『壹』 大地構造位置及區域構造演化
冷水坑銀礦田地處揚子板塊與華南板塊拼接帶南側，華南板塊北東緣的武夷隆起區(圖1-1)，即華夏陸塊北緣(李兆鼐等，2003)。位於中國東部環太平洋成礦帶的內帶，武夷銀多金屬成礦帶北段。礦田在區域構造上受華南褶皺系中贛中南褶皺上的鷹潭-安遠深斷裂及鷹潭-瑞昌大斷裂控制。產於武夷隆起與饒南坳陷接壤處的隆起一側之月鳳山火山斷陷盆地北西邊緣。
圖1-1 冷水坑礦田區域構造略圖
1—深大斷裂帶；2—冷水坑礦田位置
武夷隆起區於加里東運動時期為褶皺造山帶。在印支期—燕山期轉為陸內造山，使武夷地區成為多期次復合造山帶。武夷加里東造山帶主體呈北北東向的S狀弧形展布，其北段即欽(州灣)-杭(州灣)古板塊結合帶南側的仙霞嶺、北武夷地區，為加里東早期華夏古板塊的前緣褶沖帶形成的東西向、北東東向褶皺；中段則以北北東向、北東向或近南北向褶皺、構造隆起-花崗岩帶、變質雜岩帶為主體；南段至佛岡-五華斷裂帶以南地區轉為近東西向褶皺。
造山帶的根部帶出露於武夷山脈東北部閩西北至浙西南一帶，主要為變質深、變形復雜的前震旦紀地層，並以混合岩化、韌性剪切帶發育及混雜有古、中元古代結晶岩塊為特徵。造山帶的下部帶出露於武夷山西坡的江西省境內，主要由青白口紀和震旦紀變質地層組成，早古生代地層幾乎剝蝕殆盡，僅少數地區殘存有早寒武世早期地層。造山帶的中上部帶主要分布於贛中於山山脈以西和閩東南地區，大面積出露震旦紀—奧陶紀淺變質岩層，層序清晰及以發育侵入型花崗岩為主。該帶與造山帶根部帶相比，後者被剝蝕部分厚度約在5km以上。
武夷隆起區主要構造是北北東向展布的花崗岩-構造隆起帶和一系列巨大斷裂帶。它們主要形成於印支期—燕山早期陸內造山階段，後經燕山晚期伸展作用的改造形成了現今的盆嶺構造格局。
武夷隆起區構造演化大致經歷了如下幾個階段：
古-中元古代華夏克拉通發展階段。武夷隆起區曾是古、中元古代形成的華夏克拉通的一部分，該克拉通裂解後，以結晶塊體潛伏於加里東造山帶的深部。
新元古代—早古生代華夏陸緣造山帶發展階段。此階段武夷地區處於華夏陸緣裂陷活動期，接受巨厚的深海—半深海沉積。加里東造山過程為：早期沿萍鄉—紹興一線向揚子板塊作A型俯沖，形成近東西向的北武夷褶皺-花崗岩帶，並伴有與其相交的轉換型北西向剪褶帶；隨後處於萍鄉-紹興與佛岡-五華斷裂帶之間的武夷地區整體向西推擠，形成主體為北北東向的褶皺-花崗岩帶，並伴有近東西向的轉換型剪切斷裂帶；此後發生近東西向左旋扭動，形成一系列北東向韌性剪切帶和寬緩的疊加褶皺。
印支期—燕山期大陸造山發展階段。中三疊世末進入中生代大陸造山發展時期。印支運動(中、晚三疊世)時期向大陸造山轉變，形成武夷復式背斜隆起和一系列北東—北北東向逆沖走滑斷裂與推覆構造、韌性剪切帶以及印支期交代-侵入型花崗岩帶。燕山運動早期(侏羅紀)，由於板內收縮和庫拉-太平洋等周邊相鄰板塊的相互作用，發生了強烈的大陸造山運動，形成了北北東向隆起-花崗岩帶，並伴隨有中酸—酸性火山噴發與岩漿淺成—超淺成侵入，形成豐富的有色、稀有、貴金屬礦產。燕山運動晚期(白堊紀)，武夷地區由造山進入以伸展為主的發展階段，最終形成了現今的盆嶺景觀。
我國東部構造演化研究顯示，晚三疊世以來中國東部絕大部分地區屬於陸內環境。同樣，在武夷隆起區之北的贛東北地區，燕山運動造山造漿期始於中侏羅世(172～159Ma)，為華南燕山運動策源地之一；造山與成岩成礦高峰期為晚侏羅世(157～142Ma)，由造山過渡到伸展的轉型期為早白堊世早期(142～100Ma)，早白堊世末期即100～95Ma 地殼進入造山後的伸展階段(楊明桂等，2002)。
『貳』 山東省大地構造演化
山東陸塊位於中國大陸地殼8個一級構造區(李錦軼，2004)中的中朝陸塊的東南緣和中央造山區的東端，是在長期的地質演化過程中，由不同時代、不同性質、不同構造層次的地質塊體互相拼貼組合而成的。山東省地質構造復雜、演化歷史漫長，出現了一些在中國大陸上具有代表意義的地質現象:既有太古宙的穩定古老陸塊，又有現代仍在活動的斷裂構造帶;既有古元古代活動帶，又有大范圍出露的超高壓變質帶;既有華北克拉通穩定的古生代陸表海沉積，又有中國東部岩石圈減薄形成的中生代盆嶺構造、大規模岩漿活動、構造體制轉折、大規模成礦作用等。這些地質現象，不僅記錄了微陸塊型古板塊演化旋迴的完整歷史，也疊加了古亞洲構造域的揚子板塊與華北板塊擠壓拼接和濱太平洋構造域的太平洋板塊向歐亞板塊俯沖兩種動力學背景。多重地球動力學背景，導致了山東省大地構造演化的復雜歷程。按照山東省不同時代地質構造特點，結合板塊演化的地球動力學背景及中國構造演化階段劃分方案，將其演化過程劃分為早前寒武紀、中新元古代、古生代和中新生代4個階段。
一、早前寒武紀———不成熟陸殼向成熟陸殼轉化和陸塊碰撞拼合階段
山東省早前寒武紀基底屬華北克拉通基底的組成部分，由膠遼微陸塊、渤魯微陸塊和遷淮微陸塊三部分組成。地殼演化的主要特點是，由不成熟陸殼向成熟陸殼轉化及各微陸塊之間(包括與華北克拉通其他微陸塊之間)的碰撞拼合，基底固結並逐漸克拉通化。
中太古代時(＞2.8Ga)，山東存在沂水和唐家莊2個古陸核。地殼初始發展階段，原始地殼拉張，形成沂水岩群和唐家莊岩群火山沉積岩，其中有較多的富集大離子親石元素的富鐵拉斑玄武岩質基性火山岩，指示當時的大地構造環境類似於現代島弧環境。中太古代末發生弧－弧或弧－陸碰撞，形成T1T2型鈉質花崗岩，從而在本區形成一個非均勻的古老基底地殼，表現為不成熟的過渡型地殼，大地構造環境轉化為大陸邊緣環境。
新太古代是重要的地殼增生期。新太古代初期(2.8～2.7Ga)地殼拉張減薄，地幔物質上涌，形成科馬提岩和枕狀玄武岩，使地殼橫向增生。泰山岩群底部的超鎂鐵質岩屬於低鈦的橄欖質科馬提岩，鎂鐵質岩屬於富鐵拉斑玄武岩，泰山岩群下部保留的完好的具鬣刺構造的科馬提岩和廣泛的具枕狀構造的玄武岩，指示新太古代初魯西地區處於與地幔柱相關的大洋高原構造環境。新太古代中後期(2.7～2.56Ga)，隨著洋盆消減，發生大規模(部分)熔融作用，大量TTG花崗岩類侵位，使地殼大幅度垂向增生。新太古代中期，出現洋內島弧，形成山東境內最早期的TTG花崗岩系———蒙山片麻岩套和棲霞片麻岩套。新太古代晚期，轉化為大陸化島弧，在泰山地區形成第二期TTG花崗岩系(嶧山花崗岩)。新太古代晚期的泰山岩群中上部岩石組合和膠東群也均顯示了島弧環境特點。說明新太古代經歷了由大洋向島弧的演化過程。新太古代末發生了強烈的變質變形作用，形成了高角閃岩相變質的基底岩系———花崗－綠岩地體，完成了山東陸塊基底第一次克拉通化。
TTG質花崗岩是新太古代分布最為廣泛的基底變質岩系，其形成和演化與太古宙構造環境的演化密切相關。山東新太古代TTG質花崗岩均為T1T2G1組合，但魯西第二期TTG花崗岩系G1更加發育，且古元古代早期演化出大面積的二長花崗岩組合(G2，傲徠山花崗岩)，指示新太古代早期為初始的不成熟陸殼組成，新太古代晚期開始向成熟陸殼轉化，為半成熟陸殼組成。魯西兩期TTG岩系顯示了從不成熟洋內島弧向半成熟的大陸化島弧轉化的特點，代表了從初始的玄武質地殼轉化為半成熟的大陸化地殼的演化過程。
古元古代時，魯西地區與魯東地區地質組成明顯不同，前者以花崗岩類侵入體為主，後者以地層為主，兩者形成的構造背景和演化過程也不相同。
魯西古元古代的主要特點是發育了大量代表活動構造環境的大陸邊緣花崗岩。古元古代初期(2.56～2.4Ga)，魯西島弧與西側陸塊發生拼貼、碰撞，太古宙基底褶皺變形，大量同碰撞陸殼重熔型花崗岩侵位，為G1G2型花崗岩類(傲徠山花崗岩、紅門閃長岩)，代表成熟陸殼形成。稍後(2.4～2.1Ga)，具A2型花崗岩特點的四海山花崗岩出現於造山期後環境，岩漿沿地殼張裂帶侵位。陸塊碰撞後的剪切作用和旋轉運動，產生大量韌性剪切變形帶。古元古代魯西陸殼經歷了一個碰撞擠壓—伸展裂解的演化過程，完成了山東陸塊基底第二次克拉通化。
魯東古元古代的主要特點是發育了一套半穩定—較穩定構造環境下的濱、淺海相沉積建造。古元古代初期，由於西側弧－陸碰撞，魯東地區出現裂谷盆地。盆地邊部構造活動較活躍，形成了含較多火山物質的粉子山群底部沉積岩系;盆地內大部分地區處於半穩定—穩定環境，形成長英質細碎屑岩和粘土質風化產物及鈣鎂質碳酸鹽化學沉積三者的混雜沉積建造。古元古代晚期(2.1～1.9Ga)，魯東裂谷盆地閉合，古元古代地層發生強烈變形，發生大量褶皺和韌性剪切變形構造，形成褶皺造山帶。至此，始於新太古代的強烈的碰撞造山作用完全結束。
二、中－新元古代———大陸裂解與聚合階段
中－新元古代時，山東陸塊北(魯西和魯東北地區)屬華北克拉通、南(魯東南地區)為大別－蘇魯造山帶，地殼經歷了與羅迪尼亞超大陸演化有聯系的裂解與聚合過程。
中元古代時，山東陸塊出現兩次裂解事件，第一次裂解事件發生於中元古代初期(1.84～1.72Ga)，主要標志是濟寧裂谷和魯西第一期基性岩牆群的形成，基性岩牆與濟寧岩群中的酸性火山岩顯示了雙峰式岩漿岩特點;第二次裂解事件發生於中元古代晚期(1.20～1.05Ga)，主要標志是海陽所幔源岩漿雜岩和魯西第二期基性岩牆群的形成。濟寧岩群是一套形成於活動大陸邊緣環境的淺變質火山－沉積建造;魯西基性岩牆屬亞鹼性玄武岩和玄武安山岩系列，具弧火山和MORB雙重地球化學屬性，是古元古代弧－陸碰撞後伸展作用的結果;海陽所幔源岩漿雜岩具有裂谷岩漿組合的特點。
新元古代的地質事件是與羅迪尼亞超大陸聚合有關的陸－陸碰撞作用，形成了一條規模巨大的岩漿活動帶、構造活動帶和古地震活動帶。新元古代早中期(0.9～0.73Ga)，以出現同碰撞的S型和I型花崗岩為特徵，形成雄偉的碰撞造山帶，在造山帶北西側———華北陸塊南緣產生具前陸盆地性質的沂沭盆地。新元古代晚期(震旦紀)華北陸塊與揚子陸塊之間的擠壓碰撞結束，地殼開始伸展減薄，形成產於造山後伸展環境的A型花崗岩和具後繼盆地性質的蓬萊盆地及具上疊盆地性質的石橋盆地，伴隨有強烈的地震活動。
蘇魯造山帶主體由三種不同成因類型的新元古代花崗質片麻岩組成，岩石化學成分屬於高鉀鈣鹼性系列，相比而言，榮成片麻岩套鹼質較低、貧鈉，月季山片麻岩套相對富鹼質、富鈉、富鐵鎂、低硅，嵐山頭片麻岩套則富硅鉀、貧鋁鐵鎂。榮成岩套具有S型花崗岩的特點，月季山岩套具有I型花崗岩的特點，嵐山頭岩套具有A型花崗岩的特點。蘇魯造山帶新元古代花崗質片麻岩構成了較完整的碰撞造山型花崗岩系列:陸陸碰撞主造山期，形成同碰撞雙花崗岩，其中榮成岩套形成時間略早，深俯沖到地幔中遭受了超高壓變質作用，而月季山岩套是在超高壓岩片快速折返過程中形成的;碰撞造山後期地殼伸展，形成嵐山頭片麻岩套。嵐山頭片麻岩套早期為A2型花崗岩，晚期出現A1型花崗岩，A型花崗岩的出現指示蘇魯造山帶構造體制從碰撞造山轉向伸展塌陷。位於蘇魯造山帶南側石橋地區的朋河石組淺變質岩形成於震旦紀，構造疊覆於超高壓變質岩之上，具有濁流沉積特徵，構成了造山隆升階段的上疊盆地。
三、古生代———海陸變遷階段
古生代山東陸塊北部(魯西地區)屬華北板塊淺海台地，南部(魯東北地區)為華北板塊被動大陸邊緣，最南側(魯東南地區)為與秦嶺－大別洋溝通的三叉裂谷(大別－蘇魯裂谷)。
早古生代，突出特徵是全域同步緩慢沉降，有小幅度差異升降。魯西寒武系及中、下奧陶統總體以台地相及潮坪、潟湖相碳酸鹽岩為主，早中寒武世有較多潮坪泥砂質沉積及少量濱海砂礫岩沉積，晚寒武世出現較多風暴沉積;早奧陶世早期地殼抬升，遭受剝蝕，形成馬家溝組與三山子組之間的平行不整合，稍後，幔源岩漿侵入形成金伯利岩;中、下奧陶統為典型地台型沉積，馬家溝組沉積期區內沉積相穩定，泥質極少，遠離陸源區。懷遠運動和地幔岩漿活動，可能與秦嶺－大別洋殼向華北板塊之下俯沖作用有關。早古生代晚期—晚古生代早期，受板塊匯聚俯沖作用的影響，華北板塊整體抬升剝蝕，表現為魯西地區缺失晚奧陶世—泥盆紀沉積，形成加里東運動不整合面。
晚古生代，受板塊碰撞影響華北板塊逐漸抬升，海水退出，轉化為陸相沉積。魯西地區的晚古生代沉積始於晚石炭世，為一套准碳酸鹽台地和三角洲—潮坪潟湖相的暗色砂泥岩、灰岩和煤層，晚石炭世華北板塊與西伯利亞板塊對接、碰撞，華北板塊北部地區隆升，古地勢北高南低，海水從東南方向入侵。早二疊世隨著板塊持續碰撞擠壓，陸殼抬升，海水向北西退出，沉積了三角洲相砂、泥岩建造夾煤層，沉積厚度由晚石炭世的南厚北薄轉化為北厚南薄。從中二疊世開始，板塊擠壓力加強，華北板塊整體抬升，海水完全退出，魯西地區沉積了河湖相沉積建造。
魯東地區雖然沒有古生代沉積蓋層保留，但許多地質資料表明該地區古生代時同樣被海水淹沒。魯西地區的沉積－構造古地理分析表明:早古生代海水在沂沭斷裂帶附近最深，向西逐漸變淺，海侵方向主要為南東方向，沉積物等厚線明顯被沂沭斷裂截切;晚古生代，沉積沉降中心雖然逐漸離開沂沭斷裂，但沉積物等厚線仍然被沂沭斷裂截切。上述現象說明，古生代時，沂沭斷裂以東地區同魯西地區一樣為廣袤的海水覆蓋，且海水深度明顯深於魯西地區。研究認為，從新元古代開始，揚子和華北板塊之間形成秦嶺－大別洋(余和中等，2006)，魯東南蘇魯造山帶地區，是秦嶺－大別造山帶的東延，古生代期間是否形成大洋，目前尚無確切證據證實，但至少位於比較接近洋的位置。早古生代期間魯東北地區很可能是華北板塊東南緣的被動大陸邊緣盆地，晚古生代早中期有明顯的火山活動，為活動大陸邊緣環境，晚期轉化為前陸盆地。
四、中－新生代———構造體制轉折和岩石圈減薄階段
三疊紀以來華北板塊和揚子板塊結合，共同構成歐亞板塊的組成部分，參與了歐亞板塊與太平洋板塊之間的相互作用，因此山東省中新生代構造單元屬歐亞板塊的濱太平洋構造域，可劃分為濱太平洋前陸坳陷帶和濱太平洋構造岩漿活動帶，其下構造單元為受伸展構造體制控制的隆起、盆地和凸起、凹陷。
山東中新生代地殼演化，主要受控於古亞洲構造域的揚子板塊與華北板塊擠壓拼接和濱太平洋構造域的太平洋板塊向歐亞板塊俯沖兩種動力學背景。中生代早期受華北板塊與揚子板塊碰撞作用制約，表現為擠壓構造體制;中生代中晚期受太平洋板塊向歐亞板塊俯沖作用制約，構造體制轉換為伸展為主;新生代為繼承中生代構造格局的擴張斷陷和沉降。
三疊紀是由古亞洲構造體系向濱太平洋構造體系轉化時期，地殼演化受揚子板塊與華北板塊間俯沖碰撞的影響，以整體擠壓抬升為主。早中三疊世強烈的板塊作用，造成陸殼加厚。晚三疊世，超高壓變質岩折返過程中形成具後造山花崗岩特點的花崗岩類侵入岩。蘇魯造山帶晚三疊世侵入岩同位素年齡為227～195Ma，有三種不同成因類型，岩石化學成分屬於高鉀鈣鹼性系列及鹼性系列和鉀玄岩系列，相比而言，柳林庄閃長岩貧鉀、硅富鎂、鐵，文登花崗岩富硅，寧津所正長岩富鉀。文登花崗岩具有S型花崗岩的特點，柳林庄閃長岩具有I型花崗岩的特點，寧津所正長岩具有A2型花崗岩的特點。來源於富集岩石圈地幔源區的A型花崗岩的出現，指示晚三疊世蘇魯造山帶已經開始了後造山拉張作用。早中三疊世受板塊碰撞遠程效應的影響，在魯西地塊北緣產生擠壓性陸相盆地，沉積了河湖相碎屑組合。晚三疊世受造山帶根部岩石折返抬升的影響，盆地隆升，早中三疊世沉積物絕大部分被剝蝕，形成了中生代地層與古生代地層之間重要的不整合界面。
侏羅紀時，魯東地區一方面受到華北與揚子板塊後碰撞的擠壓作用，另一方面受太平洋伊佐奈岐板塊向NW方向運移的影響，呈現隆起剝蝕狀態。同時，這種雙重大地構造背景形成了具有碰撞後的抬升和大陸弧特點的高鍶花崗岩。魯西地區局部發生沉降，周村盆地、濟陽坳陷、坊子盆地、蒙陰盆地等凹陷盆地開始產生，同時，形成了一套與大陸的造陸抬升有關的高鎂輝長岩、閃長岩。早侏羅世末，沂沭斷裂開始產生並發生左行平移運動。侏羅紀侵入岩同位素年齡介於176.2～142Ma，垛崮山高鍶花崗岩為鈉質花崗岩，具有高鋁低鎂的岩石化學特點和埃達克岩地球化學性質，來源於加厚的鎂鐵質下地殼;玲瓏高鍶花崗岩為過鋁質花崗岩和鉀質花崗岩，以具較明顯的負銪異常和鋁含量較低區別於埃達克岩，是陸殼重熔型花崗岩。魯西高鎂輝長岩、閃長岩的基性單元地球化學特點與原始玄武岩漿相似，其源區為EMⅠ型富集地幔。
白堊紀是中國東部構造體制轉折的重要時期，表現為強烈的岩石圈減薄，構造岩漿活動非常活躍。在山東省則發育了與岩石圈減薄有關的大規模岩漿作用、大范圍盆地斷陷、高強度金礦成礦爆發、高速度地殼隆升、多期次幔源岩漿活動和多式樣脆性斷裂切割等地質構造事件。由於太平洋板塊對歐亞板塊由SSE向NNW俯沖，導致郯廬斷裂發生大幅度左行平移，使原位於華北板塊東南緣的膠北地塊與位於華北板塊內部的魯西地塊並置，沂沭斷裂兩側伴生形成大量次級斷裂，形成羽狀斷裂系統、棋盤格狀斷裂系統和多層次拆離滑脫構造系統;同時，產生大量斷陷盆地，構成隆起與凹陷相間分布的盆山耦合格局。中晚白堊世時沂沭斷裂發生強烈張裂活動，形成二塹夾一壘格局。在120Ma左右膠東地區發生了大規模金礦成礦作用，形成的金礦床具有區域集中、規模大、富集強度高和成礦期短的特點。
白堊紀形成具有與古太平洋板塊俯沖有關的弧後拉張性質活動大陸邊緣特點的火成岩組合，侵入岩同位素年齡介於139～96Ma和73.2～68Ma，早白堊世岩漿活動廣泛而強烈，是山東境內最為強烈的岩漿活動期，且魯西與魯東岩漿活動的特點有明顯差異，魯東侵入岩規模大、侵位深度深、鉀質含量高。晚白堊世岩漿活動迅速減弱，僅在膠萊盆地中出現少量來源於新生虧損岩石圈地幔的鹼性玄武岩。魯東早白堊世花崗岩類規模大，按照地球化學特點可分為兩類:具I型花崗岩特點的高Ba、Sr花崗岩類和具A型花崗岩特點的富鹼質花崗岩類，高Ba、Sr花崗岩類為殼幔混合源成因，岩石化學成分屬鉀玄岩系列，郭家嶺花崗岩具埃達克岩地球化學特點，但K2O含量明顯偏高，Al2O3和MgO偏低，偉德山花崗岩的δ18O值低於郭家嶺花崗岩，反映前者地幔組分高於後者;富鹼質花崗岩，具有貧鈣、富鹼、負銪異常顯著和Ba、Sr含量低的特點，早期為鋁質A2型，晚期為強鹼性的A1型花崗岩。山東早白堊世A型花崗岩規模大，出現強鹼性的A1型花崗岩，除發生廣泛的岩漿侵位外，還出現強烈的火山噴發，說明早白堊世岩石圈的拉張減薄達到峰期，同位素地球化學顯示當時的地幔為富集岩石圈地幔。魯西早白堊世侵入岩有:具I型花崗岩特點的高Mg閃長岩類、具S型花崗岩特點的高鉀鈣鹼性花崗岩類和幔源碳酸岩，高Mg閃長岩類具富鋁、鎂貧硅、鹼和高場強元素明顯虧損的地球化學特徵，原始岩漿來源於富集岩石圈地幔源區;高鉀鈣鹼性花崗岩類是殼源侵入岩類;幔源碳酸岩具有稀土總量極高和不相容元素強烈富集特徵，是富集岩石圈地幔極低程度部分熔融產物，顯示了EMⅡ型富集地幔特徵。早白堊世火山岩總體為高鉀鹼鈣性岩系—橄欖安粗岩系，化學成分表現出一定的區域性差異，自魯東區至魯西區，火山岩平均化學成分基性程度增加，K2O含量降低。晚白堊世玄武岩屬高鈦鹼性玄武岩系列，具大陸板內玄武岩特徵，岩漿來源於虧損的地幔源區。岩漿岩的元素－同位素綜合示蹤指示，由侏羅紀—白堊紀晚期地幔具有由EMⅠ型富集地幔向EMⅡ型富集地幔演變和由富集向虧損或由岩石圈向軟流圈演變的趨勢。中生代地幔的富集應與古太平洋板塊俯沖引起的岩石圈大規模拆沉有關，古老地殼物質被拆沉而重循環進入地幔，導致地幔成分發生改變形成富集地幔。
中生代盆地的展布方向與主要控盆斷裂方向一致，盆地中沉積了大量河湖相磨拉石建造和火山噴發－沉積建造，魯西地區盆內地層具有由北向南逐層上疊和北斷南超特點，魯東地區盆地與之相反。盆地可劃分為泛裂陷型、狹窄型裂陷、菱形裂陷三種類型，盆地演化經歷了三疊紀—早中侏羅世擠壓盆地、晚侏羅世—早白堊世斷陷盆地、早白堊世裂谷盆地和晚白堊世裂陷盆地等階段。
新生代構造格局具有明顯的繼承性和新生性雙重特點，構造特徵和動力學演化繼承中生代構造特點。主要的地質事件是受斷裂控制的新生代盆地和玄武岩噴發。
新生代盆地發展具有明顯的階段性，一般可分為古近紀、新近紀和第四紀三個演化階段。在強烈坳陷區、斜坡及山間盆地等不同構造位置中發育不同的沉積序列:坳陷盆地內以細碎屑為主，發育濟陽群;山間盆地中沉積含粗碎屑較多的堆積物，發育官莊群;而在斜坡地區則發育五圖群。受陸相沉積環境影響，盆地中地層相變非常大，自盆地外部往內部碎屑岩粒度逐漸變細。含膏鹽、岩鹽沉積是新生代盆地的共同特點，在裂谷坳陷中還發育豐富的油氣資源。新生代以來，太平洋板塊由早期的NW向轉為向西俯沖於歐亞板塊之下，所產生的弧後拉張效應使渤海灣地區產生巨大的拉張應力場，同時郯廬斷裂中段產生強烈拉張，這些共同的作用導致了渤海灣大型斷陷盆地的形成。濟陽坳陷新生代盆地繼承中生代斷陷盆地發育，古近紀，伸展斷陷作用形成半地塹盆地;新近紀，盆地以區域性坳陷沉積為主，原來的生長斷層不再活動;第四紀，山東整體處於截凸填坳的均一化過程，局部有緩慢的隆升，伴隨著泰山的隆起，濟陽坳陷和濟寧坳陷成為統一的第四紀坳陷盆地。
新生代玄武岩屬鈉質鹼性玄武岩類，岩漿來源於虧損的軟流圈地幔，並有部分岩石圈地幔的混染，形成於強烈的伸展拉張構造環境。
第四紀地殼以差異性升降運動為主，新構造運動塑造了山東省現代地形地貌和水系特徵。活斷層主要表現對早期構造繼承性改造，單條斷裂整體活動性差，活斷層主要集中分布在沂沭斷裂帶、蘭考－聊城斷裂帶、牟平－即墨斷裂帶附近。
『叄』 大地構造演化及其成礦作用
從區域地史演化來看，本區有3次強烈的構造變形變質作用、岩漿活動與成礦作用，形成區域主要構造形跡與成岩成礦格局。
一、太古宙—古元古代華北地台基底的形成階段
研究區南部的華北地台北緣克拉通基底是在新太古代原始陸核(集寧群、遷西群)的基礎上，於距今2500～3000Ma期間形成的以烏拉山群(建平群或鞍山群)為代表的火山－沉積建造。早期為沉積綠岩建造，晚期為陸源碎屑－鎂質碳酸鹽建造。該套地層的沉積在區域上西自阿拉善右旗，經狼山、烏拉山、大青山至赤峰，向東延伸到河北、遼寧等省、區，並由此形成了包括研究區在內的華北地台北緣重要的金、鐵礦源岩系。烏拉山運動(阜平運動)結束了太古宙的歷史，並使烏拉山群等地層發生以角閃岩相為主，局部達到麻粒岩相的變質作用和變形(以褶皺為主)，並伴隨有大量的以TTG岩石組合為主的花崗質岩漿活動。
古元古代早期，區域上在色爾騰山一帶發生裂陷，並有地幔物質上涌，沉積色爾騰山群，原岩為拉斑玄武岩、鈣鹼質中基性火山岩－硅鐵質岩及砂泥質－碳酸鹽建造，屬綠岩帶性質。該群中賦存有多層磁鐵礦，形成大中型礦床。
古元古代晚期，在西拉木倫河到狼山一帶，斷續分布著一套濱－淺海相以陸源碎屑及砂泥質為主並夾有中、基性火山岩及碳酸鹽建造的寶音圖群，它有別於綠岩建造的色爾騰山群，是稍晚時期的沉積物。與該套沉積建造相當的地層在大青山地區為二道凹群，並被長城系渣爾泰山群不整合覆蓋。
古元古代末期的色爾騰山運動(華北地區區域上為呂梁運動)，使上述各群發生褶皺成為陸地，並形成華北地台的基底。伴隨這一時期的構造運動，在色爾騰山的兩側發生斷裂，南側為臨河－集寧深斷裂(內蒙古地軸南緣斷裂)，北側為高家窯－烏拉特後旗－化德－赤峰深斷裂。沿著這兩條斷裂有1900Ma左右的基性—酸性岩漿侵入，同時在地台腹地出現1800～1900Ma的大量偉晶岩脈，這些偉晶岩脈多為北東向及北西向呈「X」形展布，說明古元古代形成的地台基底已經具有剛性，並具有克拉通化。同時反映了原始東西向構造帶主要是受南北向擠壓作用的產物。至此，華北地台基底基本形成，區域性的中、高級區域變質作用終止。
二、中新元古代－古生代階段
中新元古代，沿著華北地台北緣及南緣，發生了巨大的線狀坳陷，沉積了巨厚的中新元古界沉積建造，如北緣的陰山坳拉槽和南緣的燕山坳拉槽。但內蒙古隆起本身則處於抬升剝蝕狀態。
中新元古代－古生代，以華北地塊北緣岩石圈斷裂帶為界，即以多倫－赤峰－開原斷裂為界，華北地台北緣分為兩個不同的一級構造單元:南部為華北陸塊;北部為興蒙－吉黑褶皺系。
華北陸塊北部以內蒙古隆起帶南緣斷裂帶為界，南部為陸內穩定坳陷沉積區，沉積了新元古界及寒武系－奧陶系、中石炭統－二疊系以濱淺海相、海陸交互相及陸相為主的碎屑岩－碳酸鹽岩－泥質岩系。古生代構造變形與岩漿活動微弱。而北部為內蒙古隆起帶，缺失古生代沉積蓋層，是一個長期隆起剝蝕帶，以基底岩系廣泛出露為特徵。
與內蒙古隆起帶及其南部沉積環境不同，研究區北部地區(赤峰－開原斷裂以北)在早古生代時期處於陸緣活動帶，奧陶－志留紀連續沉積了近5000m厚的陸源型碳酸鹽建造，類復理石建造、綠岩建造和斑岩建造，伴隨著強烈的海底火山噴發。在赤峰西南部的錦山一帶發育了少量寒武系沉積，其沉積建造以碳酸鹽岩為主。志留紀末期，加里東運動使地槽發生強烈的波狀運動，形成一系列北東東向的線狀緊閉褶皺和伴隨褶皺的斷裂和強烈的區域變質。形成溫都爾廟－翁牛特旗加里東褶皺帶。伴隨構造運動，還有岩漿活動。區域上，沿著華北地台北緣斷裂帶有加里東晚期岩漿岩分布。晚志留世的沉積為陸源碎屑岩建造，明顯不整合於奧陶系、中志留統及岩體之上，屬於溫都爾廟－翁牛特旗加里東褶皺帶上的蓋層沉積。這標志著加里東期洋殼消亡和俯沖作用的結束。
早泥盆世，該地槽承襲了志留紀海域連續沉積了濱海、淺海相陸源碎屑岩建造，早泥盆世末期發生早華力西期運動第I幕，使地槽褶皺隆起，從而缺失中泥盆世的沉積。
赤峰以東地區，石炭紀為海陸交互相槽台過渡類型的沉積，形成一套復理石建造或類復理石建造。早二疊世早期為陸源碎屑－碳酸鹽建造即火山－復理石建造，晚期為陸源碎屑建造，形成一個完整的海進到海退的沉積旋迴，伴隨強烈的海底火山活動。早二疊世末期，發生晚華力西運動，形成晚華力西褶皺帶，並伴隨有大規模的岩漿活動，形成多條華力西晚期岩漿岩帶。同時，該時期的構造岩漿活動強烈地影響了南部的內蒙古地軸隆起帶，沿華北地台北緣形成了東西向展布的華力西晚期構造岩漿岩帶。
三、中、新生代階段
從中生代初期－新生代，華北地台北部與其北側的古生代褶皺帶，共同由東西向構造轉受濱太平洋的構造體制的制約，形成以陸內造山作用為主的構造環境。對研究區有重要影響的運動為印支運動和燕山運動。
關於印支運動的表現，主要是根據近年來通過岩體的同位素年齡確定的。如原1∶20萬區域地質調查報告(喀喇沁旗幅)劃定的喀喇沁岩體已解體出大量的印支期花崗岩，這些花崗岩與燕山早期花崗岩一起，沿著北東向構造帶展布，形成了典型的構造岩漿岩帶。另外，在研究區東部努魯兒虎山隆起帶中央部位的西檯子岩體，也有資料認為屬印支期花崗岩。
根據上述資料推定研究區內呈北東向展布的隆起帶和坳陷帶相間分布的構造格局主要是在華力西晚期－印支期形成的。
燕山運動是整個中國東部最為重要的構造運動，在區內的表現形式主要是以一系列北北東向的斷裂為主，並伴隨強烈的岩漿活動(侵入和噴發)。
總體上看，區內燕山期構造變形大體可以劃分為早、晚兩期。早期以北30°～40°東擠(扭)壓沖斷帶為主，伴有一些寬緩的短軸背向斜構造為特點，破壞侏羅系盆地，並有大規模的中酸性－酸性岩漿侵入，沿著早期北東向構造帶，形成構造岩漿岩帶，這是區內主要控礦構造帶之一;燕山晚期以北北東向斷裂帶為主，部分沿早期斷陷邊緣遷就和歸並先期構造形跡，形成略顯波狀的北北東向壓扭性斷裂帶，方向較為穩定、規模較大，伴生及派生構造發育，岩漿活動較為強烈，伴有下白堊統火山－沉積岩系，也是區內控礦構造之一。
喜馬拉雅運動，區內以隆升為主，新第三紀(新近紀)有大量玄武岩，第四紀僅沿溝谷、河流有少量沉積。
四、區域構造發展史與金屬礦床的形成
如上所述，研究區的地質構造發展歷史從本質上可以劃分為3個不同的演化階段:太古宙克拉通基底形成階段、古生代沉積蓋層發育階段(加里東期和華力西期)和燕山期構造岩漿活動階段。與之相對應，基本成礦時期也可以劃分為對應的3個階段:太古宙變質岩原始礦源岩的形成及韌性剪切帶的發生，促使Au等成礦元素發生活化轉移，部分元素富集形成礦床，如鐵礦床;古生代沉積形成了一套海相碳酸鹽相夾碎屑岩相沉積建造，伴隨著火山噴發及成礦物質的形成;華力西期構造岩漿活動在岩漿岩與地層接觸帶形成矽卡岩型礦產，並沿著深大斷裂形成基性－超基性岩石及相關的礦產;印支－燕山期以強烈的構造岩漿活動為主，使得基底韌性剪切帶或者早期構造帶發生重新活動，與岩漿活動一起形成岩漿熱液型金屬礦產，沿早期地層接觸帶形成矽卡岩型礦化。同時，在有利的地層、沉積建造及構造部位形成不同規模和類型的金礦、鉛鋅、銅鉬礦等礦化。
『肆』 大地構造演化各階段
2.4.3.1 在華南地區普遍存在太古宙—古元古代的結晶基底
在江南—雪峰隆起帶的中段益陽所出露的古、中元古代玄武質科馬提岩代表了古大洋高原有一系列古火山。這些火山熱點是通過一個上升的深地幔柱部分熔融方式直接從深地幔中析出物質，組成了古揚子陸塊古、中元古代具原始地幔性質的生長層。
地球物理探測表明：沿雪峰隆起東、西兩側大斷裂帶，分布著數個強重力異常低值，如通道南山頂為-115×10-5m/s2，黔陽白馬山異常低值為-110×10-5m/s2（蔣洪堪等，1992；金昕等，1997）。結合電阻率異常，西側武陵—鳳凰一帶上地幔存在高電阻體，可達1000Ω·m以上，塊體延伸約140km；東側黔陽一帶也有地幔高電阻體，電阻率達1000Ω·m，塊體延伸可達170km，組成一形似碟狀的高阻塊體。地殼電阻率大於5000Ω·m，表明存在古、中元古代低溫、高阻岩石，屬於低熱流冷塊。如在婁底 漣源邵陽一帶地表熱流密度值平均為26.24mW/m2，深部熱流值平均為9.65mW/m2（張術根等，1996）。莫霍面溫度為258～295℃（袁學誠等，1989）。在雪峰兩側各有一平行的低阻帶（約50Ω·m），它們是超基性岩噴溢和侵位的通道裂解帶（陳心才，1996；方劍，1999）。
2.4.3.2 晉寧旋迴是地殼的又一次開合運動
晉寧運動使整個江南塊體與揚子塊體拼貼、裂谷封閉、塊體從而趨向穩定，轉入准地台式沉積（郭令智等，1980 ，1984）。在湘桂海盆，該旋迴早期的裂陷作用形成了廣西的丹州群、湖南的馬底驛組和高澗群，並使湘桂海盆轉化為穩定的大陸邊緣沉積。江南塊體和揚子塊體拼貼，使江南古陸逐步趨向穩定，而湘桂海盆及閩浙贛粵海盆的特徵分化更加明顯，大概以茶陵—郴州、四會—吳川斷裂為界。界線以東為閩浙贛粵海盆，基底為華夏塊體；以西為湘桂海盆，基底為揚子塊體。江南塊體和揚子塊體於晉寧期拼貼後，閩浙贛粵海盆的構造系統由原來的北東向轉為北東東—東西向，海盆進入了雙大陸邊緣裂陷槽活動階段（北部邊緣—位於江南古陸隆起帶西南側，受控於鉛山—弋陽—宜春斷裂系；南部邊緣位於華夏塊體的西北邊緣，受控於南平—寧化，南康—瑞金，信豐—南雄，河源—廣州斷裂系）（李繼亮，1993）。中、新元古代出現的第一次海洋封閉沉積序列，是武陵運動的直接結果，其變形特徵與全球一致的陸—陸碰撞後的格局不同，碰撞後的古地理格局仍然是北陸南海，這是側相拼貼增生的結果（殷鴻福，1999）。與此相對應，冷家溪群與上覆地層之間的接觸關系，在湘北、湘西為高角度不整合、角度不整合；而在湘中則變為整合接觸、連續沉積或濁流海底削蝕不整合。由武陵運動造就的北陸南海、北高南低的古地理及同沉積斷裂控制了新元古代—早古生代的沉積特徵。綜上所述，晚元古代時期，湖南的大地構造環境應是陸內裂谷海盆，板溪群是此裂陷海盆內，不同構造相位的正常陸源—火山碎屑岩沉積，不是構造混雜岩，也不是構造嵌入的殘留洋片。
2.4.3.3 加里東運動對華南大地構造格局的形成起到了重要的作用
加里東運動導致了揚子陸塊和華夏板塊的最終拼合，形成華南統一的大陸板塊。湖南泥盆紀盆地是加里東旋迴的第一個沉積盆地的一部分，關於其大地構造背景主要有這么兩種認識：①湖南泥盆紀盆地是處於被動大陸邊緣環境（舒良樹等，1995）；②加里東運動導致揚子陸塊和華南褶皺帶對接碰撞，並發生前陸撓曲作用，湖南泥盆紀盆地為前陸盆地（袁學誠，1989）。本文認同前陸盆地之說，並在此基礎上探討其演化過程特點。
加里東運動使兩個沉積類型截然不同的陸塊拼合，導致了古生代中期的海洋封閉沉積序列的第二次形成；並以高成熟度、少山間盆地相的磨拉石為標志。但加里東運動，並未形成造山鏈，而是形成了一個由江南隆起與武夷—雲開隆起所夾持的中心式盆地。湖南泥盆紀盆地，其基底是由揚子陸塊東南大陸邊緣的前陸撓曲部分組成（包括前陸盆地的構造沉降和負荷沉降部分），盆地西部和北部邊界是揚子陸塊東南大陸邊緣前陸隆起所形成的雪峰古陸、江南古陸、幕阜山古陸；盆地的東部邊界為華夏板塊西緣仰沖所形成的武夷山古陸。由於造山過程的斜向碰撞及北東向基底斷裂的左行拉張走滑，盆地堆積空間成為一北東向的長條狀。由東向西遷移時，內部的構造分異受前陸盆地，逆沖推覆構造線的影響，而呈南北向展布，並控制了古地理格局，盆內的古地貌為北高南低，東高西低，且在南部欽州、防城一線，可能與古大洋相通。
湖南泥盆紀盆地經歷了加里東和海西兩個大的演化旋迴，它的演化可以追溯到志留紀，這從區域上志留系與奧陶系之間的接觸關系可以得到證實：在湘西北地區，志留系與奧陶系之間為平行不整合；而在湘中、湘南一帶，兩者則為連續沉積接觸。志留系為一套深水濁流相沉積，顯示了兩板塊開始碰撞，發生前陸撓曲、邊緣抬升，導致區域內志留系與奧陶系之間接觸關系格局的形成。湖南泥盆系與下伏老地層之間的角度不整合關系，表明加里東造山運動的主幕發生於此時。如江永下泥盆統源口組同寒武系呈高角度不整合；常寧、江華等地亦是如此；而中泥盆統跳馬澗組的下伏最老地層位下志留統。這樣，早晚古生代地層之間的不整合時代應屬於加里東運動（湖南省地質礦產局，1989）。所以說加里東運動對泥盆紀盆地的形成和演化起了決定性的作用。
在早泥盆世，揚子陸塊與華夏板塊沿紹興—江山—郴州—南寧一線，拼合形成了中國南方早古生代的前陸盆地，並進入前陸盆地的充填、剝蝕和削平階段；隨著海平面的下降，在前泥盆系基底上沉積了源口組和半山組的陸相磨拉石沉積組合；盆地通過充填和進一步的剝蝕削平，到中泥盆世跳馬澗期沉積時，已成為一緩坡的地形，構造相對穩定，控制盆地的有效容納空間為海平面上升，由此形成了湖南泥盆系的海相沉積盆地的第一個海侵面（謝竇克等，1997）。在湘中和湘南一帶，起初為陸源碎屑沉積海盆，屬濱淺海環境，以波浪作用為主。岩石為灰白色的石英砂岩、粉砂質泥岩、泥質粉砂岩；在新邵白雲鋪、巨口鋪、城步，隆回關峽等地，主要以潮汐作用為主，該期地層由紫紅色的石英粉砂岩和泥岩、粉砂質泥岩組成宏觀的砂泥質韻律互層。而靠北邊和西邊的漣源雷鳴橋、婁底及張家界一帶仍然以河流沉積為主，岩石為紫紅色的含礫砂岩、石英粉砂岩和泥岩組成韻律。盆地演化至棋梓橋期，由於海平面不斷上升，海侵不斷由東南向西北和東北方向侵進，使得盆地成為統一的淺海盆地環境。在靠近古陸的張家界一帶，為陸源碎屑的濱淺海環境，形成巨厚的石英砂岩夾薄層的泥岩，沉積構造豐富；在其南部海域，早期為黃色、灰色的中厚層狀泥岩、頁岩、鈣質粉砂岩夾泥質粉砂岩，為陸源碎屑沉積的淺海陸架環境，向上逐漸發展成為以泥灰岩、灰泥岩沉積為主，由黑色薄—中層狀鈣質泥岩、含生物屑粉沙質泥灰岩、生物灰岩、泥晶灰岩所組成，它們成互層產出，頂部泥灰岩中，具有明顯的水平層理。至此除北邊以及西北部靠近古陸區仍為陸源碎屑濱岸沉積環境之外，全省境內形成了統一的碳酸鹽淺海環境（殷鴻福，1999）。
進入佘田橋期後，由於特提斯構造域的拉張效應，使得北東向的基底同生斷裂活動，並產生強烈的拉張兼左滑作用，形成一些北東向的相對抬升隆起區和沉降區（趙崇賀等，1996）。這些斷裂在湖南境內主要有冷水江—龍勝斷裂帶、欽州—靈山斷裂帶等。沿這些斷裂帶相應地在碳酸鹽陸棚上形成了北東向的新化—城步台間盆地和靈山—衡陽台間盆地，使得湖南泥盆紀盆地進入了台盆分裂階段，在空間上形成了台、盆交叉，台中有盆、盆中有台的復雜古地理景觀。
到晚泥盆世錫礦山期，由於構造活動變弱，海平面下降，造成了本區廣泛的海退，從而形成廣泛的向上變淺序列，使得湖南全境成為統一的穩定陸架，陸屑摻和作用表現強烈，原有的台盆相已變為開闊的碳酸鹽陸架相，再進一步被潮坪相、三角洲相所取代；到錫礦山晚期碳酸鹽淺海大幅度向南收縮，其餘均被陸源碎屑淺海和濱岸，陸棚環境代替，而完成了泥盆紀沉積盆地的沉積演化史，奠定了石炭紀的沉積基底（楊明桂，1995）。
盡管早古生代末期，揚子塊體與華南加里東褶皺帶拼接在一起，形成了穩定的陸殼，但在晚古生代，尤其是在東吳運動時期，這一穩定陸殼在湖南區內具有強烈的活動，是一個較為活動的被動大陸邊緣，在早二疊世末—晚二疊世初，江南隆起上升成為古陸，新化株洲斷裂以南和雙牌—長壽斷裂的活動，以及桑植五里溪、衡山濱家坪等地的火山活動，均表明早古生代末期形成的被動大陸邊緣在該時期具有較為活動的特點。在新化—株洲斷裂以南，龍潭煤系分布的主要地區，沉積相分布具有明顯的對稱性：以雙牌—株洲斷裂一線為中心，向東、向西均具有由濱淺海—三角洲過渡相—陸相—剝蝕區的特徵。當時的濱淺海沉積位於東安—衡陽—雙牌一線西南，呈一向廣西全州開口的喇叭狀，這種沉積環境和相類分布，也表明該區大部分處於被動大陸邊緣，並非穩定大陸邊緣沉積。葉紅青（1987）利用砂岩的礦物成分和化學成分判別其形成的大地構造環境時，亦指出了湖南區內二疊紀大部分砂岩形成於被動大陸邊緣，只有少數砂岩的形成與火山活動有關。
由此可見，華南褶皺帶是古揚子陸塊與華夏陸塊於晉寧運動和加里東運動中拼合而成的，拼合界線在紹興—江山—萍鄉—梧州一線，在加里東運動後進入板內發展階段；由於加里東期的拼合，並未使華南褶皺帶克拉通化，因此整個海西—印支期華南褶皺帶活動顯示了明顯的伸展特點（楊明桂，1994）。表現為地層的岩相厚度變化大，出現較多的深水沉積、復雜的古地理面貌、火山活動較頻繁，這些特點充分反映在海西—印支期的華南一些盆地的性質、特點及其演化上，而二疊紀沉積盆地則是其中最具特色的演化階段。
在古生代中期，揚子與華夏兩古陸碰撞，只演化到早期階段就停止了會聚，因此在碰撞帶並未形成推覆堆疊的逆沖山鏈，而是形成兩個邊緣隆起所夾持的中心式盆地。兩個邊緣隆起，一是西北部的江南隆起帶（在省內稱雪峰隆起），另一是東南部的華夏古陸（也稱武夷—雲開隆起），中心式盆地則是指湘贛桂粵上疊盆地，其西南端尚存在有未封閉的殘留海。晚古生代海水再度侵入，受這種古構造古地理格局的控制，晚古生代沉積序列總體規律是從南西向北東，逐層超覆。早泥盆世的沉積只限於廣西至湖南的南部；中泥盆世的沉積可抵達湘贛邊界；晚泥盆世的沉積可至浙贛邊界；再往北則為石炭紀的沉積（劉五一，1991）。這是由於海水從西南端殘留海不斷向東北推進的結果，從而構成了「兩種基底，同一蓋層」的地殼結構。
在整個晚古生代的沉積序列中，以含珊瑚、腕足類等生物的灰岩為主，屬於碳酸鹽台地上的淺水型沉積。由於受微型陸塊擴張的影響，自中泥盆世開始出現了一系列北東及北西向的小型斷陷盆地，盆地內以黑色泥灰質及硅泥質沉積為主。生物主要為浮游型，屬於深水滯流環境沉積，從而構成台盆相間的現象；二疊紀，在微型陸塊擴張的基礎上，盆地中心的東南側出現了較大的深水相沉積區（下二疊統當沖組與上二疊統大隆組硅質岩分布區），這是陸源物質供應匱乏的區域。三疊世早期，湘中的西部及其西北廣大地區為含底棲生物的泥灰岩沉積及咸化淺海沉積，原陸源物質匱乏的硅質岩沉積區卻沉積了陸源碎屑濁積礫岩（唐曉珊等，1994），這個帶的出現，與晚三疊世的陸相磨拉石堆積結合，說明了海水已經從省境內全面撤出，全省范圍全面上升成陸，從此進入中—新生代構造演化階段。
『伍』 大地構造演化模式
綜合上述分析，可建立湖南地區的大地構造演化模式如下：
包括湖南在內的華南地區，在中元古代以前是一個統一的揚子華夏古陸（圖2-14A）。
到中元古代，古陸裂解，形成裂陷槽或稱華夏揚子兩古陸塊之間的小洋盆，接受沉積。其底部和下部有海底噴發形成的科馬提岩系和拉斑玄武岩，有些地方與深水硅質玄武岩構成蛇綠岩套。這一時期總的是復理石碎屑沉積夾火山沉積，厚度巨大，在湖南稱冷家溪群（圖2-14B）。
中元古代末和新元古代早期，華夏陸塊向揚子克拉通碰撞拼貼，這一運動被稱之為武陵運動（圖2-14C）。
碰撞拼貼形成大規模逆沖推覆，使地殼張裂，縮短而造山，造山使深層擠壓升溫，地殼部分熔融，形成改造型花崗岩；同時玄武質岩漿沿深大斷裂上升，形成火山噴發玄武岩和基性—超基性侵入岩，當擠壓停頓時，就發生抬升夷平，形成陸坡接受沉積（板溪群）。板溪期（新元古代晚期）有一次張裂的斷塊運動，使之抬升而遭受剝蝕，從而使震旦系成為不整合超覆沉積，這就是雪峰運動。
雪峰運動並未改變沉積環境的性質，所以揚子構造域在震旦紀繼續為陸坡沉積環境，以碳酸鹽岩為主，並有鐵礦（江口式），錳礦（湘錳式），磷礦（陡山沱）等沉積礦產形成，局部有火山活動；華夏構造域以復理石碎屑沉積為主，且火山活動相當強烈。揚子構造域以陸坡碳酸鹽為主的沉積和華夏構造域的復理石碎屑沉積一直繼續至中奧陶世（圖2-14D）。
晚奧陶世，在揚子陸坡環境中，由以前的碳酸鹽硅質沉積為主變為碎屑復理石沉積，沉積物的改變，表明揚子、華夏兩個板塊在湖南境內沿茶陵—郴州一帶又重新開始接觸，進入兩個板塊碰撞匯聚的初始階段，即加里東運動開始（圖2-14E）。
兩個板塊碰撞匯聚在各階段的發展是不平衡的，東段（江西境內）匯聚後繼續活動，完成造山階段而形成懷玉—九峰隆起造山帶；中段（湘中一帶）匯聚後停頓，形成夾持於雪峰—幕阜與羅霄—武夷兩隆起之間的上疊盆地（圖2-14F）；西南段（廣西境內）散開而未形成海洋封閉。這一時期的岩漿活動，有早期海洋（華夏一側）向大陸（揚子一側）俯沖的同熔型花崗岩（諸廣山岩體）。
從新元古代開始，在加里東運動褶皺基底上的上疊盆地，接受了從泥盆紀至早三疊世以碳酸鹽為主的沉積，從而形成了碰撞匯聚帶中段的「兩個基底，一個蓋層」的殼層結構（圖2-14G）。
圖2-14 湖南地區構造演化示意圖
（據湖南省地質學會等，1996，改編）
在早三疊世已經聯為一體的華南陸塊，受其周圍板塊（太平洋板塊、印度板塊等）的俯沖匯聚影響而發生陸內造山運動，即印支運動。它主要表現為基底滑移和分段推掩，以形成改造型花崗岩為主，並多沿斷裂帶分布。到侏羅紀和白堊紀，華南陸塊周圍的板塊繼續活動，基底滑移和分段推掩進一步加強，而表現為燕山運動（圖2-14H）。
燕山運動在羅霄—武夷隆起帶最為強烈，使之成為南嶺地區最重要的構造熱帶，成為改造型岩漿岩形成的源地；並且由東向西，岩漿活動有減弱至逐步消失的趨勢。從武夷羅霄隆起帶向西，岩漿岩由面型分布到單個分布，直至不再出現。與此同時，在兩個板塊匯聚帶，由於其構造薄弱帶是地殼中的「傷痕」，幔源物質易於滲入和殼層物質混熔生成殼幔岩漿，通過上侵形成中酸性和酸性花崗岩，伴生或共生在一個低序次的構造單元中，從而使兩板塊匯聚帶成為一個重要的構造岩漿活動帶。
上述各期構造運動的發生，以及後期構造運動對前期構造運動形跡的疊加、改造，為湖南地區成礦作用提供了有利的成礦構造條件，不僅為成礦作用的發生提供了豐富的熱液、水源，還為成礦物質的運移提供了通道、為成礦物質的沉澱提供了有利的空間。就成礦而言，大地構造是成礦的基礎，是岩漿和成礦物質產生運移的依賴，與構造相匹配，就派生出與之相適應的三種成礦作用：即垂直增生擴張而面狀成礦、水平推覆擠壓帶狀成礦、構造交會聚合狀成礦。因此，湖南地區，由於其處於特殊的大地構造位置而成為重要的金屬礦產成礦區。
『陸』 構造地質學（大地構造學）的基本內涵概念及其演變是怎樣是
構造地質學（Structural Geology）是研究岩石圈內地質體的形成、形態和形變作用的成因機制及其相互間的影響、時空分布和演化規律的科學，廣義的構造地質學包括大地構造學。
大地構造學（Geotectonic）是研究地球岩石圈構造的發生、發展、演化及其運動的科學；是地質學中理論性、綜合性很強的分支學科。
關於大地構造學的定義，不同的學者在不同的時期有不同的概念，一般認為是研究地殼的大型的、乃至全球構造的發生、發展、區域構造組合及其它們的幾何學、運動學和動力學特徵的學科。我國著名大地構造學家、地質力學派創建人李四光院士在1956年曾把構造的研究概括為兩個方面：建造和改造。建造代表形成，是地殼運動的物質基礎，也是地殼發展演化的物質反映；改造代表形變，是地殼運動的結果或具體表現。大地構造學屬於廣義構造地質學，也是傳統的構造地質學組成部分，兩者有著發展史上的源淵關系，在研究對象上，同樣研究岩石圈地質體的形成和形變之構造作用，形成機制及其相互的影響、時空分布和演化規律；其所不同的是大地構造學是研究大型、乃至全球構造的發生、發展，區域構造組合、形變構造、歷史演化、地殼運動及其力源等，可以說，它與構造地質學相輔相承。從大地構造運動來說，可分為三種類型：震盪的、波動的、褶皺的，因而說：大地構造學還著重於褶皺、斷裂、構造形態形變、特徵等的研究，結合岩石組合特徵來研究構造演化歷史以及動力機制和成因模式。
總的來說，大地構造學是一門具有時空尺度大、多層次、多種類、多類型特點的學科，是地質科學中綜合性和理論性很強又具探索性的學科，最早多以學說、假說出現，並醞育有豐富的哲學內涵，被一些地質學家稱之為地球科學中的哲學。由於基礎學科成就的滲透，它是一門更為廣闊、研究地球深部和內生過程的科學，是技術方法與地質、地球物理學和地球化學融為一體的科學，歷史上被命名為「地球學」（Geonomy）。
從近期大陸地質研究中，構造地質學家、大地構造學家進一步認識到：
（1）大陸地表沒有一個共同的成因方式，它是一個非均一成分的，結構上不對稱的，由具有復雜的構造和熱化過程的不同塊體拼合而成；（2）在超板塊的構造認識中，其流變作用和造山作用突出；（3）結合當代地震構造研究，其成果將對大地構造學的發展，具有重要影響。
『柒』 成礦大地構造演化階段
對於海南島大地構造及分區問題，中國地質科學院(1962)運用槽台學說將海南島劃為「南華准地台華夏褶皺帶」、「島南和島北分屬二級構造單元海南隆起和雷瓊新凹陷」。1977年陳國達等出版的《中國大地構造概要》及《中國大地構造圖》中將其劃為「海南地穹列」，屬於東南地窪區的「瓊雷地窪系」，認為早古生代為加里東期地槽褶皺帶、晚古生代為地台區、三疊紀末以來為地窪區(國家地震局廣州地質大隊，1977)。袁奎榮等(1977)評述了島西存在海西地槽的依據;陳炳蔚等(1978)、夏邦棟(1979)也先後論述了海南島海西地槽的基本特徵，及空間分布不限於島西，其時間分布不限於泥盆紀—早石炭世，擴及延續發展到二疊紀末、甚至中生代初。陳國達(1977)依據鐵礦會戰過程所獲新資料(特別是地層方面的)和對石碌群第七層及其上下地層的沉積特徵、地質時代的認識，根據中國南部地槽回返的地質時代有自NW向SE逐漸推遲的規律性，論述了海南島存在海西地槽的可能性問題，指出該島自三疊紀末始進入地殼發展的第三階段———地窪發展階段;地槽階段為元古宙—早古生代，或延至晚古生代初;地台階段為晚古生代初期或中期到中生代初。之後，彭格林(1990)主要依據沉積建造特徵及其演化、空間分布和大地構造屬性，以及岩漿活動等重要標志，並結合袁兆億(1987)、鄒和平和黃玉昆(1987)以及劉以宣(1984)等人的研究成果，認為海南島經歷了地槽、地台、地窪三個大地構造發展階段，以九所-陵水深斷裂為界，島中島北現階段屬東南地窪區，前寒武紀—早古生代為地槽區、晚古生代為地台區;深斷裂以南為南海地窪區，前寒武紀時為地槽區、古生代演化為地台區，全島早三疊世末同時進人地窪發展階段。
侯威等(1992、1996)進一步根據海南島沉積建造、岩漿建造、變質作用和構造型相等分析，並結合年代地層學研究進展，提出海南島大地構造演化可能經歷了前地槽(X)、地槽(Ⅰ)、地台(Ⅱ)和地窪(Ⅲ)4個發展階段(圖2-4):
太古宙(?)—古元古代為前地槽發展階段。這一時期形成一套受過深變質和花崗岩化、混合岩化的花崗岩-綠岩建造。長城系抱板群構成了前地槽構造層的主體，構造相為NE向的緊閉褶皺，並以長軸穹窿體組成了本區的結晶基底。它是我國華南華夏古陸的組成部分，控制前地槽發展階段的構造是古北東向構造體系。
中元古代進入地槽發展階段，此時，島北區處於淺海環境，在抱板群上堆積了石碌群，後者由一套厚達數千米的海相—淺海相砂頁岩、濁積岩和具多期次的基性、中基性火山噴發岩組成，形成具有復理石建造、砂頁岩-火山岩建造、細碧角斑岩建造、含鐵碳酸鹽岩建造和火山碎屑岩建造等的火山沉積岩系。晉寧運動後，九所-陵水斷裂帶以南的島南區經褶皺回返並進入地台發展階段，島北則繼續大幅度下沉，地槽繼續發展，直至海西運動後，島北才普遍發生近EW向褶皺和區域變質，並伴有海西-印支早期花崗閃長岩的侵入。隨後，於早三疊世島北轉入地台發展階段，而島南則於志留紀未整體上升隆起後，至早三疊世一直處在地台夷平剝蝕階段。由此可見，島北地台發展階段時間很短，僅僅在早三疊世時期，且缺少地台型沉積層。島北區為後海西夷平式古地台區，島北區地槽發展過程中產生了近EW向的半緊閉型褶皺，並伴隨有EW向斷裂帶出現。控制地槽發展是由南北向擠壓而產生的東西向構造系。
中三疊世(約241Ma)整個海南島進入地窪發展階段，這一時期無論是在構造型相、沉積建造、岩漿活動和變質作用，還是成礦作用等方面都顯現出新型活動區所具有的特徵。地窪發展的初動期(T2—J)，NE向的長垣形隆起、褶皺和斷裂構造開始活躍，構造反差增強，出現地窪盆地，其中堆積有分選性差、穩定性小、厚度變化又相當大的陸相礫岩、砂頁岩建造。同時，還有大面積的重熔、交代型花崗岩形成，反映地殼重新強烈活動起來。白堊紀(K)為地窪激烈期，此時地貌反差更大，在地窪盆地中堆積了復礦砂礫岩建造、類磨拉石建造，這些建造更是以分選不良、變化很大為特色，表明它們是構造運動強烈、地貌反差顯著的大地構造環境產物。激烈期中的岩漿活動也十分強烈，以同熔型花崗岩侵入為主，並有酸性、中酸性、中基性火山岩噴發形成岩被。該時期褶皺及剪切活動強烈，多形成緊閉倒轉褶皺和環形構造，以及脆性剪切斷裂。
古近紀初(E1)進入余動期，此期主要形成含煤、油頁岩碎屑岩建造和粘土砂岩建造。余動期構造演化受EW向及SN向構造系的控制，形成許多斷裂控制的拉張盆地;岩漿活動以大量玄武岩噴發為主。至今海南島仍在繼續上升，表現以垂向作用為主。
石碌地區地處東南地窪區瓊雷地窪系瓊中地穹列的西側(見圖2-2)。地槽發展階段該區處於南華海西地槽的弧形轉折端，該弧形地槽是東與東南沿海、西與廣西欽州地槽帶相連的環大陸邊緣的地槽褶皺帶。地槽褶皺回返階段的近SN向構造應力，使石碌地區形成近EW向的半緊閉褶皺及斷裂。地台發展階段該區雖然相對穩定，但也受到了較大幅度的升降運動的影響。在地槽構造層基底上接受了近千米的地台沉積層(包括目前劃分的震旦系石灰頂組和石炭系一部分)，從而導致了石碌地區地槽構造層的深埋。至地窪發展階段，該區構造活動異常激烈。初動期的NE向橫跨褶皺明顯疊加在近東西向構造上;地窪激烈期的隨之NE向構造作用不斷加強，便與持續作用的EW向構造產生了聯合，此時的石碌地區正處在海南島環狀構造的強烈作用地段;地窪余動期的EW向構造，又使石碌地區受到了進一步強烈的SN向擠壓作用，產生了近SN向的斷裂。
總的來看，石碌地區經歷了長期的、復雜的構造作用，從而為該區提供了多階段成礦演化的有利構造因素。陳國達等(1977)曾認為石碌礦區的所知鐵礦床均屬於多因復成礦床，但其基礎礦床先後成於兩個不同的大地構造發展階段，分屬兩種不同大地構造類型:一為地槽型沉積變質礦床，一為地台型沉積礦床;前者的含礦地層為石碌群第一至第六層(即QbS1－6)，後者的含礦地層為石灰頂組(即本書重新劃分的石碌群第七層QbS7);同時他們還認為，地槽型沉積變質鐵礦進一步經歷了地窪成礦作用的改造疊加和富化，暗示了石碌鐵礦具有「地槽礦床+地窪礦床改造富化」的成礦大地構造條件。
『捌』 大地構造位置及其地質演化
在大地構造位置上，試驗區位於准噶爾板塊東南緣活動帶康古爾塔格泥盆紀—石炭紀島弧帶的南部和塔里木板塊東北部活動帶覺羅塔格石炭紀島弧帶的北部對接部位，區內深大斷裂康古爾塔格-黃山斷裂帶為准噶爾板塊與塔里木板塊之間的縫合線，成近東西向穿越試驗區中部（圖4-1-1）（周濟元等，1996；姬金生等，1994；秦克章，2000）。
『玖』 大地構造性質
區域地質和古地磁資料研究表明，中國東部大陸是由若干塊體先後拼合而成的，其拼合過程從晚古生代後期開始，到中生代結束。中生代是中國東部最重要的構造變革時期，這一時期古生代的構造格局被打破，濱太平洋域開始發展。不同時期形成的構造互相疊加，形成了十分復雜的構造圖案。但是，由於不同地區基底性質不同，發展的不平衡，其在中、新生代時期的相互作用和演化歷史亦不同，現分述如下。
（一）東北地區
該地區中、新生代岩漿活動的地質背景，由3個基本構造單元所組成，即由西伯利亞南緣增生帶、華北陸塊北緣增生帶和完達山板片所組成，基本上以西伯利亞南緣增生帶為主體，其內部次一級構造單元組成較為復雜。
1.西伯利亞板塊南緣增生帶
自西而東包括：額爾古納-興安北段加里東-中華力西褶皺帶、內蒙古-興安南段晚華力西褶皺帶、錫林浩特中間微陸塊、嫩松微陸塊、伊春-延壽加里東褶皺帶和佳木斯陸塊。①額爾古納-興安北段褶皺帶的西帶，基底為元古宇變質岩系，上覆早古生代地層，在額爾古納為寒武系—奧陶系的碎屑岩，夾酸性火山岩；在喜桂圖-興隆地區為奧陶系、志留系的碳酸鹽岩和火山岩，中下泥盆統為碳酸鹽岩和碎屑岩，含放射蟲硅質岩，上泥盆統出現雙峰式火山岩組合，下石炭統為復理石建造、火山岩和放射蟲硅質岩；發育華力西期的花崗岩；在伊列克得-呼瑪地區出現蛇綠岩。該褶皺帶的東帶在內蒙古北部-興安嶺北段，下寒武統為碳酸鹽岩；奧陶系在多寶山地區為島弧火山岩；上泥盆統為陸相碎屑岩；下石炭統為玄武質到流紋質火山岩，中石炭統為海陸交替相碎屑岩和火山岩，上石炭統為陸相安山質熔岩和碎屑岩；華力西中、晚期有輝長岩、閃長岩、花崗閃長岩、二長花崗岩和花崗岩，晚期伴有正長岩和鹼性花崗岩，還有燕山期的鹼長花崗岩和鹼性花崗岩出現；元古宇褶皺為緊閉型，古生界中的為舒緩型，發育北東向斷裂。②內蒙古-興安南段褶皺帶，可分南、北兩帶，北帶的下部為泥盆紀蛇綠岩套，上部為陸表海沉積的石炭—二疊系，發育華力西晚期和燕山早期的侵入岩，有石英閃長岩、花崗閃長岩和花崗岩。南帶發育晚古生代地層，石炭系為泥頁岩、碳酸鹽岩和英安質、流紋質火山岩，並有蛇綠岩的構造侵位，下二疊統以鈣鹼性流紋質、英安質火山岩和碳酸鹽岩為主。在黃崗梁—碧流台一帶還見島弧拉斑玄武岩，上二疊統為陸相砂頁岩，主要發育燕山期二長花崗岩和鉀長花崗岩。褶皺在早石炭世以前為線型緊閉型，晚石炭世以後為疏緩開闊型，斷裂發育，以北東向為主，並伴有北北東向壓性和北西向張性斷裂。③錫林浩特微陸塊，基底為元古宇的片岩、片麻岩和碳酸鹽岩，上覆下寒武統的火山岩、上志留統細碎屑岩、含鐵硅質岩、泥盆-石炭系的海陸交替相碎屑岩、火山岩和二疊系。侵入岩以華力西期閃長岩和斜長花崗岩為主。該陸塊為線型緊密褶皺，發育北東向大型韌性剪切帶。④嫩松微陸塊，其北與俄羅斯境內的布列亞陸塊相連，大部分被中、新生界所覆蓋，出露最老的地層為新元古代變質岩系和相應的變質花崗岩，其蓋層為上石炭統到上三疊統的海陸交替相到陸相的碎屑岩。侏羅紀和白堊紀為斷陷盆地沉積。第三紀出現裂谷玄武岩。⑤伊春-延壽加里東褶皺帶，位於嫩松和佳木斯微陸塊之間，出露最老的地層為元古宙的變質岩系，上覆下寒武統的淺海相碎屑岩和碳酸鹽岩，奧陶紀中統出現大量基性和中酸性火山岩，中泥盆統為鈣質碎屑岩，下三疊統為陸相碎屑岩、泥岩，上三疊統—下白堊統為流紋質、英安質火山岩。產出有加里東期的輝長岩、閃長岩、花崗閃長岩和印支期花崗岩，形成伊春-延壽花崗岩帶。⑥佳木斯微陸塊，由太古宇和古元古界變質岩構成陸核，中、新元古界為大陸邊緣裂谷產物（黑龍江群和張廣才嶺群），上覆下寒武統和下泥盆統沉積地層，中、新生界為陸相碎屑岩。發育多期侵入岩，包括新太古代片麻狀花崗岩、紫蘇花崗岩，元古宙花崗岩分布很廣，還有元古宙的超鎂鐵質岩和輝長岩，早古生代的以鹼長花崗岩為主，印支期為二長花崗岩、花崗岩和鹼長花崗岩。褶皺以線型緊閉型為主，發育剪切帶，也出現推覆構造和逆沖斷裂。
2.華北陸塊北緣增生帶
為加里東、華力西陸緣增生帶，出露最老的地層為寒武系，由蛇綠岩套的岩石組成；奧陶系為鈣鹼性島弧火山岩系，中志留統為類復理石建造，上石炭統為海陸交替相和陸相磨拉石建造。岩漿活動強烈，加里東期為石英閃長岩、英雲閃長岩，發育在吉林南部。在溫都爾廟發育完整的加里東期溝-弧-盆體系、蛇綠岩套和雙變質帶，褶皺構造復雜，由4次疊加變成，為緊閉線型同斜、倒轉、平卧褶皺。加里東褶皺帶以北為西拉木倫華力西褶皺帶，出露地層為石炭系泥頁岩、碳酸鹽岩和火山岩，伴有蛇綠岩的構造侵位，向東到吉林地區火山岩減少，碳酸鹽岩增多，下二疊統為火山岩、復理石碎屑岩和碳酸鹽岩，具島弧特徵。除華力西中期蛇綠岩外，主要為華力西晚期侵入岩，有石英二長岩、二長花崗岩，在東部以燕山期花崗岩類為主，褶皺為緊閉線型，多向北倒轉，發育逆沖斷裂。
3.完達山板片
中生代由錫霍特褶皺帶推覆到佳木斯陸塊之上，主要由中三疊統含放射蟲硅質岩、上三疊統放射蟲硅質岩、泥質粉砂岩、濁積岩和混雜岩組成。侵入岩不很發育，有花崗閃長岩、英雲閃長岩、那丹哈達嶺蛇綠混雜岩，構造侵位於晚三疊世到早侏羅世濁積岩中，由超鎂鐵質岩、輝長岩、輝綠岩岩牆群、枕狀玄武岩、硅質岩和正常沉積岩所組成，以推覆體方式構造侵位。
（二）華北地區
華北陸塊是我國由最古老結晶基底形成的相對穩定的克拉通。除了陸塊北緣和南緣增生帶為古生代造山帶之外，陸塊內部在古生代主要表現為形成近東西向（北東東和北西西）和近南北向（近南北向和北北東向）的斷裂活動和斷塊的差異升降，中、新生代構造-岩漿活動逐漸增強，從斷塊差異升降、走滑到拉張裂解，並伴隨相應的岩漿活動。陸塊內部分以下幾個構造單元。
1.近東西向的構造單元
包括華北北緣隆起、燕遼中元古代裂谷帶、華北南緣中元古裂谷帶和阿拉善隆起。①華北北緣隆起帶，以太古宇變質岩為主，古元古界出露很少。隆起西北部狼山、渣爾泰和白雲鄂博拉張構造中發育中、新元古代的沉積變質岩系。主要褶皺軸、斷裂帶近東西向延伸。岩漿活動以華力西和燕山期為主，加里東和印支期也有分布。②燕遼中元古裂谷帶，呈北東向分布，發育在早前寒武紀陸殼基底之上，開裂於中元古早期，形成海相長城系和薊縣系沉積，10億年前後上升為陸塊以後又下沉，形成新元古代青白口系，8.5億年左右整體上升為陸塊。在中生代其中段和東段形成一系列斷陷盆地，伴隨有火山噴發和侵入活動。③華北南緣中元古代裂谷帶，近北西西向分布，西延到蘭州、西寧，東到合肥以南，火山活動強烈，形成了中元古界熊耳群，具雙峰式，主要為玄武安山質，上部為流紋英安質。裂谷發育在早前寒武紀陸殼基底之上，開裂於中元古代早期，閉合、褶皺在薊縣紀末（四堡運動），固結於青白口紀（晉寧運動）。④阿拉善隆起微陸塊，在華北陸塊最西部與塔里木陸塊相連，其基底為太古宇、古元古界中—深變質岩系和中元古界淺變質碎屑岩、碳酸鹽岩和火山岩，缺少古生代沉積，中-新生代為內陸沉積，陸塊周邊有中、新元古代的花崗岩分布。
2.近南北向的構造單元
自東而西包括膠遼隆起、魯淮斷隆和山西隆起，與之相間出現的有華北新生代裂陷盆地、鄂爾多斯邊緣新生代地塹和鄂爾多斯中生代坳陷。①膠遼隆起，由三個地壘夾兩個地塹所組成，地壘部分廣泛出露太古宇、古元古界，大部分缺中元古界，新元古界為巨厚的碎屑岩和碳酸鹽岩。蓋層為古生界海-陸交替相沉積層。地塹部分為古元古代裂谷沉積，經歷綠片岩相到角岩相岩的變質。岩漿活動以印支期和燕山期侵入岩為主，新生代發育裂谷玄武岩。②魯淮斷隆，基底為太古宇和元古宇，太古宇出露在斷隆南、北兩端。中元古界缺失，新元古界零星分布在淮南。古生界分布較廣，其中石炭系、二疊系有南相北型的特徵。中生代岩漿活動局限，平行郯廬斷裂帶近南北向展布，新生代以北西和近東西向張性斷裂為主，並有斷塊差異升降活動。③山西隆起，是中生代以來的上升區，在太行山地區地殼厚度東側為38km，西側增到43km，是大興安嶺-太行山-武陵山重力梯度帶的位置，構成山西隆起的東部邊界，中間為北北東向延伸的汾渭盆地。隆起廣泛出露新太古和古元古界的結晶基底，坳陷區以古生界為主，發育石炭-二疊系含煤地層，有北北東向和近南北向的斷裂，並有零星燕山期的鹼性岩漿侵入活動。④華北新生代裂陷盆地，位於郯廬和太行斷裂之間，包括下遼河、渤海和華北平原，基底為太古宇。第三紀為河湖相碎屑岩。發育北北東向斷裂，形成地壘和地塹相間的構造格局。其下為上地幔隆起帶，莫霍面深度為30～33km，大地熱流值較高。⑤鄂爾多斯中生代坳陷，三疊紀開始下沉，中生界為河湖、沼澤相沉積，發育較齊全，其下莫霍面為平緩的隆起區。晚白堊世整體上升。⑥鄂爾多斯邊緣新生代地塹，位於鄂爾多斯中生代拗陷西部和東南部，形成銀川地塹和汾渭地塹。基底為新太古—古元古界變質岩系，蓋層寒武—奧陶系分布廣泛，為當時陸緣盆地沉積。華力西、印支、燕山期為相對隆起的剝蝕區，喜馬拉雅期形成地塹。
3.秦嶺地區（東段）
昆侖-秦嶺地區東段主要由秦嶺東段、北大巴山和大別山所組成，其基底由不同時代的前寒武系所組成。秦嶺地區東段由疊加在華南陸塊北部邊緣之上的南秦嶺華力西-印支褶皺帶、武當山隆起、禮縣-柞水華力西前陸褶皺帶、桐柏-大別地塊和膠南-蘇北陸塊，以及疊加在華北陸塊南部邊緣之上的北秦嶺加里東褶皺帶所組成。
秦嶺-大別構造帶異常上地幔帶Pn波值為7.75～7.90km/s。它構成了華北剛性板塊和華南剛性板塊接觸帶的邊界。剪切波速度值沿著秦嶺-大別構造帶形成了一條深度大於240km的垂向低速帶。它南側的華南剛性板塊Vs值為4.5～4.7km/s，北側的華北剛性板塊相對柔軟些，Vs值為4.3～4.4km/s。華北板塊下的軟流圈較發育，速度低（4.1～4.2km/s），華南板塊下的軟流圈不發育，速度相對較高（4.3～4.4km/s）。秦嶺造山帶下的軟流圈特別發育，速度僅為4.0～4.1km/s，並形成了垂向低速帶。秦嶺構造帶下不僅沒有山根，而且岩石圈地幔很薄，軟流圈上隆。太平洋板塊俯沖帶在這里俯沖作用和俯沖方向改變，在秦嶺構造帶以南，太平洋板塊俯沖帶的前鋒位置是沿中國東部海岸分布的。然而，在秦嶺構造帶以北，太平洋板塊俯沖帶的前鋒位置已到達大興安嶺-太行山東部邊緣，太平洋板塊板舌的拆沉作用是松遼盆地和華北盆地形成的一個重要因素（彭聰，1999）。我們把秦嶺地區放「華北」中論述。
（1）疊加在華南陸塊北緣之上的構造單元
①南秦嶺華力西-印支褶皺帶，為揚子陸塊的基底，由前震旦紀鄖西群、耀嶺河群和武當山群的淺變質岩系組成；晚震旦紀到中三疊世，是本區主要活動期，在拉張條件下，形成隆凹相間的狹長斷塊分割，在陸緣斷陷形成寒武系、奧陶系和志留系的含炭質的泥岩、硅泥質碳酸鹽岩和濁積岩，並夾數量不等的火山岩，具雙峰式（玄武質和英安-流紋質）或為鹼性系列的基性和中性火山岩。泥盆紀、石炭紀和二疊紀形成淺海相碳酸鹽岩和碎屑岩；早、中三疊世，為深水復理石沉積，局部夾中酸性火山岩；中三疊世末，整體上升，形成晚三疊—早侏羅世含煤的陸相碎屑岩系。②武當山隆起，是南秦嶺的東延部分，是南秦嶺東端向西傾沒的一個地背斜，其早古生代地質歷史與南秦嶺相近，晚古生代逐漸獨立、主體為四堡期和晉寧期形成的鄖西群、武當群、隨縣群和耀嶺河群變質岩，下古生界僅分布在隨縣南和北大巴山，為炭硅質頁岩、鈣泥質頁岩和鹼性火山岩，因而分為武當山隆起、北大巴山和隨縣-應山加里東褶皺帶3個次一級構造單元。③禮縣-柞水華力西前陸褶皺帶，太白山以東至南陽盆地，主要由中、上泥盆統組成，在柞水附近不整合在耀嶺河群和寒武-奧陶系之上，中上泥盆統為濱海、淺海相碎屑岩，含大量來自北部造山帶的變質岩和蛇綠岩的碎屑。泥盆紀之後，形成海陸交替相含煤碎屑岩和碳酸鹽岩。南陽盆地以東到郯廬斷裂之間相當前陸沉積物的是石炭系海陸交替相沉積，並不整合覆在下古生界二郎坪群和新元古界信陽群之上。④桐柏-大別微陸塊和膠南-蘇北微陸塊，主要由前震旦紀中、深變質岩組成，位於北秦嶺加里東主海槽系以南，武當山隆起的東北端，系武當山隆起根部的物質。
（2）疊加在華北陸塊南緣之上的北秦嶺加里東褶皺帶
基底具三層結構，即最老是古元古界秦嶺群等變質岩，原岩為巨厚的陸源碎屑岩、鈣質和鎂質碳酸鹽岩，含石墨；中層為中、新元古時期陸緣的弧盆體系；上層為震旦紀和早寒武世造山後的陸表海沉積，以冰磧岩、碳酸鹽岩為主，局部出現火山岩和含錳、含磷的岩系。早古生代擴張形成兩個海槽夾一個中間隆起。代表北部海槽的岩系是二郎坪群和陝、甘交界的草灘溝群，前者由玄武質火山岩組成，夾硅質岩、含炭硅質岩和泥岩，侵入岩有輝石岩、輝長岩、閃長岩和斜長花崗岩；後者為一套火山沉積岩，其上與石炭紀煤系地層不整合。南部海槽沉積物，但只在斷裂帶附近保存少量殘片，由蛇綠岩組成。中間隆起以秦嶺群為代表，經歷高溫低壓變質，有花崗岩漿活動。
（三）華南地區
華南地區主要由揚子陸塊、南華活動帶、台灣活動帶和南海盆地所組成，其主體為加里東褶皺系，志留紀末與揚子陸塊拼合形成華南陸塊，有新元古代到早古生代淺變質基底，有古、中元古代變質塊體的捲入。晚古生代到中三疊世主要為淺海相沉積蓋層，中、新生代濱太平洋陸緣活動強烈，陸內斷陷盆地發育，並有大量中、酸性火山活動和花崗岩侵入。
1.揚子陸塊
揚子陸塊是華南板塊克拉通化程度較高的一分部，但仍有較大的活動性。陸塊有雙層基底，在四堡期、晉寧期固結，後經多次肢解和垂向增厚，加里東期為造陸運動，震旦紀—中三疊世陸塊發育了良好的淺海相沉積蓋層（在四川上揚子可達10km），中、新生代發育陸相沉積盆地。揚子結晶基底為早前寒武紀變質岩，僅見於其西北邊緣，在下揚子和江南陸塊淺變質層之下也有深變質岩。惟一的蛇綠岩帶分布在歙縣—德興，是揚子與華夏古陸陸間窄洋盆的洋殼殘片，由蛇紋岩、輝長岩（堆積）和枕狀玄武岩組成，呈岩片推覆在歙縣花崗閃長岩之上。揚子褶皺基底在固結過程經歷了多次構造運動，江南微陸塊中元古界在四堡期強烈褶皺；不整合在其上的青白口系的火山濁流沉積岩系，經晉寧運動進一步固結；震旦繫上統為穩定型沉積。該區內揚子陸塊可進一步分為五個微陸塊，即①上揚子微陸塊是華南板塊的穩定核心，深成結晶基底近菱形，其上為四川中、新生代拗陷盆地，周邊為蓋層的弧形褶皺。②下揚子微陸塊，古生代蓋層廣泛分布，褶皺發育，在大別山微陸塊以南呈山字形褶皺弧，發育燕山期岩漿活動，火山岩分布在斷陷盆地內，侵入岩在古生代沉積坳陷褶皺的局部構造穹窿或短軸背斜中，江漢、蘇北和南黃海海域有中、新生代斷陷盆地展布。③江南微陸塊，為四堡期—晉寧期造山帶裸露部分，是一個受到強烈推覆作用的山鏈，呈「S」形北東向延伸，陸塊邊緣有燕山期的斑岩侵入和流紋質、英安質火山岩的上疊式斷陷盆地分布。④浙西微陸塊，位於歙縣-德興、紹興-鷹潭兩條四堡期構造縫合線之間，中元古代晚期為海、陸交替的島弧火山岩系，青白口系為陸內裂陷槽，震旦紀以後為揚子型沉積蓋層，在印支期形成北東向褶皺帶。
2.南華復合褶皺系
南華地區是一個捲入了古、中元古代陸殼的加里東褶皺區。志留紀末與揚子陸塊拼合，構成古華南大陸板塊，晚古生代到中三疊世處於相對穩定的發展階段，晚中生代、新生代，處於濱太平洋陸緣活動帶，構造-岩漿活動強烈，其地殼組成包括元古宙—早古生代基底、晚古生代—中三疊世以淺海相為主的沉積蓋層和中、新生代陸相火山-沉積盆地3個構造層，兼有年輕陸塊和活動帶的雙重特性。南華褶皺系與揚子陸塊，其古元古界有一定相似性，中元古界則有明顯差異，可能在呂梁期後，南華基底是從揚子早前寒武紀克拉通分離出來的塊體（「華夏古陸」），兩者之間有窄洋盆相隔，加里東運動又使之與揚子陸塊連為一體（但至今尚未發現代表洋殼的蛇綠岩套），之後沉積岩系特徵大體相似，華力西—印支期南華地區局部發生裂陷，特別是右江地區是顯著。燕山期—喜馬拉雅期陸塊的活動性增強，火山和侵入活動廣泛發育。揚子和南華邊界性質比較復雜，可能與邊界各區段發展歷史的差異性有關，東部紹興到萍鄉之間，為疊加在四堡期—晉寧期古結合帶上的A型俯沖拼接帶，界線清晰，浙西微陸塊被疊覆，邊界的北側為穩定陸塊的特點，中元古代仍保持低綠片岩相的低級變質，其南側則不同，是一條熱動力變質帶，達角閃岩相和高綠片岩相，並發育有韌性剪切帶。但在湘、桂、滇地區，兩個構造單元的邊界呈過渡性特徵，大致以祁陽、桂林、宜山一線為界，其寒武系在以北為過渡性沉積，以南為活動性沉積。南華活動帶可分為下列次一級構造單元：①湘桂褶皺系，發育在揚子基底斜坡上，廣泛分布有晚古生代蓋層，包括兩個次一級褶皺帶，即湘中南褶皺帶，由晚古生代蓋層組成的北北東到南北向的褶皺帶，其下深部為構造變異帶，上地幔軟流圈頂面深陷達200～300km；西南部為右江印支褶皺帶，華力西期顯示較強的北西向張裂，形成「台溝」沉積，印支期以陸源碎屑復理石沉積為主，伴有基性和酸性雙峰式火山噴發和相應的岩漿侵入，印支運動形成褶皺。②華夏褶皺，發育在裂解了的華夏古陸塊之上，西部以萍鄉-北海拼接帶與湘、桂褶皺系為界，內部結構復雜，可進一步分為四個次級構造單元：
3.台灣活動帶
台灣地區以台東縱谷帶為界，以東為海岸山脈褶皺帶，以西為中央山脈褶皺帶，台東縱谷帶是一條強烈活動的地帶，呈北北東向狹谷，兩側斷裂帶都兼有左旋平移的高角度逆沖斷裂的性質，傾角55°左右，延伸達50km以上，在其東100km的深度范圍內地震發育，可能是縫合帶的延伸部分。①海岸山脈帶，屬呂宋島弧的一部分，東側為綠島-蘭嶼火山島弧，與菲律賓海相接，主要由奇美火山岩系組成；西側為海岸山脈，由中新世奇美火山岩和上新世到早更新世復理石沉積組成，復式褶皺帶整體北北東向，單體北東向，呈雁行式排列，並向西作疊瓦式逆沖。海岸山脈東南側為上新世利吉層蛇綠岩，自下而上為超鎂鐵質岩、輝長岩、玄武岩和海相沉積岩（灰岩、粘土岩），是菲律賓海板塊與化南板塊前緣拼貼時鏟刮上來的洋殼物質。②中央山脈褶皺帶，包括台灣島的大部分和台灣海峽東部，自東而西可分為3個部分：
『拾』 地球史上著名的構造運動對地球地形地貌和生物進化的影響
從生物學的意義上講，人是一種動物，人屬於哺乳動物綱，靈長目，人科，人屬。類人猿與人在進化上有親緣關系，因此可以說它是人的祖先。大約在20萬～300萬年以前，人類就已經出現在地球上了。人類是從古猿變來的。但是類人猿和人，在進化史上都很年輕，如果以地球現在的年齡為12小時，那麼人的壽命還不到半分鍾。
科學的人類起源理論是從18世紀的拉馬克開始的，並經過達爾文開始形成。在古代和18世紀以前，關於人類起源的問題只能做一些猜測。古代生物學家雖然指出了人類與動物在結構上的相似現象，但還不能提出什麼系統的理論來闡述人類起源的奧秘。
關於人類起源的理論，經過了人與猿同類論、猿變人論、人與猿同祖論這三個歷史上不同發展階段。
18世紀著名瑞典生物學家林耐，在他創立的生物分類學的基礎上，特別是在研究動物分類時，把人和猿做了比較。他不僅發現了人和猿都有二心耳、二心室，都是胎生，而且發現人、猿、猴都有兩對門齒，胸前都有一對乳房。由於這種驚人的相似，所以他在進行動物分類時，就把人、猿、猴歸入一類，名曰靈長類，即都是靈敏的高等哺乳動物。
法國博物學家拉馬克提出了由猿變人的理論，這是拉馬克在研究了現代猿的身體構造和生活習性的基礎上第一次提出來的。他假設，由於生活條件改變，下到地面生活的類人猿必須用後肢行走，促使手足分工，使前肢發展得更加靈巧有力。這種在發展變化中的猿人漸漸進化 成新的物種，最後變成了原始人。由猿變人論，比起林耐的人與猿同類論，大大地前進了一步，揭示了猿和人之間前後相繼的發展聯系。
法國生物學家居維葉首先從比較解剖學方面證明，所有脊椎動物。從最低等的魚類到最高等的人類，其主要特徵都基本相同。從而說明人起源於猿。他通過解剖學證明，從兩棲動物到人的四肢骨骼原來都是由一定數目的骨片在同一格式上構成的，並指出「兩條腿的鳥和人本來都是四肢動物」。由此，居維葉進而證明猿是人的直接祖先，並初步闡述了人類起源的機制。
赫胥黎從達爾文的啟示中得到啟發，他用達爾文的進化論作為說明從猿到人的武器。他研究了前人發現的人類頭骨化石，找到了古猿到人類的橋梁。他曾指出了魚類、兩棲類、爬蟲類、鳥類、哺乳類和人類早期胚胎的相似性是它們共同祖先的證明。這就從胚胎學上揭示了人類與猿類的親緣關系。他的結論是：人類「是和猿類由同一祖先分支而來」。人與猿同祖理論首次被赫胥黎提出來了，這比拉馬克的猿變人論又前進了一大步，是對人類起源認識歷史上的一個新的里程碑。1871年，達爾文指出：人類是在新生代第三世紀末由冰河時期高度發展的類人猿進化來的，由於它們也向另一方向發展，即進化為現代的類人猿。以此來證明，人類和現代的類人猿有關共同的祖先。
那麼人類究竟是怎樣起源的呢?恩格斯在1896年發表了《勞動在從猿到人轉變過程中的作用》。他指出，人不僅僅是從動物進化來的，而且是在改造自然的勞動過程中轉變過來的。由猿轉變為人與一 般動物的進化過程有著本質的區別。他認為，勞動影響了人的思維器官、勞動器官、語言器官的發展，最後發展成為完善的現代人。由於人類能夠製造勞動工具的勞動，這種決定性的因素已經不再是生物學的因素，而是社會的因素。由於這個原因，自然界的發展實現了巨大的飛躍，超出了自然界本身的范圍，進入人類的社會及其歷史的領域。 然而這個逐代積累的力量 來自獲得性遺傳。可以說，在達爾文的進化論以及恩格斯敘述以後相當長的時間內，在解釋勞動創造人的生物學機制上都沿用著獲得性遺傳說。
而分子進化論則認為：類人猿是一個物種，人類也是一個物種，兩者的轉變過程應當符合於生物學的基本規律，即突變中選擇、隔離等，勞動只是一種選擇因素。還有的人認為勞動不是決定人的主要因素，決定因素是類人猿的遺傳物質改變。
人類可以為自己設計出更高級、更合理和更完善的性狀，並按照遺傳物質的運動規律來改造人類的遺傳本質。