1.是碰撞山链系统前楔(prowedge)或后楔(retrowedge)的重要成员
如图4-9所示，大别山作为一个由早古生代扬子向华北俯冲演化而来的碰撞山链(徐树桐等，2002)，具有以轴部隆起带(罗田-英山核部变质杂岩带)为中心，南北分别由前楔(南淮阳超叠壳楔，其内容与前陆褶皱-冲断带等同)和后楔(麻城-岳西-北淮阳俯冲楔)以及中扬子前陆盆地和合肥前陆盆地组成一个典型的扇形背冲结构。
图4-9 六安-修水构造剖面示意图
2.双侧对冲关系
在南北形变域的关系上，双方构成一种双侧对冲(面对中新生代前陆盆地)关系(见图4-6)。即秦岭-大别造山带是由一系列北倾逆(掩)冲面形成的造山方向指向南的褶皱-推覆系统(图4-10)；包括川东-湘(鄂)西在内的广义的华南褶皱系是由一系列南倾的逆(掩)冲面造山方向指向北的褶皱-冲断系统(图4-10～图4-12)。
3.前陆盆地活动翼褶皱-冲断带上的分层分带性
作为一种由碰撞山链演化而来的山链前、后楔体上的褶皱-冲断系统，其本质是一种地壳内部不同深度、不同层位因而有不同变形和变位风格的外来系统(allochthon)。在一个形变域内，此种形变，具有在清晰的剖面上的分层性及平面上的分带性。“七五”期间，我们根据不同段落的形成时间，形变强弱，位移大小及滑脱面的深浅，将南北两个形变域，以不同形成时期的褶皱-冲断锋线(相当以下划分的C带)和递进不整合为界，从深到浅，从强到弱，分为ABCD4个带。兹以湘中-川中的横剖面为例(图4-13)加以说明。
图4-10 宣汉-灵宝地质地球物理综合解释剖面
(据地矿部第一综合物探队，1986；第二综合物探队，1987，经改编)
1—绿片岩相；2—壳内低速层(v-5.7～6.0km/s)；3—泥盆系；4—断裂；5—下古生界—中元古界(v-5.9～6.2km/s)；6—侵入岩体；7—主要断裂；8—古生界(v-5.9km/s)；9—太古宇；10—推测软流圈顶面
图4-11 下扬子区滁州-无锡构造横剖面示意图
A带(强变形带)：雪峰山及其以东的基底拆离(Basement decoupling)推覆带，也可称为“三变”(变形、变位、部分变质)带。
B带(较强变形带)：湘西(湘、黔、鄂)隔槽式褶皱冲断带，拆离面主要是沿着志留系软弱层，部分影响到震旦系和前震旦系，是一个变形变位较大的“两变”带。
图4-12 中扬子区构造形变特征示意图
1—上变形层(T3R)；2—中变形层(DT2)；3—下变形层(Z O)；4—主滑动层(S)；5—岩浆岩；6—增生基底(江南式)；7—结晶基底(川中式)
图4-13 南部变形域不同时期的递进推覆
此图来自川中-湘中详细地层对比、变形样式剖面、构造筛分及地层上下接触关系(整合、假整合、不整合)等大量资料
A—已变质、变位的强变形带(基底拆离带)；B—褶皱冲断较强变形带(薄皮构造外带)；C—褶皱冲断中等变形带(薄皮构造内带)；D—弱变形带(不同构造域的干涉带，历史上表现为区域性升降)
C带(中等变形带)：此地是指七曜山以西的川东隔挡式褶皱冲断带，是一个称得上典型的在基底之上具有3 种不同形变样式的非协调的薄皮构造带(刘和甫，1989)，其中以具有上三叠统或以侏罗系红层为主的同心(等厚)褶皱为特点；冲断或褶皱—冲断，全部发育在中下三叠统膏盐层和志留系两个主滑面之间；志留系以下断裂及褶皱均已不发育。本地区是四川目前发现工业性气田的一个主要地区(图4-14a—b)。
图4-14a 华蓥山背斜-云安厂背斜剖面图
(据刘和甫，1989)
图4-14b 川东(带)卧龙河气田北部横剖面图
(据李国玉，1987，经修编)
示剖面上的①②③层结构
D带(弱变形带，或干涉带)：指华蓥山以西广义的川中地区。诚如图4-15所示，本区虽属南北、东西不同形变域的弱形变区，但仍有以威远、磨溪为代表的主要形成于第三纪晚期的褶皱构造存在。这些构造的特征是：①一般都具有较大的闭合面积，最大者如威远背斜，三叠系香溪群顶面构造长轴92km，短轴30.8km，闭合面积1761km2(李国玉，1987，图8及说明)；②大部分构造，都具分层性，但主滑脱面为中下三叠系的膏盐层；③大部分构造都具有不同构造域的构造叠加干涉现象。如图4-16所示，不仅表示东南形变域的影响(代表北西—南东向的挤压)已到(过)了磨溪，同时在磨溪构造上见到来自大巴山的代表北西向构造影响的烙印。同样清楚的构造叠加现象还见于川东北地区(图4-17)。
图4-15 四川盆地江油-彭水构造横剖面图
(据钟特强，1982)
CMD—克拉通形变边缘；CM—克拉通边缘；CC—克拉通中央
图4-16 磨溪气田平面剖面图
(据四川石油管理局资料，1989)
图4-17 川东北宣汉地区两期不同方向构造叠加示意图
4.扬子陆内山链的形成是一个连续的、穿时的(同序异时)和递进的推覆过程
根据区域地质填图与地面观察，以不整合或递进不整合为主要依据，川东—湘西各带形成的时间及位置，以C带(即褶皱冲断带前锋带)为例，其情况是(参阅图4-18～图4-20)。
加里东期的碰撞或褶皱-冲断前缘，以泥盆系底部不整合为标志，到了江南-雪峰断裂。换言之，施洞口以西的广大地区(从湘西到川中)，在加里东期，是弱变形区的前渊。这可以从川东-川中古生界包括二叠系与奥陶系(川中缺失志留系—石炭系)的假整合关系得到佐证(参看图4-15)。
印支期的褶皱-冲断前锋端线到了江南-雪峰西缘的贵阳-江南断裂，这可以从该界线以西晚三叠世—早侏罗世煤系地层与其不同层位的递进不整合找到根据。
燕山中晚期褶皱-冲断前锋端线到了川东和湘西构造带分界的七曜山。根据是恩施、黔江所见上白垩统赛诺曼期与其下的递进不整合，以及在峡东所见石门组(
喜马拉雅早、中期C带的西缘是现今的华蓥山，就是说川东褶皱冲断带是喜马拉雅早幕(
图4-18 在陆内俯冲时地壳叠加与壳-幔滑脱的几个阶段的剖面
(据J.F.Dewey，有修改)
(a～e)、(f)—岩石圈俯冲带向北移动的情况。点区代表大陆壳；竖线代表大洋岩石圈；空白区代表大陆岩石圈；虚线为片理；1～4为连续的几个主要逆冲带
川中的褶皱与断裂，主要是喜马拉雅晚期(Q1/N)的产物，是喜马拉雅期或喜马拉雅旋回的弱形变区和不同形变域的干涉区。虽然由于始新世以来的隆升(与青、藏、滇、黔等同时)，第三纪地层在四川大部分地区的存在和保存已无记录，但在川西仍能见到近于直立的庙坡砾岩(N1)与雅安砾岩(Q2)的不整合(刘鸿瑞，1985)。
5.陆内造山和陆内山链的形成是碰撞构造系统未达平衡的一种持续的水平挤压和走滑
由于运动(剪切)的发生不是依从一个统一的底板(Sole)，因此，与连续性、穿时性、分带性一起还形成了：
滑脱面的深度在北部变形域，是由北向南(从商丹断裂开始)变浅。根据矿物包体测温，大别山带出露的麻粒岩和角闪岩岩相，代表了一种深度在27～37km、温度650～850℃、压力800～1150MPa环境下，属于下地壳与岩石圈地幔之间的大体沿莫霍面的拆离和滑移；在南部变形域(江绍—武夷—云开一线以西)是自南往北变浅。由此推算大别山和江南-雪峰山一带的剥蚀量是巨大的。
图4-19 褶皱-冲断从强到弱(A-D)的分带性
(以湘中至川中为例)
图中数字为断裂编号：1—三江；2—革东；3—施洞口；4—贵阳；5—七曜山；6—华蓥山；7—龙泉山；8—龙门山；9—垭都-紫云；10—城口；11—万源；12—万源-利川
由褶皱-冲断或称地壳叠加楔(Crustal Staking Wedge)形成的A、B、C、D4个带，在北部变形域是北老南新，在南部是南老北新或东老西新。
6.滑脱变位的准原地性
由滑脱所产生的变位，根据野外地层岩相连续性及C、D带上的平衡剖面分析，表明位移距离的总效应都在50km以内。因此，变形是准原地性质的。
当我们根据以上特点来考虑形成陆内山链的地球动力学机制时，无疑应将非消减性地壳(大陆、岛弧、大洋群岛)间的碰撞摆在首位。这是因为，“与洋壳相反，陆壳无法插入地幔，因为它们太轻了。于是，一直在进行着的俯冲活动变慢，以至于完全停止。然而，既然陆块(因开合作用)仍趋于继续合拢，而陆壳又无法深深下插，于是地壳的这个带状地区便处于日益强化的压应力作用之中。一旦应力超过某个临界值，陆块边缘宽阔地带上就发生形变，山链于是形成”。(M·马托埃，1983，113～114页)。然而，当我们以上述方式来考虑陆内俯冲的动力时，把内陆山链作为一个序时的即随时间而迁移的体系，由于扬子现在处在我国青藏向东的延长带上，因而不应忘记中国西部始新世以来的滑线场，以及由此而产生的挤出作用和开合构造，对该区形变所产生的推波助澜的作用。
图4-20 陆内山链形成的穿时性和递进性——以雪峰山和湘西为例
(本图系作者请邱元禧教授据野外观察编绘，1990)