象，意义重大。

4.3 江南过渡带

关于江南过渡带本身结构组成和演化历史十分复杂，有些还弄不清楚，就目前资料来看，有几点是可信的：

(1)盖层沉积阶段下构造亚层(加里东旋回为主)沉积时，现在的江南隆起和下扬子坳陷都在广义的“下扬子海”海域，不分隆坳，但海底地形却南低北高。而上构造亚层沉积时(海西旋回)，地形反转，南高北低。江南地区局部已出露地表，未接受沉积，出现隆坳分异。江南隆起与下扬子坳陷两个Ⅲ级单元开始形成。

(2)隆、坳分界线，从理论上讲，应该就是地形反转时的“拐点”，实际上不同时代，“拐点”位置不完全相同。地层部分资料认为志留纪就已开始出现反转，其位置较现在的界限更靠南。目前崇阳-常州断裂的分界线，实际上是板内变形期的拐点，并不真正的反映沉积(上构造层)期的隆坳界线，但早期分界标志的出露和保存并不广泛，加之追索研究工作有限，尤其是未作岩相古地理的详细研究，不能确知，只能采用崇阳-常州一线。

(3)由于盖层沉积是跨界线的而且是连续的，因此在印支造山期褶皱活动也是跨界的。界线两侧的褶皱特征并无鲜明差异，如贵池-石台一带，这条断裂(牌楼-高坦-青阳一线)以北的曹山-灌口向斜，和界线以南的丁香(树)向斜，都是线形-似线形展布，没有太多差别。其南侧江南隆起腹地多为开阔褶皱，其北侧沿江一带多为短轴褶皱，具有明显过度特征。因此作为盖层构造要素区划时，只能把它们放在一起(一个单元)。这就是下扬子坳陷构造系统中出现江南过渡带的由来。

(4)从现有资料看，该区至少有两条构造-岩浆岩带，岩浆岩基本上都是小斑岩。第一条靠南，由马石-马头-安子山，以含Cu、Mo斑岩为主，延至青阳县城附近可能折向东，沿近东西向周王断裂延伸，出现了钨矿化，也常见金矿化。另一条在其北侧(相距约十余公里)，由殷坑-拋刀岭金矿向NE经过青阳县城北侧至寺门口硫铁矿附近，出现洪家岭小斑岩，有典型的Cu矿化及蚀变，然后继续向NE沿木镇盆地北缘陆续在丫山镇和戴家汇附近，也出现矿化蚀变小斑岩体，再向NE越过一段红盆，与新发现的宣城茶亭铜矿遥遥相对。这一条小斑岩带可能就是江南过渡带与中(主)亚带的分界构造线。至于南面一条小斑岩带，则是江南过渡带内部的一条构造岩浆岩带，其南侧为大岩体(九华山、旌德、谭山等)，再向南即逐渐进入江南隆起内部。

5 总结和展望

(1)南北对峙带是个“纲”，它控制了长江中下游成矿带的基本构造格局。长江中下游成矿带即位于这条“南北对峙带”的前沿。这种南北对峙的格局一直存在，且不时发挥作用。如喜马拉雅造山带向东“挤出”，即影响东部陆内作用。前人已提出“多向汇聚”的概念，直到中新生代的“鳄嘴”构造，也离不开此种对峙的影响。

在南北两个地块的对峙背景下，不同级别和尺度上的对冲现象均可见到，成为长江中下游成矿带上地壳陆内变形的一个特色。

(2)剪切阶段是“眼”，在长江中下游成矿带形成过程中占据重要地位。它反映了区域上由“压”向“张”的转换过程，而成岩成矿大爆发就是在这个关键眼上出现。

(3)区域动力源的多样性。从南北两大块体之间的“手风琴式”的开开合合，到印支期中国大陆的形成，即使太平洋板块运动的介入，但特提斯构造的余波仍未停歇，大别山的持续向南推移逆冲和陆内“鳄嘴”构造的出现即为其标志。正由于动力源的多样性，使得本区的构造研究更饶有兴致。

(4)长江中下游成矿带构造上是一个燕山期形成的陆内碰撞带，上地壳发生强烈挤压变形，下地壳和岩石圈地幔发生陆内俯冲，形成了类似于碰撞板块边缘的“鳄嘴”构造，即中上地壳发生向上逆冲推覆，一个块体的上地壳逆冲到相邻块体之上；下地壳和岩石圈地幔俯冲沉入到相邻块体岩石圈之下。在后期的剪切及伸展变形中，沿“陆内俯冲带”发生了大规模、强烈的岩浆活动，大量幔源物质沿长江深断裂侵入到上地壳，控制了区域岩浆和成矿带的分布。

(5)成矿物质的来源不能完全认定是成矿期从幔源上升的物质，组成下地壳的基底中的古地幔物质也可以成为其来源，如宁镇地区成矿时代晚于本成矿带东西两段，不是同一期岩浆活动。但成岩成矿物质组成，类型和面貌基本一致，主要反映其基底埤城群与董岭群是一致的，它们在物质组成上起决定性作用，它们和江南式基底的结合带构成“岩石圈尺度的不连续”，成为在后来的构造运动中复活并控岩控矿的基础和构造背景。

(6)本区在董岭式基底上的南华纪和早震旦世的沉积层都经过强烈的构造变形和微弱变质。而江南式基底上的同时代地层则无此现象，这揭示了一个深层次的问题，即董岭式和江南式两个基底拼接之前，董岭式基底仍处于活动状态，两者的拼合时代应介于早震旦世与晚震旦世之间。

(7)安徽长江南岸东流(镇)-贵池一带断续出现了几个沿NE向分布的小型弧，弧顶凸向SE，其所蕴含的地质意义值得深入研究。因为这一串弧的位置区正好在董岭式和江南式的结合带上，它们之间有何关系？前人曾有一种看法，认为长江中下游成矿带受(陆内)A型俯冲带的依托。这就好解释为何本成矿带的主带富集不在南北两边界断裂的构造-岩浆-成矿强烈活动带上，而要富集在两边都无法靠近的中间一线上了！

(8)21世纪初，涂荫玖等(2001)在大别造山带张八岭段与下扬子坳陷的分界断裂内侧钻孔中，于新元古代张八岭岩群之下，发现了一套角闪岩相的TTG质片麻岩类，称其为“南黄片麻岩”，获得的2493±19Ma的上交点年龄代表片麻岩原岩的形成年龄，认为扬子板块北缘曾发育新太古代-古元古代基底。由于缺乏后续研究，留下了一大堆问号。