南岭东段中-新生代挤压构造先后经历了早中生代造山事件和晚中生代岩浆事件的影 响。早中生代大别山地区华南与华北两大陆块的碰撞、印支地区华南与印支两大陆块的碰 撞作用，产生了大别-秦岭（北侧）和藏滇-越南（南侧）两个巨型造山带，并导致造 山带两侧一系列前陆褶皱冲断带与前陆盆地的形成，以及大陆内部的强烈挤压构造变形， 南岭地区早古生代基底被不同程度卷入褶皱作用，形成基底褶皱和盖层褶皱。晚中生代， 伴随古太平洋板块（库拉-伊则奈崎）对朝N -NNW向欧亚陆缘的低角度俯冲碰撞，对 南岭地区造成强烈的挤压，产生一系列逆掩断层，晚期又演变成挤压剪切运动，在区内形 成了吴川-四会和赣江等大规模左旋走滑挤压剪切带。
受上述造山事件的影响，本区中-新生代挤压构造具有多期、脉动式活动的特征，不 同方向、不同构造期次挤压构造相互影响、互相叠置、纵横交错，构成了中-新生代十分 复杂的构造局面。区内挤压褶皱和逆冲推覆具有长期性和阶段性演化的特征。长期性表现 在本区地壳演化的每一个时期，都伴随着与之相应的挤压变形作用；而阶段性则是在不同 的构造旋回，挤压构造作用的方式、强度有其自身的特征，表现出明显的非线性脉动式活 动规律。
中生代以前的构造活动虽经历了强烈的挤压变形，各种紧密褶皱叠覆出现、样式极为 复杂，但脆性变形十分少见或被韧性构造所改变，断裂活动以韧性变形为主。褶皱作用的 流变学研究表明（霍布斯等，1982；Engebretson et al.，1985），褶皱过程中所存在的应 力-应变关系，取决于变形体的物理状态和流变状态。在变质条件下，岩石基本上是显示 黏性行为，呈塑性状态，因此导致岩石发生的变形是韧性的而不是脆性的。这可能是前中 生代褶皱基底同期断裂不发育的原因。
中生代，伴随着陆壳的进一步固结钢化，挤压脆性变形逐渐加强，但仍以低角度逆冲 断裂为主，且多出现在前陆构造区受应力作用较强的地区。区内断裂作用进入鼎盛时期， 各种规模断裂接蹱而生（南岭项目构造专题组，1988），并表现出明显的多期、多次活动 的特点。尤其是形成时代较早的深大断裂，由于受历次构造活动的改变，断裂带内发育有 各种不同的构造碎裂岩、挤压破碎和韧性变形，各阶段构造活动随着应力作用方式、方向 和强度的改变，有的被归并到新的断裂系统中，有的则显示出明显不同的活动特点，甚至 表现出截然相反的运动学特征。如赣江断裂和吴川-四会断裂都经历了从早期的左旋走 滑、逆冲推覆，到中期的滑脱伸展、拉伸下掉再到晚期的右旋走滑、挤压抬升的演化 过程。
新生代本区总体上处于挤压抬升环境，在太平洋板块近EW向强烈挤压作用下，区内 形成了一系列逆断层和逆掩断层，并使红层轻微褶皱（任纪舜等，1990），发生了区域性 的挤压抬升和剥蚀，闽、浙、赣南、湘南以及研究区西部桂北、桂中进一步隆起，造成古近纪盆地逐渐萎缩，盆地掀斜，大多数盆地沉积中心向西北方向迁移。至古近纪末，区内 绝大部分盆地隆起封闭。近EW向挤压还导致区内NNE或NE向深大断裂右旋走滑， 中-新生代盆地由于右旋，而呈现NE或NNE向雁行排列。
表4-1 中国及邻区构造旋回划分及大地构造年表
（据任纪舜等，1999）
南岭东段火山弧区发育有一系列反向逆冲断层系，在多处地段，火山岩层的产状朝 SE倾斜，向NW逆冲的。这是一个不同寻常的构造运动学现象，与前述的中生代大洋板 块朝NW俯冲、上盘岩块向SE逆冲的认识不符。在理论上，其形成原因可用武夷山结晶 基底沿政和大断裂朝SE下冲来解释，但目前尚无足够证据证明这一点。法国学者Boillot（1979）的共轭断裂理论似乎更能合理地解释这一现象。当俯冲面平缓、速率较大时，俯 冲容易进行，沟-弧间隙处于高应力强挤压状态，上盘出现宽阔的火山岩区，如智利的安 第斯沟-弧体系。此时，与俯冲面平行的断裂将广泛发育在沟弧间隙和火山弧区；而与俯 冲面倾斜相反的断裂系，只局部出现在火山弧冲断带。另一方面，高角度俯冲属低应力 型，速率小（4～7cm/a），沟弧间隙处于拉张状态（Uyeda，1983），上盘火山活动区狭窄（热力近垂向上升，侧向热力影响宽度小），沟-弧间隙和弧区引张应力发育，弧后区扩 张作用非常强烈，在海区形成了规模宏大的新生代弧后盆地群，如日本海、南海等。在此 期间，与俯冲面倾斜相反的断裂系将广泛发育在火山弧和弧后盆地区。Zhou等（2000） 研究认为，俯冲带变陡是从晚白垩世开始的。因此，中国东南部火山岩区广泛发育的SE 向倾斜断裂，应该属于与陡峭大洋消减带同期共轭的断裂系，是在晚白垩世从挤压到拉张 的构造转换期才形成的（舒良树等，2002）。
如前所述，本区挤压构造主要受中-新生代板块俯冲机制的影响，其形成机制与板块 俯冲方向、俯冲角度和速率关系密切。一般来说，低角度、高速率俯冲属高应力型，俯冲 容易进行，沟-弧间隙处于高应力强挤压状态，常常在沟-弧间隙和火山弧区形成一系列 与俯冲面平行的挤压性断裂系、前陆褶皱冲断带和前陆盆地，与俯冲面倾斜相反的断裂系 只局部出现在火山弧冲断带中（舒良树等，2002）；与此相反，高角度俯冲属低应力型， 速率小，沟-弧间隙处于拉张状态（Uyeda，1983），上盘火山活动区狭窄（热力近垂向 上升，侧向热力影响宽度小），沟-弧间隙和弧区引张应力发育，形成弧后盆地，与俯冲 面倾斜相反的一系列同期共轭断裂系将广泛发育在火山弧和弧后盆地区（舒良树等， 2002）。
值得重视的是，除了上述 “巨型” 板块间的直接 “强碰撞” 造山作用之外，在大陆 边缘或内部还存在 “微型” 板块间的 “软碰撞” 造山作用。“软碰撞” 造山作用实际上 就是地体与板块或地体与地体间的碰撞造山，它们同样可以在大陆边缘或陆内相当深入的 地带产生一系列构造作用或 “远程” 效应，形成挤压构造或引发断裂构造的重新活动。 地体是微板块（microplate）的表现方式之一，但是多数地体并非像岩石圈板块那样，作 为一个有根（深入上地幔）的块体而存在和运动，而是巨大的岩石圈板块上的上部或顶 部的地壳，当它们增生在大陆边缘时，实际上已经脱离了深部的基底。增生在大陆边缘的 增生地体与克拉通的边界是逆冲断层或转换断层，有些地体边界断层就是推覆构造，而地 体本身就是一个推覆体。研究表明，无论是现代还是地质历史时期，在板块聚敛边界并不 是只有洋壳的俯冲和大陆的碰撞两种形式，实际上更为突出的现象是洋壳的俯冲与地体的 增生的频繁交替（郭令智等，1984，2000）。
在地体增生到大陆边缘之前，两个或更多的地体可以首先发生地体与地体间的 “软 碰撞”，合并成联合地体（合并作用），它与增生作用的重要区别是，合并作用由于地体 质量小、产生的动能小，碰撞强度不大，加之从多地体在碰撞过程中还起到一定的缓冲作 用，碰撞强度还要进一步减弱，一般表现为软碰撞、弱造山（任纪舜等，1999）。此时地 体间并未焊接成一个整体，所产生的构造效也应只限于联合地体之内（郭令智等， 2001）。因此，在中国大陆构造演化过中，软碰撞、弱造山阶段一般并不产生超越构造带 的大规模的逆掩断层和推覆构造（任纪舜等，1999）。而增生作用是在经历了多旋回缝合 作用之后，把一个一定规模的地体整体拼贴到大陆边缘上（陆-陆叠覆造山作用），并在 力学上焊合为一个整体。中元古代以来，华南大陆地壳阶段性从西北向东南方向生长、扩 大，不同时期地体的增生作用是其原因之一。增生作用在构造和沉积方面可以波及大陆内 部相当深入的地带，地体增生后的持续聚敛作用，使地体边界断裂的逆掩断层或平移断层 继续活动，并导致大陆边缘内侧前陆地带的板内变形，产生叠覆作用，形成上盘朝内陆方 向的一系列推覆构造或叠瓦构造。由于地体的规模大小不等，增生大的时间先后不同，因 而必然导致在大陆边缘强度各异、空间分布各不相同的多旋回碰撞造山和缝合作用。微、 小陆块（即地体）的软碰撞和多旋回缝合作用以及由此而产生的多旋回复合造山带，多 旋回叠合盆地和多旋回构造-岩浆-成矿作用，是中国以至亚洲大陆构造非常重要的特色（Ren，1991；Ren et al.，1996），它们中的一部分可能就是地体增生作用的后继效应。
中-新生代，北美大陆、西太平洋古陆、印度冈瓦纳与亚洲大出依次剧烈碰撞（Chuang et al.，1998），地壳强烈缩短，产生了超越构造带的、大规模逆掩断层和推覆构 造。因此，在中国东部可以看到晚中生代形成的近东西走向和北东走向的两组逆掩断层系 统，前者与北美和古亚洲之碰撞相对应，后者与西太平洋古陆和亚洲的碰撞相对应（任 纪舜等，1999）。由此可见，中-新生代时，正是由于几大板块依次与欧亚大陆板块的剧 烈 “强碰撞”、地体间的 “软碰撞” 以及地体在大陆边缘上的增生作用，使本区经历了多 旋回碰撞造山和缝合作用，形成了一系列复杂的断裂构造系统，并最终铸造了南岭东段 中-新生代构造的基本轮廓。
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