‘壹’ 大地构造位置及区域构造演化
冷水坑银矿田地处扬子板块与华南板块拼接带南侧，华南板块北东缘的武夷隆起区(图1-1)，即华夏陆块北缘(李兆鼐等，2003)。位于中国东部环太平洋成矿带的内带，武夷银多金属成矿带北段。矿田在区域构造上受华南褶皱系中赣中南褶皱上的鹰潭-安远深断裂及鹰潭-瑞昌大断裂控制。产于武夷隆起与饶南坳陷接壤处的隆起一侧之月凤山火山断陷盆地北西边缘。
图1-1 冷水坑矿田区域构造略图
1—深大断裂带；2—冷水坑矿田位置
武夷隆起区于加里东运动时期为褶皱造山带。在印支期—燕山期转为陆内造山，使武夷地区成为多期次复合造山带。武夷加里东造山带主体呈北北东向的S状弧形展布，其北段即钦(州湾)-杭(州湾)古板块结合带南侧的仙霞岭、北武夷地区，为加里东早期华夏古板块的前缘褶冲带形成的东西向、北东东向褶皱；中段则以北北东向、北东向或近南北向褶皱、构造隆起-花岗岩带、变质杂岩带为主体；南段至佛冈-五华断裂带以南地区转为近东西向褶皱。
造山带的根部带出露于武夷山脉东北部闽西北至浙西南一带，主要为变质深、变形复杂的前震旦纪地层，并以混合岩化、韧性剪切带发育及混杂有古、中元古代结晶岩块为特征。造山带的下部带出露于武夷山西坡的江西省境内，主要由青白口纪和震旦纪变质地层组成，早古生代地层几乎剥蚀殆尽，仅少数地区残存有早寒武世早期地层。造山带的中上部带主要分布于赣中于山山脉以西和闽东南地区，大面积出露震旦纪—奥陶纪浅变质岩层，层序清晰及以发育侵入型花岗岩为主。该带与造山带根部带相比，后者被剥蚀部分厚度约在5km以上。
武夷隆起区主要构造是北北东向展布的花岗岩-构造隆起带和一系列巨大断裂带。它们主要形成于印支期—燕山早期陆内造山阶段，后经燕山晚期伸展作用的改造形成了现今的盆岭构造格局。
武夷隆起区构造演化大致经历了如下几个阶段：
古-中元古代华夏克拉通发展阶段。武夷隆起区曾是古、中元古代形成的华夏克拉通的一部分，该克拉通裂解后，以结晶块体潜伏于加里东造山带的深部。
新元古代—早古生代华夏陆缘造山带发展阶段。此阶段武夷地区处于华夏陆缘裂陷活动期，接受巨厚的深海—半深海沉积。加里东造山过程为：早期沿萍乡—绍兴一线向扬子板块作A型俯冲，形成近东西向的北武夷褶皱-花岗岩带，并伴有与其相交的转换型北西向剪褶带；随后处于萍乡-绍兴与佛冈-五华断裂带之间的武夷地区整体向西推挤，形成主体为北北东向的褶皱-花岗岩带，并伴有近东西向的转换型剪切断裂带；此后发生近东西向左旋扭动，形成一系列北东向韧性剪切带和宽缓的叠加褶皱。
印支期—燕山期大陆造山发展阶段。中三叠世末进入中生代大陆造山发展时期。印支运动(中、晚三叠世)时期向大陆造山转变，形成武夷复式背斜隆起和一系列北东—北北东向逆冲走滑断裂与推覆构造、韧性剪切带以及印支期交代-侵入型花岗岩带。燕山运动早期(侏罗纪)，由于板内收缩和库拉-太平洋等周边相邻板块的相互作用，发生了强烈的大陆造山运动，形成了北北东向隆起-花岗岩带，并伴随有中酸—酸性火山喷发与岩浆浅成—超浅成侵入，形成丰富的有色、稀有、贵金属矿产。燕山运动晚期(白垩纪)，武夷地区由造山进入以伸展为主的发展阶段，最终形成了现今的盆岭景观。
我国东部构造演化研究显示，晚三叠世以来中国东部绝大部分地区属于陆内环境。同样，在武夷隆起区之北的赣东北地区，燕山运动造山造浆期始于中侏罗世(172～159Ma)，为华南燕山运动策源地之一；造山与成岩成矿高峰期为晚侏罗世(157～142Ma)，由造山过渡到伸展的转型期为早白垩世早期(142～100Ma)，早白垩世末期即100～95Ma 地壳进入造山后的伸展阶段(杨明桂等，2002)。
‘贰’ 山东省大地构造演化
山东陆块位于中国大陆地壳8个一级构造区(李锦轶，2004)中的中朝陆块的东南缘和中央造山区的东端，是在长期的地质演化过程中，由不同时代、不同性质、不同构造层次的地质块体互相拼贴组合而成的。山东省地质构造复杂、演化历史漫长，出现了一些在中国大陆上具有代表意义的地质现象:既有太古宙的稳定古老陆块，又有现代仍在活动的断裂构造带;既有古元古代活动带，又有大范围出露的超高压变质带;既有华北克拉通稳定的古生代陆表海沉积，又有中国东部岩石圈减薄形成的中生代盆岭构造、大规模岩浆活动、构造体制转折、大规模成矿作用等。这些地质现象，不仅记录了微陆块型古板块演化旋回的完整历史，也叠加了古亚洲构造域的扬子板块与华北板块挤压拼接和滨太平洋构造域的太平洋板块向欧亚板块俯冲两种动力学背景。多重地球动力学背景，导致了山东省大地构造演化的复杂历程。按照山东省不同时代地质构造特点，结合板块演化的地球动力学背景及中国构造演化阶段划分方案，将其演化过程划分为早前寒武纪、中新元古代、古生代和中新生代4个阶段。
一、早前寒武纪———不成熟陆壳向成熟陆壳转化和陆块碰撞拼合阶段
山东省早前寒武纪基底属华北克拉通基底的组成部分，由胶辽微陆块、渤鲁微陆块和迁淮微陆块三部分组成。地壳演化的主要特点是，由不成熟陆壳向成熟陆壳转化及各微陆块之间(包括与华北克拉通其他微陆块之间)的碰撞拼合，基底固结并逐渐克拉通化。
中太古代时(＞2.8Ga)，山东存在沂水和唐家庄2个古陆核。地壳初始发展阶段，原始地壳拉张，形成沂水岩群和唐家庄岩群火山沉积岩，其中有较多的富集大离子亲石元素的富铁拉斑玄武岩质基性火山岩，指示当时的大地构造环境类似于现代岛弧环境。中太古代末发生弧－弧或弧－陆碰撞，形成T1T2型钠质花岗岩，从而在本区形成一个非均匀的古老基底地壳，表现为不成熟的过渡型地壳，大地构造环境转化为大陆边缘环境。
新太古代是重要的地壳增生期。新太古代初期(2.8～2.7Ga)地壳拉张减薄，地幔物质上涌，形成科马提岩和枕状玄武岩，使地壳横向增生。泰山岩群底部的超镁铁质岩属于低钛的橄榄质科马提岩，镁铁质岩属于富铁拉斑玄武岩，泰山岩群下部保留的完好的具鬣刺构造的科马提岩和广泛的具枕状构造的玄武岩，指示新太古代初鲁西地区处于与地幔柱相关的大洋高原构造环境。新太古代中后期(2.7～2.56Ga)，随着洋盆消减，发生大规模(部分)熔融作用，大量TTG花岗岩类侵位，使地壳大幅度垂向增生。新太古代中期，出现洋内岛弧，形成山东境内最早期的TTG花岗岩系———蒙山片麻岩套和栖霞片麻岩套。新太古代晚期，转化为大陆化岛弧，在泰山地区形成第二期TTG花岗岩系(峄山花岗岩)。新太古代晚期的泰山岩群中上部岩石组合和胶东群也均显示了岛弧环境特点。说明新太古代经历了由大洋向岛弧的演化过程。新太古代末发生了强烈的变质变形作用，形成了高角闪岩相变质的基底岩系———花岗－绿岩地体，完成了山东陆块基底第一次克拉通化。
TTG质花岗岩是新太古代分布最为广泛的基底变质岩系，其形成和演化与太古宙构造环境的演化密切相关。山东新太古代TTG质花岗岩均为T1T2G1组合，但鲁西第二期TTG花岗岩系G1更加发育，且古元古代早期演化出大面积的二长花岗岩组合(G2，傲徕山花岗岩)，指示新太古代早期为初始的不成熟陆壳组成，新太古代晚期开始向成熟陆壳转化，为半成熟陆壳组成。鲁西两期TTG岩系显示了从不成熟洋内岛弧向半成熟的大陆化岛弧转化的特点，代表了从初始的玄武质地壳转化为半成熟的大陆化地壳的演化过程。
古元古代时，鲁西地区与鲁东地区地质组成明显不同，前者以花岗岩类侵入体为主，后者以地层为主，两者形成的构造背景和演化过程也不相同。
鲁西古元古代的主要特点是发育了大量代表活动构造环境的大陆边缘花岗岩。古元古代初期(2.56～2.4Ga)，鲁西岛弧与西侧陆块发生拼贴、碰撞，太古宙基底褶皱变形，大量同碰撞陆壳重熔型花岗岩侵位，为G1G2型花岗岩类(傲徕山花岗岩、红门闪长岩)，代表成熟陆壳形成。稍后(2.4～2.1Ga)，具A2型花岗岩特点的四海山花岗岩出现于造山期后环境，岩浆沿地壳张裂带侵位。陆块碰撞后的剪切作用和旋转运动，产生大量韧性剪切变形带。古元古代鲁西陆壳经历了一个碰撞挤压—伸展裂解的演化过程，完成了山东陆块基底第二次克拉通化。
鲁东古元古代的主要特点是发育了一套半稳定—较稳定构造环境下的滨、浅海相沉积建造。古元古代初期，由于西侧弧－陆碰撞，鲁东地区出现裂谷盆地。盆地边部构造活动较活跃，形成了含较多火山物质的粉子山群底部沉积岩系;盆地内大部分地区处于半稳定—稳定环境，形成长英质细碎屑岩和粘土质风化产物及钙镁质碳酸盐化学沉积三者的混杂沉积建造。古元古代晚期(2.1～1.9Ga)，鲁东裂谷盆地闭合，古元古代地层发生强烈变形，发生大量褶皱和韧性剪切变形构造，形成褶皱造山带。至此，始于新太古代的强烈的碰撞造山作用完全结束。
二、中－新元古代———大陆裂解与聚合阶段
中－新元古代时，山东陆块北(鲁西和鲁东北地区)属华北克拉通、南(鲁东南地区)为大别－苏鲁造山带，地壳经历了与罗迪尼亚超大陆演化有联系的裂解与聚合过程。
中元古代时，山东陆块出现两次裂解事件，第一次裂解事件发生于中元古代初期(1.84～1.72Ga)，主要标志是济宁裂谷和鲁西第一期基性岩墙群的形成，基性岩墙与济宁岩群中的酸性火山岩显示了双峰式岩浆岩特点;第二次裂解事件发生于中元古代晚期(1.20～1.05Ga)，主要标志是海阳所幔源岩浆杂岩和鲁西第二期基性岩墙群的形成。济宁岩群是一套形成于活动大陆边缘环境的浅变质火山－沉积建造;鲁西基性岩墙属亚碱性玄武岩和玄武安山岩系列，具弧火山和MORB双重地球化学属性，是古元古代弧－陆碰撞后伸展作用的结果;海阳所幔源岩浆杂岩具有裂谷岩浆组合的特点。
新元古代的地质事件是与罗迪尼亚超大陆聚合有关的陆－陆碰撞作用，形成了一条规模巨大的岩浆活动带、构造活动带和古地震活动带。新元古代早中期(0.9～0.73Ga)，以出现同碰撞的S型和I型花岗岩为特征，形成雄伟的碰撞造山带，在造山带北西侧———华北陆块南缘产生具前陆盆地性质的沂沭盆地。新元古代晚期(震旦纪)华北陆块与扬子陆块之间的挤压碰撞结束，地壳开始伸展减薄，形成产于造山后伸展环境的A型花岗岩和具后继盆地性质的蓬莱盆地及具上叠盆地性质的石桥盆地，伴随有强烈的地震活动。
苏鲁造山带主体由三种不同成因类型的新元古代花岗质片麻岩组成，岩石化学成分属于高钾钙碱性系列，相比而言，荣成片麻岩套碱质较低、贫钠，月季山片麻岩套相对富碱质、富钠、富铁镁、低硅，岚山头片麻岩套则富硅钾、贫铝铁镁。荣成岩套具有S型花岗岩的特点，月季山岩套具有I型花岗岩的特点，岚山头岩套具有A型花岗岩的特点。苏鲁造山带新元古代花岗质片麻岩构成了较完整的碰撞造山型花岗岩系列:陆陆碰撞主造山期，形成同碰撞双花岗岩，其中荣成岩套形成时间略早，深俯冲到地幔中遭受了超高压变质作用，而月季山岩套是在超高压岩片快速折返过程中形成的;碰撞造山后期地壳伸展，形成岚山头片麻岩套。岚山头片麻岩套早期为A2型花岗岩，晚期出现A1型花岗岩，A型花岗岩的出现指示苏鲁造山带构造体制从碰撞造山转向伸展塌陷。位于苏鲁造山带南侧石桥地区的朋河石组浅变质岩形成于震旦纪，构造叠覆于超高压变质岩之上，具有浊流沉积特征，构成了造山隆升阶段的上叠盆地。
三、古生代———海陆变迁阶段
古生代山东陆块北部(鲁西地区)属华北板块浅海台地，南部(鲁东北地区)为华北板块被动大陆边缘，最南侧(鲁东南地区)为与秦岭－大别洋沟通的三叉裂谷(大别－苏鲁裂谷)。
早古生代，突出特征是全域同步缓慢沉降，有小幅度差异升降。鲁西寒武系及中、下奥陶统总体以台地相及潮坪、潟湖相碳酸盐岩为主，早中寒武世有较多潮坪泥砂质沉积及少量滨海砂砾岩沉积，晚寒武世出现较多风暴沉积;早奥陶世早期地壳抬升，遭受剥蚀，形成马家沟组与三山子组之间的平行不整合，稍后，幔源岩浆侵入形成金伯利岩;中、下奥陶统为典型地台型沉积，马家沟组沉积期区内沉积相稳定，泥质极少，远离陆源区。怀远运动和地幔岩浆活动，可能与秦岭－大别洋壳向华北板块之下俯冲作用有关。早古生代晚期—晚古生代早期，受板块汇聚俯冲作用的影响，华北板块整体抬升剥蚀，表现为鲁西地区缺失晚奥陶世—泥盆纪沉积，形成加里东运动不整合面。
晚古生代，受板块碰撞影响华北板块逐渐抬升，海水退出，转化为陆相沉积。鲁西地区的晚古生代沉积始于晚石炭世，为一套准碳酸盐台地和三角洲—潮坪潟湖相的暗色砂泥岩、灰岩和煤层，晚石炭世华北板块与西伯利亚板块对接、碰撞，华北板块北部地区隆升，古地势北高南低，海水从东南方向入侵。早二叠世随着板块持续碰撞挤压，陆壳抬升，海水向北西退出，沉积了三角洲相砂、泥岩建造夹煤层，沉积厚度由晚石炭世的南厚北薄转化为北厚南薄。从中二叠世开始，板块挤压力加强，华北板块整体抬升，海水完全退出，鲁西地区沉积了河湖相沉积建造。
鲁东地区虽然没有古生代沉积盖层保留，但许多地质资料表明该地区古生代时同样被海水淹没。鲁西地区的沉积－构造古地理分析表明:早古生代海水在沂沭断裂带附近最深，向西逐渐变浅，海侵方向主要为南东方向，沉积物等厚线明显被沂沭断裂截切;晚古生代，沉积沉降中心虽然逐渐离开沂沭断裂，但沉积物等厚线仍然被沂沭断裂截切。上述现象说明，古生代时，沂沭断裂以东地区同鲁西地区一样为广袤的海水覆盖，且海水深度明显深于鲁西地区。研究认为，从新元古代开始，扬子和华北板块之间形成秦岭－大别洋(余和中等，2006)，鲁东南苏鲁造山带地区，是秦岭－大别造山带的东延，古生代期间是否形成大洋，目前尚无确切证据证实，但至少位于比较接近洋的位置。早古生代期间鲁东北地区很可能是华北板块东南缘的被动大陆边缘盆地，晚古生代早中期有明显的火山活动，为活动大陆边缘环境，晚期转化为前陆盆地。
四、中－新生代———构造体制转折和岩石圈减薄阶段
三叠纪以来华北板块和扬子板块结合，共同构成欧亚板块的组成部分，参与了欧亚板块与太平洋板块之间的相互作用，因此山东省中新生代构造单元属欧亚板块的滨太平洋构造域，可划分为滨太平洋前陆坳陷带和滨太平洋构造岩浆活动带，其下构造单元为受伸展构造体制控制的隆起、盆地和凸起、凹陷。
山东中新生代地壳演化，主要受控于古亚洲构造域的扬子板块与华北板块挤压拼接和滨太平洋构造域的太平洋板块向欧亚板块俯冲两种动力学背景。中生代早期受华北板块与扬子板块碰撞作用制约，表现为挤压构造体制;中生代中晚期受太平洋板块向欧亚板块俯冲作用制约，构造体制转换为伸展为主;新生代为继承中生代构造格局的扩张断陷和沉降。
三叠纪是由古亚洲构造体系向滨太平洋构造体系转化时期，地壳演化受扬子板块与华北板块间俯冲碰撞的影响，以整体挤压抬升为主。早中三叠世强烈的板块作用，造成陆壳加厚。晚三叠世，超高压变质岩折返过程中形成具后造山花岗岩特点的花岗岩类侵入岩。苏鲁造山带晚三叠世侵入岩同位素年龄为227～195Ma，有三种不同成因类型，岩石化学成分属于高钾钙碱性系列及碱性系列和钾玄岩系列，相比而言，柳林庄闪长岩贫钾、硅富镁、铁，文登花岗岩富硅，宁津所正长岩富钾。文登花岗岩具有S型花岗岩的特点，柳林庄闪长岩具有I型花岗岩的特点，宁津所正长岩具有A2型花岗岩的特点。来源于富集岩石圈地幔源区的A型花岗岩的出现，指示晚三叠世苏鲁造山带已经开始了后造山拉张作用。早中三叠世受板块碰撞远程效应的影响，在鲁西地块北缘产生挤压性陆相盆地，沉积了河湖相碎屑组合。晚三叠世受造山带根部岩石折返抬升的影响，盆地隆升，早中三叠世沉积物绝大部分被剥蚀，形成了中生代地层与古生代地层之间重要的不整合界面。
侏罗纪时，鲁东地区一方面受到华北与扬子板块后碰撞的挤压作用，另一方面受太平洋伊佐奈岐板块向NW方向运移的影响，呈现隆起剥蚀状态。同时，这种双重大地构造背景形成了具有碰撞后的抬升和大陆弧特点的高锶花岗岩。鲁西地区局部发生沉降，周村盆地、济阳坳陷、坊子盆地、蒙阴盆地等凹陷盆地开始产生，同时，形成了一套与大陆的造陆抬升有关的高镁辉长岩、闪长岩。早侏罗世末，沂沭断裂开始产生并发生左行平移运动。侏罗纪侵入岩同位素年龄介于176.2～142Ma，垛崮山高锶花岗岩为钠质花岗岩，具有高铝低镁的岩石化学特点和埃达克岩地球化学性质，来源于加厚的镁铁质下地壳;玲珑高锶花岗岩为过铝质花岗岩和钾质花岗岩，以具较明显的负铕异常和铝含量较低区别于埃达克岩，是陆壳重熔型花岗岩。鲁西高镁辉长岩、闪长岩的基性单元地球化学特点与原始玄武岩浆相似，其源区为EMⅠ型富集地幔。
白垩纪是中国东部构造体制转折的重要时期，表现为强烈的岩石圈减薄，构造岩浆活动非常活跃。在山东省则发育了与岩石圈减薄有关的大规模岩浆作用、大范围盆地断陷、高强度金矿成矿爆发、高速度地壳隆升、多期次幔源岩浆活动和多式样脆性断裂切割等地质构造事件。由于太平洋板块对欧亚板块由SSE向NNW俯冲，导致郯庐断裂发生大幅度左行平移，使原位于华北板块东南缘的胶北地块与位于华北板块内部的鲁西地块并置，沂沭断裂两侧伴生形成大量次级断裂，形成羽状断裂系统、棋盘格状断裂系统和多层次拆离滑脱构造系统;同时，产生大量断陷盆地，构成隆起与凹陷相间分布的盆山耦合格局。中晚白垩世时沂沭断裂发生强烈张裂活动，形成二堑夹一垒格局。在120Ma左右胶东地区发生了大规模金矿成矿作用，形成的金矿床具有区域集中、规模大、富集强度高和成矿期短的特点。
白垩纪形成具有与古太平洋板块俯冲有关的弧后拉张性质活动大陆边缘特点的火成岩组合，侵入岩同位素年龄介于139～96Ma和73.2～68Ma，早白垩世岩浆活动广泛而强烈，是山东境内最为强烈的岩浆活动期，且鲁西与鲁东岩浆活动的特点有明显差异，鲁东侵入岩规模大、侵位深度深、钾质含量高。晚白垩世岩浆活动迅速减弱，仅在胶莱盆地中出现少量来源于新生亏损岩石圈地幔的碱性玄武岩。鲁东早白垩世花岗岩类规模大，按照地球化学特点可分为两类:具I型花岗岩特点的高Ba、Sr花岗岩类和具A型花岗岩特点的富碱质花岗岩类，高Ba、Sr花岗岩类为壳幔混合源成因，岩石化学成分属钾玄岩系列，郭家岭花岗岩具埃达克岩地球化学特点，但K2O含量明显偏高，Al2O3和MgO偏低，伟德山花岗岩的δ18O值低于郭家岭花岗岩，反映前者地幔组分高于后者;富碱质花岗岩，具有贫钙、富碱、负铕异常显着和Ba、Sr含量低的特点，早期为铝质A2型，晚期为强碱性的A1型花岗岩。山东早白垩世A型花岗岩规模大，出现强碱性的A1型花岗岩，除发生广泛的岩浆侵位外，还出现强烈的火山喷发，说明早白垩世岩石圈的拉张减薄达到峰期，同位素地球化学显示当时的地幔为富集岩石圈地幔。鲁西早白垩世侵入岩有:具I型花岗岩特点的高Mg闪长岩类、具S型花岗岩特点的高钾钙碱性花岗岩类和幔源碳酸岩，高Mg闪长岩类具富铝、镁贫硅、碱和高场强元素明显亏损的地球化学特征，原始岩浆来源于富集岩石圈地幔源区;高钾钙碱性花岗岩类是壳源侵入岩类;幔源碳酸岩具有稀土总量极高和不相容元素强烈富集特征，是富集岩石圈地幔极低程度部分熔融产物，显示了EMⅡ型富集地幔特征。早白垩世火山岩总体为高钾碱钙性岩系—橄榄安粗岩系，化学成分表现出一定的区域性差异，自鲁东区至鲁西区，火山岩平均化学成分基性程度增加，K2O含量降低。晚白垩世玄武岩属高钛碱性玄武岩系列，具大陆板内玄武岩特征，岩浆来源于亏损的地幔源区。岩浆岩的元素－同位素综合示踪指示，由侏罗纪—白垩纪晚期地幔具有由EMⅠ型富集地幔向EMⅡ型富集地幔演变和由富集向亏损或由岩石圈向软流圈演变的趋势。中生代地幔的富集应与古太平洋板块俯冲引起的岩石圈大规模拆沉有关，古老地壳物质被拆沉而重循环进入地幔，导致地幔成分发生改变形成富集地幔。
中生代盆地的展布方向与主要控盆断裂方向一致，盆地中沉积了大量河湖相磨拉石建造和火山喷发－沉积建造，鲁西地区盆内地层具有由北向南逐层上叠和北断南超特点，鲁东地区盆地与之相反。盆地可划分为泛裂陷型、狭窄型裂陷、菱形裂陷三种类型，盆地演化经历了三叠纪—早中侏罗世挤压盆地、晚侏罗世—早白垩世断陷盆地、早白垩世裂谷盆地和晚白垩世裂陷盆地等阶段。
新生代构造格局具有明显的继承性和新生性双重特点，构造特征和动力学演化继承中生代构造特点。主要的地质事件是受断裂控制的新生代盆地和玄武岩喷发。
新生代盆地发展具有明显的阶段性，一般可分为古近纪、新近纪和第四纪三个演化阶段。在强烈坳陷区、斜坡及山间盆地等不同构造位置中发育不同的沉积序列:坳陷盆地内以细碎屑为主，发育济阳群;山间盆地中沉积含粗碎屑较多的堆积物，发育官庄群;而在斜坡地区则发育五图群。受陆相沉积环境影响，盆地中地层相变非常大，自盆地外部往内部碎屑岩粒度逐渐变细。含膏盐、岩盐沉积是新生代盆地的共同特点，在裂谷坳陷中还发育丰富的油气资源。新生代以来，太平洋板块由早期的NW向转为向西俯冲于欧亚板块之下，所产生的弧后拉张效应使渤海湾地区产生巨大的拉张应力场，同时郯庐断裂中段产生强烈拉张，这些共同的作用导致了渤海湾大型断陷盆地的形成。济阳坳陷新生代盆地继承中生代断陷盆地发育，古近纪，伸展断陷作用形成半地堑盆地;新近纪，盆地以区域性坳陷沉积为主，原来的生长断层不再活动;第四纪，山东整体处于截凸填坳的均一化过程，局部有缓慢的隆升，伴随着泰山的隆起，济阳坳陷和济宁坳陷成为统一的第四纪坳陷盆地。
新生代玄武岩属钠质碱性玄武岩类，岩浆来源于亏损的软流圈地幔，并有部分岩石圈地幔的混染，形成于强烈的伸展拉张构造环境。
第四纪地壳以差异性升降运动为主，新构造运动塑造了山东省现代地形地貌和水系特征。活断层主要表现对早期构造继承性改造，单条断裂整体活动性差，活断层主要集中分布在沂沭断裂带、兰考－聊城断裂带、牟平－即墨断裂带附近。
‘叁’ 大地构造演化及其成矿作用
从区域地史演化来看，本区有3次强烈的构造变形变质作用、岩浆活动与成矿作用，形成区域主要构造形迹与成岩成矿格局。
一、太古宙—古元古代华北地台基底的形成阶段
研究区南部的华北地台北缘克拉通基底是在新太古代原始陆核(集宁群、迁西群)的基础上，于距今2500～3000Ma期间形成的以乌拉山群(建平群或鞍山群)为代表的火山－沉积建造。早期为沉积绿岩建造，晚期为陆源碎屑－镁质碳酸盐建造。该套地层的沉积在区域上西自阿拉善右旗，经狼山、乌拉山、大青山至赤峰，向东延伸到河北、辽宁等省、区，并由此形成了包括研究区在内的华北地台北缘重要的金、铁矿源岩系。乌拉山运动(阜平运动)结束了太古宙的历史，并使乌拉山群等地层发生以角闪岩相为主，局部达到麻粒岩相的变质作用和变形(以褶皱为主)，并伴随有大量的以TTG岩石组合为主的花岗质岩浆活动。
古元古代早期，区域上在色尔腾山一带发生裂陷，并有地幔物质上涌，沉积色尔腾山群，原岩为拉斑玄武岩、钙碱质中基性火山岩－硅铁质岩及砂泥质－碳酸盐建造，属绿岩带性质。该群中赋存有多层磁铁矿，形成大中型矿床。
古元古代晚期，在西拉木伦河到狼山一带，断续分布着一套滨－浅海相以陆源碎屑及砂泥质为主并夹有中、基性火山岩及碳酸盐建造的宝音图群，它有别于绿岩建造的色尔腾山群，是稍晚时期的沉积物。与该套沉积建造相当的地层在大青山地区为二道凹群，并被长城系渣尔泰山群不整合覆盖。
古元古代末期的色尔腾山运动(华北地区区域上为吕梁运动)，使上述各群发生褶皱成为陆地，并形成华北地台的基底。伴随这一时期的构造运动，在色尔腾山的两侧发生断裂，南侧为临河－集宁深断裂(内蒙古地轴南缘断裂)，北侧为高家窑－乌拉特后旗－化德－赤峰深断裂。沿着这两条断裂有1900Ma左右的基性—酸性岩浆侵入，同时在地台腹地出现1800～1900Ma的大量伟晶岩脉，这些伟晶岩脉多为北东向及北西向呈“X”形展布，说明古元古代形成的地台基底已经具有刚性，并具有克拉通化。同时反映了原始东西向构造带主要是受南北向挤压作用的产物。至此，华北地台基底基本形成，区域性的中、高级区域变质作用终止。
二、中新元古代－古生代阶段
中新元古代，沿着华北地台北缘及南缘，发生了巨大的线状坳陷，沉积了巨厚的中新元古界沉积建造，如北缘的阴山坳拉槽和南缘的燕山坳拉槽。但内蒙古隆起本身则处于抬升剥蚀状态。
中新元古代－古生代，以华北地块北缘岩石圈断裂带为界，即以多伦－赤峰－开原断裂为界，华北地台北缘分为两个不同的一级构造单元:南部为华北陆块;北部为兴蒙－吉黑褶皱系。
华北陆块北部以内蒙古隆起带南缘断裂带为界，南部为陆内稳定坳陷沉积区，沉积了新元古界及寒武系－奥陶系、中石炭统－二叠系以滨浅海相、海陆交互相及陆相为主的碎屑岩－碳酸盐岩－泥质岩系。古生代构造变形与岩浆活动微弱。而北部为内蒙古隆起带，缺失古生代沉积盖层，是一个长期隆起剥蚀带，以基底岩系广泛出露为特征。
与内蒙古隆起带及其南部沉积环境不同，研究区北部地区(赤峰－开原断裂以北)在早古生代时期处于陆缘活动带，奥陶－志留纪连续沉积了近5000m厚的陆源型碳酸盐建造，类复理石建造、绿岩建造和斑岩建造，伴随着强烈的海底火山喷发。在赤峰西南部的锦山一带发育了少量寒武系沉积，其沉积建造以碳酸盐岩为主。志留纪末期，加里东运动使地槽发生强烈的波状运动，形成一系列北东东向的线状紧闭褶皱和伴随褶皱的断裂和强烈的区域变质。形成温都尔庙－翁牛特旗加里东褶皱带。伴随构造运动，还有岩浆活动。区域上，沿着华北地台北缘断裂带有加里东晚期岩浆岩分布。晚志留世的沉积为陆源碎屑岩建造，明显不整合于奥陶系、中志留统及岩体之上，属于温都尔庙－翁牛特旗加里东褶皱带上的盖层沉积。这标志着加里东期洋壳消亡和俯冲作用的结束。
早泥盆世，该地槽承袭了志留纪海域连续沉积了滨海、浅海相陆源碎屑岩建造，早泥盆世末期发生早华力西期运动第I幕，使地槽褶皱隆起，从而缺失中泥盆世的沉积。
赤峰以东地区，石炭纪为海陆交互相槽台过渡类型的沉积，形成一套复理石建造或类复理石建造。早二叠世早期为陆源碎屑－碳酸盐建造即火山－复理石建造，晚期为陆源碎屑建造，形成一个完整的海进到海退的沉积旋回，伴随强烈的海底火山活动。早二叠世末期，发生晚华力西运动，形成晚华力西褶皱带，并伴随有大规模的岩浆活动，形成多条华力西晚期岩浆岩带。同时，该时期的构造岩浆活动强烈地影响了南部的内蒙古地轴隆起带，沿华北地台北缘形成了东西向展布的华力西晚期构造岩浆岩带。
三、中、新生代阶段
从中生代初期－新生代，华北地台北部与其北侧的古生代褶皱带，共同由东西向构造转受滨太平洋的构造体制的制约，形成以陆内造山作用为主的构造环境。对研究区有重要影响的运动为印支运动和燕山运动。
关于印支运动的表现，主要是根据近年来通过岩体的同位素年龄确定的。如原1∶20万区域地质调查报告(喀喇沁旗幅)划定的喀喇沁岩体已解体出大量的印支期花岗岩，这些花岗岩与燕山早期花岗岩一起，沿着北东向构造带展布，形成了典型的构造岩浆岩带。另外，在研究区东部努鲁儿虎山隆起带中央部位的西台子岩体，也有资料认为属印支期花岗岩。
根据上述资料推定研究区内呈北东向展布的隆起带和坳陷带相间分布的构造格局主要是在华力西晚期－印支期形成的。
燕山运动是整个中国东部最为重要的构造运动，在区内的表现形式主要是以一系列北北东向的断裂为主，并伴随强烈的岩浆活动(侵入和喷发)。
总体上看，区内燕山期构造变形大体可以划分为早、晚两期。早期以北30°～40°东挤(扭)压冲断带为主，伴有一些宽缓的短轴背向斜构造为特点，破坏侏罗系盆地，并有大规模的中酸性－酸性岩浆侵入，沿着早期北东向构造带，形成构造岩浆岩带，这是区内主要控矿构造带之一;燕山晚期以北北东向断裂带为主，部分沿早期断陷边缘迁就和归并先期构造形迹，形成略显波状的北北东向压扭性断裂带，方向较为稳定、规模较大，伴生及派生构造发育，岩浆活动较为强烈，伴有下白垩统火山－沉积岩系，也是区内控矿构造之一。
喜马拉雅运动，区内以隆升为主，新第三纪(新近纪)有大量玄武岩，第四纪仅沿沟谷、河流有少量沉积。
四、区域构造发展史与金属矿床的形成
如上所述，研究区的地质构造发展历史从本质上可以划分为3个不同的演化阶段:太古宙克拉通基底形成阶段、古生代沉积盖层发育阶段(加里东期和华力西期)和燕山期构造岩浆活动阶段。与之相对应，基本成矿时期也可以划分为对应的3个阶段:太古宙变质岩原始矿源岩的形成及韧性剪切带的发生，促使Au等成矿元素发生活化转移，部分元素富集形成矿床，如铁矿床;古生代沉积形成了一套海相碳酸盐相夹碎屑岩相沉积建造，伴随着火山喷发及成矿物质的形成;华力西期构造岩浆活动在岩浆岩与地层接触带形成矽卡岩型矿产，并沿着深大断裂形成基性－超基性岩石及相关的矿产;印支－燕山期以强烈的构造岩浆活动为主，使得基底韧性剪切带或者早期构造带发生重新活动，与岩浆活动一起形成岩浆热液型金属矿产，沿早期地层接触带形成矽卡岩型矿化。同时，在有利的地层、沉积建造及构造部位形成不同规模和类型的金矿、铅锌、铜钼矿等矿化。
‘肆’ 大地构造演化各阶段
2.4.3.1 在华南地区普遍存在太古宙—古元古代的结晶基底
在江南—雪峰隆起带的中段益阳所出露的古、中元古代玄武质科马提岩代表了古大洋高原有一系列古火山。这些火山热点是通过一个上升的深地幔柱部分熔融方式直接从深地幔中析出物质，组成了古扬子陆块古、中元古代具原始地幔性质的生长层。
地球物理探测表明：沿雪峰隆起东、西两侧大断裂带，分布着数个强重力异常低值，如通道南山顶为-115×10-5m/s2，黔阳白马山异常低值为-110×10-5m/s2（蒋洪堪等，1992；金昕等，1997）。结合电阻率异常，西侧武陵—凤凰一带上地幔存在高电阻体，可达1000Ω·m以上，块体延伸约140km；东侧黔阳一带也有地幔高电阻体，电阻率达1000Ω·m，块体延伸可达170km，组成一形似碟状的高阻块体。地壳电阻率大于5000Ω·m，表明存在古、中元古代低温、高阻岩石，属于低热流冷块。如在娄底 涟源邵阳一带地表热流密度值平均为26.24mW/m2，深部热流值平均为9.65mW/m2（张术根等，1996）。莫霍面温度为258～295℃（袁学诚等，1989）。在雪峰两侧各有一平行的低阻带（约50Ω·m），它们是超基性岩喷溢和侵位的通道裂解带（陈心才，1996；方剑，1999）。
2.4.3.2 晋宁旋回是地壳的又一次开合运动
晋宁运动使整个江南块体与扬子块体拼贴、裂谷封闭、块体从而趋向稳定，转入准地台式沉积（郭令智等，1980 ，1984）。在湘桂海盆，该旋回早期的裂陷作用形成了广西的丹州群、湖南的马底驿组和高涧群，并使湘桂海盆转化为稳定的大陆边缘沉积。江南块体和扬子块体拼贴，使江南古陆逐步趋向稳定，而湘桂海盆及闽浙赣粤海盆的特征分化更加明显，大概以茶陵—郴州、四会—吴川断裂为界。界线以东为闽浙赣粤海盆，基底为华夏块体；以西为湘桂海盆，基底为扬子块体。江南块体和扬子块体于晋宁期拼贴后，闽浙赣粤海盆的构造系统由原来的北东向转为北东东—东西向，海盆进入了双大陆边缘裂陷槽活动阶段（北部边缘—位于江南古陆隆起带西南侧，受控于铅山—弋阳—宜春断裂系；南部边缘位于华夏块体的西北边缘，受控于南平—宁化，南康—瑞金，信丰—南雄，河源—广州断裂系）（李继亮，1993）。中、新元古代出现的第一次海洋封闭沉积序列，是武陵运动的直接结果，其变形特征与全球一致的陆—陆碰撞后的格局不同，碰撞后的古地理格局仍然是北陆南海，这是侧相拼贴增生的结果（殷鸿福，1999）。与此相对应，冷家溪群与上覆地层之间的接触关系，在湘北、湘西为高角度不整合、角度不整合；而在湘中则变为整合接触、连续沉积或浊流海底削蚀不整合。由武陵运动造就的北陆南海、北高南低的古地理及同沉积断裂控制了新元古代—早古生代的沉积特征。综上所述，晚元古代时期，湖南的大地构造环境应是陆内裂谷海盆，板溪群是此裂陷海盆内，不同构造相位的正常陆源—火山碎屑岩沉积，不是构造混杂岩，也不是构造嵌入的残留洋片。
2.4.3.3 加里东运动对华南大地构造格局的形成起到了重要的作用
加里东运动导致了扬子陆块和华夏板块的最终拼合，形成华南统一的大陆板块。湖南泥盆纪盆地是加里东旋回的第一个沉积盆地的一部分，关于其大地构造背景主要有这么两种认识：①湖南泥盆纪盆地是处于被动大陆边缘环境（舒良树等，1995）；②加里东运动导致扬子陆块和华南褶皱带对接碰撞，并发生前陆挠曲作用，湖南泥盆纪盆地为前陆盆地（袁学诚，1989）。本文认同前陆盆地之说，并在此基础上探讨其演化过程特点。
加里东运动使两个沉积类型截然不同的陆块拼合，导致了古生代中期的海洋封闭沉积序列的第二次形成；并以高成熟度、少山间盆地相的磨拉石为标志。但加里东运动，并未形成造山链，而是形成了一个由江南隆起与武夷—云开隆起所夹持的中心式盆地。湖南泥盆纪盆地，其基底是由扬子陆块东南大陆边缘的前陆挠曲部分组成（包括前陆盆地的构造沉降和负荷沉降部分），盆地西部和北部边界是扬子陆块东南大陆边缘前陆隆起所形成的雪峰古陆、江南古陆、幕阜山古陆；盆地的东部边界为华夏板块西缘仰冲所形成的武夷山古陆。由于造山过程的斜向碰撞及北东向基底断裂的左行拉张走滑，盆地堆积空间成为一北东向的长条状。由东向西迁移时，内部的构造分异受前陆盆地，逆冲推覆构造线的影响，而呈南北向展布，并控制了古地理格局，盆内的古地貌为北高南低，东高西低，且在南部钦州、防城一线，可能与古大洋相通。
湖南泥盆纪盆地经历了加里东和海西两个大的演化旋回，它的演化可以追溯到志留纪，这从区域上志留系与奥陶系之间的接触关系可以得到证实：在湘西北地区，志留系与奥陶系之间为平行不整合；而在湘中、湘南一带，两者则为连续沉积接触。志留系为一套深水浊流相沉积，显示了两板块开始碰撞，发生前陆挠曲、边缘抬升，导致区域内志留系与奥陶系之间接触关系格局的形成。湖南泥盆系与下伏老地层之间的角度不整合关系，表明加里东造山运动的主幕发生于此时。如江永下泥盆统源口组同寒武系呈高角度不整合；常宁、江华等地亦是如此；而中泥盆统跳马涧组的下伏最老地层位下志留统。这样，早晚古生代地层之间的不整合时代应属于加里东运动（湖南省地质矿产局，1989）。所以说加里东运动对泥盆纪盆地的形成和演化起了决定性的作用。
在早泥盆世，扬子陆块与华夏板块沿绍兴—江山—郴州—南宁一线，拼合形成了中国南方早古生代的前陆盆地，并进入前陆盆地的充填、剥蚀和削平阶段；随着海平面的下降，在前泥盆系基底上沉积了源口组和半山组的陆相磨拉石沉积组合；盆地通过充填和进一步的剥蚀削平，到中泥盆世跳马涧期沉积时，已成为一缓坡的地形，构造相对稳定，控制盆地的有效容纳空间为海平面上升，由此形成了湖南泥盆系的海相沉积盆地的第一个海侵面（谢窦克等，1997）。在湘中和湘南一带，起初为陆源碎屑沉积海盆，属滨浅海环境，以波浪作用为主。岩石为灰白色的石英砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩；在新邵白云铺、巨口铺、城步，隆回关峡等地，主要以潮汐作用为主，该期地层由紫红色的石英粉砂岩和泥岩、粉砂质泥岩组成宏观的砂泥质韵律互层。而靠北边和西边的涟源雷鸣桥、娄底及张家界一带仍然以河流沉积为主，岩石为紫红色的含砾砂岩、石英粉砂岩和泥岩组成韵律。盆地演化至棋梓桥期，由于海平面不断上升，海侵不断由东南向西北和东北方向侵进，使得盆地成为统一的浅海盆地环境。在靠近古陆的张家界一带，为陆源碎屑的滨浅海环境，形成巨厚的石英砂岩夹薄层的泥岩，沉积构造丰富；在其南部海域，早期为黄色、灰色的中厚层状泥岩、页岩、钙质粉砂岩夹泥质粉砂岩，为陆源碎屑沉积的浅海陆架环境，向上逐渐发展成为以泥灰岩、灰泥岩沉积为主，由黑色薄—中层状钙质泥岩、含生物屑粉沙质泥灰岩、生物灰岩、泥晶灰岩所组成，它们成互层产出，顶部泥灰岩中，具有明显的水平层理。至此除北边以及西北部靠近古陆区仍为陆源碎屑滨岸沉积环境之外，全省境内形成了统一的碳酸盐浅海环境（殷鸿福，1999）。
进入佘田桥期后，由于特提斯构造域的拉张效应，使得北东向的基底同生断裂活动，并产生强烈的拉张兼左滑作用，形成一些北东向的相对抬升隆起区和沉降区（赵崇贺等，1996）。这些断裂在湖南境内主要有冷水江—龙胜断裂带、钦州—灵山断裂带等。沿这些断裂带相应地在碳酸盐陆棚上形成了北东向的新化—城步台间盆地和灵山—衡阳台间盆地，使得湖南泥盆纪盆地进入了台盆分裂阶段，在空间上形成了台、盆交叉，台中有盆、盆中有台的复杂古地理景观。
到晚泥盆世锡矿山期，由于构造活动变弱，海平面下降，造成了本区广泛的海退，从而形成广泛的向上变浅序列，使得湖南全境成为统一的稳定陆架，陆屑掺和作用表现强烈，原有的台盆相已变为开阔的碳酸盐陆架相，再进一步被潮坪相、三角洲相所取代；到锡矿山晚期碳酸盐浅海大幅度向南收缩，其余均被陆源碎屑浅海和滨岸，陆棚环境代替，而完成了泥盆纪沉积盆地的沉积演化史，奠定了石炭纪的沉积基底（杨明桂，1995）。
尽管早古生代末期，扬子块体与华南加里东褶皱带拼接在一起，形成了稳定的陆壳，但在晚古生代，尤其是在东吴运动时期，这一稳定陆壳在湖南区内具有强烈的活动，是一个较为活动的被动大陆边缘，在早二叠世末—晚二叠世初，江南隆起上升成为古陆，新化株洲断裂以南和双牌—长寿断裂的活动，以及桑植五里溪、衡山滨家坪等地的火山活动，均表明早古生代末期形成的被动大陆边缘在该时期具有较为活动的特点。在新化—株洲断裂以南，龙潭煤系分布的主要地区，沉积相分布具有明显的对称性：以双牌—株洲断裂一线为中心，向东、向西均具有由滨浅海—三角洲过渡相—陆相—剥蚀区的特征。当时的滨浅海沉积位于东安—衡阳—双牌一线西南，呈一向广西全州开口的喇叭状，这种沉积环境和相类分布，也表明该区大部分处于被动大陆边缘，并非稳定大陆边缘沉积。叶红青（1987）利用砂岩的矿物成分和化学成分判别其形成的大地构造环境时，亦指出了湖南区内二叠纪大部分砂岩形成于被动大陆边缘，只有少数砂岩的形成与火山活动有关。
由此可见，华南褶皱带是古扬子陆块与华夏陆块于晋宁运动和加里东运动中拼合而成的，拼合界线在绍兴—江山—萍乡—梧州一线，在加里东运动后进入板内发展阶段；由于加里东期的拼合，并未使华南褶皱带克拉通化，因此整个海西—印支期华南褶皱带活动显示了明显的伸展特点（杨明桂，1994）。表现为地层的岩相厚度变化大，出现较多的深水沉积、复杂的古地理面貌、火山活动较频繁，这些特点充分反映在海西—印支期的华南一些盆地的性质、特点及其演化上，而二叠纪沉积盆地则是其中最具特色的演化阶段。
在古生代中期，扬子与华夏两古陆碰撞，只演化到早期阶段就停止了会聚，因此在碰撞带并未形成推覆堆叠的逆冲山链，而是形成两个边缘隆起所夹持的中心式盆地。两个边缘隆起，一是西北部的江南隆起带（在省内称雪峰隆起），另一是东南部的华夏古陆（也称武夷—云开隆起），中心式盆地则是指湘赣桂粤上叠盆地，其西南端尚存在有未封闭的残留海。晚古生代海水再度侵入，受这种古构造古地理格局的控制，晚古生代沉积序列总体规律是从南西向北东，逐层超覆。早泥盆世的沉积只限于广西至湖南的南部；中泥盆世的沉积可抵达湘赣边界；晚泥盆世的沉积可至浙赣边界；再往北则为石炭纪的沉积（刘五一，1991）。这是由于海水从西南端残留海不断向东北推进的结果，从而构成了“两种基底，同一盖层”的地壳结构。
在整个晚古生代的沉积序列中，以含珊瑚、腕足类等生物的灰岩为主，属于碳酸盐台地上的浅水型沉积。由于受微型陆块扩张的影响，自中泥盆世开始出现了一系列北东及北西向的小型断陷盆地，盆地内以黑色泥灰质及硅泥质沉积为主。生物主要为浮游型，属于深水滞流环境沉积，从而构成台盆相间的现象；二叠纪，在微型陆块扩张的基础上，盆地中心的东南侧出现了较大的深水相沉积区（下二叠统当冲组与上二叠统大隆组硅质岩分布区），这是陆源物质供应匮乏的区域。三叠世早期，湘中的西部及其西北广大地区为含底栖生物的泥灰岩沉积及咸化浅海沉积，原陆源物质匮乏的硅质岩沉积区却沉积了陆源碎屑浊积砾岩（唐晓珊等，1994），这个带的出现，与晚三叠世的陆相磨拉石堆积结合，说明了海水已经从省境内全面撤出，全省范围全面上升成陆，从此进入中—新生代构造演化阶段。
‘伍’ 大地构造演化模式
综合上述分析，可建立湖南地区的大地构造演化模式如下：
包括湖南在内的华南地区，在中元古代以前是一个统一的扬子华夏古陆（图2-14A）。
到中元古代，古陆裂解，形成裂陷槽或称华夏扬子两古陆块之间的小洋盆，接受沉积。其底部和下部有海底喷发形成的科马提岩系和拉斑玄武岩，有些地方与深水硅质玄武岩构成蛇绿岩套。这一时期总的是复理石碎屑沉积夹火山沉积，厚度巨大，在湖南称冷家溪群（图2-14B）。
中元古代末和新元古代早期，华夏陆块向扬子克拉通碰撞拼贴，这一运动被称之为武陵运动（图2-14C）。
碰撞拼贴形成大规模逆冲推覆，使地壳张裂，缩短而造山，造山使深层挤压升温，地壳部分熔融，形成改造型花岗岩；同时玄武质岩浆沿深大断裂上升，形成火山喷发玄武岩和基性—超基性侵入岩，当挤压停顿时，就发生抬升夷平，形成陆坡接受沉积（板溪群）。板溪期（新元古代晚期）有一次张裂的断块运动，使之抬升而遭受剥蚀，从而使震旦系成为不整合超覆沉积，这就是雪峰运动。
雪峰运动并未改变沉积环境的性质，所以扬子构造域在震旦纪继续为陆坡沉积环境，以碳酸盐岩为主，并有铁矿（江口式），锰矿（湘锰式），磷矿（陡山沱）等沉积矿产形成，局部有火山活动；华夏构造域以复理石碎屑沉积为主，且火山活动相当强烈。扬子构造域以陆坡碳酸盐为主的沉积和华夏构造域的复理石碎屑沉积一直继续至中奥陶世（图2-14D）。
晚奥陶世，在扬子陆坡环境中，由以前的碳酸盐硅质沉积为主变为碎屑复理石沉积，沉积物的改变，表明扬子、华夏两个板块在湖南境内沿茶陵—郴州一带又重新开始接触，进入两个板块碰撞汇聚的初始阶段，即加里东运动开始（图2-14E）。
两个板块碰撞汇聚在各阶段的发展是不平衡的，东段（江西境内）汇聚后继续活动，完成造山阶段而形成怀玉—九峰隆起造山带；中段（湘中一带）汇聚后停顿，形成夹持于雪峰—幕阜与罗霄—武夷两隆起之间的上叠盆地（图2-14F）；西南段（广西境内）散开而未形成海洋封闭。这一时期的岩浆活动，有早期海洋（华夏一侧）向大陆（扬子一侧）俯冲的同熔型花岗岩（诸广山岩体）。
从新元古代开始，在加里东运动褶皱基底上的上叠盆地，接受了从泥盆纪至早三叠世以碳酸盐为主的沉积，从而形成了碰撞汇聚带中段的“两个基底，一个盖层”的壳层结构（图2-14G）。
图2-14 湖南地区构造演化示意图
（据湖南省地质学会等，1996，改编）
在早三叠世已经联为一体的华南陆块，受其周围板块（太平洋板块、印度板块等）的俯冲汇聚影响而发生陆内造山运动，即印支运动。它主要表现为基底滑移和分段推掩，以形成改造型花岗岩为主，并多沿断裂带分布。到侏罗纪和白垩纪，华南陆块周围的板块继续活动，基底滑移和分段推掩进一步加强，而表现为燕山运动（图2-14H）。
燕山运动在罗霄—武夷隆起带最为强烈，使之成为南岭地区最重要的构造热带，成为改造型岩浆岩形成的源地；并且由东向西，岩浆活动有减弱至逐步消失的趋势。从武夷罗霄隆起带向西，岩浆岩由面型分布到单个分布，直至不再出现。与此同时，在两个板块汇聚带，由于其构造薄弱带是地壳中的“伤痕”，幔源物质易于渗入和壳层物质混熔生成壳幔岩浆，通过上侵形成中酸性和酸性花岗岩，伴生或共生在一个低序次的构造单元中，从而使两板块汇聚带成为一个重要的构造岩浆活动带。
上述各期构造运动的发生，以及后期构造运动对前期构造运动形迹的叠加、改造，为湖南地区成矿作用提供了有利的成矿构造条件，不仅为成矿作用的发生提供了丰富的热液、水源，还为成矿物质的运移提供了通道、为成矿物质的沉淀提供了有利的空间。就成矿而言，大地构造是成矿的基础，是岩浆和成矿物质产生运移的依赖，与构造相匹配，就派生出与之相适应的三种成矿作用：即垂直增生扩张而面状成矿、水平推覆挤压带状成矿、构造交会聚合状成矿。因此，湖南地区，由于其处于特殊的大地构造位置而成为重要的金属矿产成矿区。
‘陆’ 构造地质学（大地构造学）的基本内涵概念及其演变是怎样是
构造地质学（Structural Geology）是研究岩石圈内地质体的形成、形态和形变作用的成因机制及其相互间的影响、时空分布和演化规律的科学，广义的构造地质学包括大地构造学。
大地构造学（Geotectonic）是研究地球岩石圈构造的发生、发展、演化及其运动的科学；是地质学中理论性、综合性很强的分支学科。
关于大地构造学的定义，不同的学者在不同的时期有不同的概念，一般认为是研究地壳的大型的、乃至全球构造的发生、发展、区域构造组合及其它们的几何学、运动学和动力学特征的学科。我国着名大地构造学家、地质力学派创建人李四光院士在1956年曾把构造的研究概括为两个方面：建造和改造。建造代表形成，是地壳运动的物质基础，也是地壳发展演化的物质反映；改造代表形变，是地壳运动的结果或具体表现。大地构造学属于广义构造地质学，也是传统的构造地质学组成部分，两者有着发展史上的源渊关系，在研究对象上，同样研究岩石圈地质体的形成和形变之构造作用，形成机制及其相互的影响、时空分布和演化规律；其所不同的是大地构造学是研究大型、乃至全球构造的发生、发展，区域构造组合、形变构造、历史演化、地壳运动及其力源等，可以说，它与构造地质学相辅相承。从大地构造运动来说，可分为三种类型：震荡的、波动的、褶皱的，因而说：大地构造学还着重于褶皱、断裂、构造形态形变、特征等的研究，结合岩石组合特征来研究构造演化历史以及动力机制和成因模式。
总的来说，大地构造学是一门具有时空尺度大、多层次、多种类、多类型特点的学科，是地质科学中综合性和理论性很强又具探索性的学科，最早多以学说、假说出现，并酝育有丰富的哲学内涵，被一些地质学家称之为地球科学中的哲学。由于基础学科成就的渗透，它是一门更为广阔、研究地球深部和内生过程的科学，是技术方法与地质、地球物理学和地球化学融为一体的科学，历史上被命名为“地球学”（Geonomy）。
从近期大陆地质研究中，构造地质学家、大地构造学家进一步认识到：
（1）大陆地表没有一个共同的成因方式，它是一个非均一成分的，结构上不对称的，由具有复杂的构造和热化过程的不同块体拼合而成；（2）在超板块的构造认识中，其流变作用和造山作用突出；（3）结合当代地震构造研究，其成果将对大地构造学的发展，具有重要影响。
‘柒’ 成矿大地构造演化阶段
对于海南岛大地构造及分区问题，中国地质科学院(1962)运用槽台学说将海南岛划为“南华准地台华夏褶皱带”、“岛南和岛北分属二级构造单元海南隆起和雷琼新凹陷”。1977年陈国达等出版的《中国大地构造概要》及《中国大地构造图》中将其划为“海南地穹列”，属于东南地洼区的“琼雷地洼系”，认为早古生代为加里东期地槽褶皱带、晚古生代为地台区、三叠纪末以来为地洼区(国家地震局广州地质大队，1977)。袁奎荣等(1977)评述了岛西存在海西地槽的依据;陈炳蔚等(1978)、夏邦栋(1979)也先后论述了海南岛海西地槽的基本特征，及空间分布不限于岛西，其时间分布不限于泥盆纪—早石炭世，扩及延续发展到二叠纪末、甚至中生代初。陈国达(1977)依据铁矿会战过程所获新资料(特别是地层方面的)和对石碌群第七层及其上下地层的沉积特征、地质时代的认识，根据中国南部地槽回返的地质时代有自NW向SE逐渐推迟的规律性，论述了海南岛存在海西地槽的可能性问题，指出该岛自三叠纪末始进入地壳发展的第三阶段———地洼发展阶段;地槽阶段为元古宙—早古生代，或延至晚古生代初;地台阶段为晚古生代初期或中期到中生代初。之后，彭格林(1990)主要依据沉积建造特征及其演化、空间分布和大地构造属性，以及岩浆活动等重要标志，并结合袁兆亿(1987)、邹和平和黄玉昆(1987)以及刘以宣(1984)等人的研究成果，认为海南岛经历了地槽、地台、地洼三个大地构造发展阶段，以九所-陵水深断裂为界，岛中岛北现阶段属东南地洼区，前寒武纪—早古生代为地槽区、晚古生代为地台区;深断裂以南为南海地洼区，前寒武纪时为地槽区、古生代演化为地台区，全岛早三叠世末同时进人地洼发展阶段。
侯威等(1992、1996)进一步根据海南岛沉积建造、岩浆建造、变质作用和构造型相等分析，并结合年代地层学研究进展，提出海南岛大地构造演化可能经历了前地槽(X)、地槽(Ⅰ)、地台(Ⅱ)和地洼(Ⅲ)4个发展阶段(图2-4):
太古宙(?)—古元古代为前地槽发展阶段。这一时期形成一套受过深变质和花岗岩化、混合岩化的花岗岩-绿岩建造。长城系抱板群构成了前地槽构造层的主体，构造相为NE向的紧闭褶皱，并以长轴穹窿体组成了本区的结晶基底。它是我国华南华夏古陆的组成部分，控制前地槽发展阶段的构造是古北东向构造体系。
中元古代进入地槽发展阶段，此时，岛北区处于浅海环境，在抱板群上堆积了石碌群，后者由一套厚达数千米的海相—浅海相砂页岩、浊积岩和具多期次的基性、中基性火山喷发岩组成，形成具有复理石建造、砂页岩-火山岩建造、细碧角斑岩建造、含铁碳酸盐岩建造和火山碎屑岩建造等的火山沉积岩系。晋宁运动后，九所-陵水断裂带以南的岛南区经褶皱回返并进入地台发展阶段，岛北则继续大幅度下沉，地槽继续发展，直至海西运动后，岛北才普遍发生近EW向褶皱和区域变质，并伴有海西-印支早期花岗闪长岩的侵入。随后，于早三叠世岛北转入地台发展阶段，而岛南则于志留纪未整体上升隆起后，至早三叠世一直处在地台夷平剥蚀阶段。由此可见，岛北地台发展阶段时间很短，仅仅在早三叠世时期，且缺少地台型沉积层。岛北区为后海西夷平式古地台区，岛北区地槽发展过程中产生了近EW向的半紧闭型褶皱，并伴随有EW向断裂带出现。控制地槽发展是由南北向挤压而产生的东西向构造系。
中三叠世(约241Ma)整个海南岛进入地洼发展阶段，这一时期无论是在构造型相、沉积建造、岩浆活动和变质作用，还是成矿作用等方面都显现出新型活动区所具有的特征。地洼发展的初动期(T2—J)，NE向的长垣形隆起、褶皱和断裂构造开始活跃，构造反差增强，出现地洼盆地，其中堆积有分选性差、稳定性小、厚度变化又相当大的陆相砾岩、砂页岩建造。同时，还有大面积的重熔、交代型花岗岩形成，反映地壳重新强烈活动起来。白垩纪(K)为地洼激烈期，此时地貌反差更大，在地洼盆地中堆积了复矿砂砾岩建造、类磨拉石建造，这些建造更是以分选不良、变化很大为特色，表明它们是构造运动强烈、地貌反差显着的大地构造环境产物。激烈期中的岩浆活动也十分强烈，以同熔型花岗岩侵入为主，并有酸性、中酸性、中基性火山岩喷发形成岩被。该时期褶皱及剪切活动强烈，多形成紧闭倒转褶皱和环形构造，以及脆性剪切断裂。
古近纪初(E1)进入余动期，此期主要形成含煤、油页岩碎屑岩建造和粘土砂岩建造。余动期构造演化受EW向及SN向构造系的控制，形成许多断裂控制的拉张盆地;岩浆活动以大量玄武岩喷发为主。至今海南岛仍在继续上升，表现以垂向作用为主。
石碌地区地处东南地洼区琼雷地洼系琼中地穹列的西侧(见图2-2)。地槽发展阶段该区处于南华海西地槽的弧形转折端，该弧形地槽是东与东南沿海、西与广西钦州地槽带相连的环大陆边缘的地槽褶皱带。地槽褶皱回返阶段的近SN向构造应力，使石碌地区形成近EW向的半紧闭褶皱及断裂。地台发展阶段该区虽然相对稳定，但也受到了较大幅度的升降运动的影响。在地槽构造层基底上接受了近千米的地台沉积层(包括目前划分的震旦系石灰顶组和石炭系一部分)，从而导致了石碌地区地槽构造层的深埋。至地洼发展阶段，该区构造活动异常激烈。初动期的NE向横跨褶皱明显叠加在近东西向构造上;地洼激烈期的随之NE向构造作用不断加强，便与持续作用的EW向构造产生了联合，此时的石碌地区正处在海南岛环状构造的强烈作用地段;地洼余动期的EW向构造，又使石碌地区受到了进一步强烈的SN向挤压作用，产生了近SN向的断裂。
总的来看，石碌地区经历了长期的、复杂的构造作用，从而为该区提供了多阶段成矿演化的有利构造因素。陈国达等(1977)曾认为石碌矿区的所知铁矿床均属于多因复成矿床，但其基础矿床先后成于两个不同的大地构造发展阶段，分属两种不同大地构造类型:一为地槽型沉积变质矿床，一为地台型沉积矿床;前者的含矿地层为石碌群第一至第六层(即QbS1－6)，后者的含矿地层为石灰顶组(即本书重新划分的石碌群第七层QbS7);同时他们还认为，地槽型沉积变质铁矿进一步经历了地洼成矿作用的改造叠加和富化，暗示了石碌铁矿具有“地槽矿床+地洼矿床改造富化”的成矿大地构造条件。
‘捌’ 大地构造位置及其地质演化
在大地构造位置上，试验区位于准噶尔板块东南缘活动带康古尔塔格泥盆纪—石炭纪岛弧带的南部和塔里木板块东北部活动带觉罗塔格石炭纪岛弧带的北部对接部位，区内深大断裂康古尔塔格-黄山断裂带为准噶尔板块与塔里木板块之间的缝合线，成近东西向穿越试验区中部（图4-1-1）（周济元等，1996；姬金生等，1994；秦克章，2000）。
‘玖’ 大地构造性质
区域地质和古地磁资料研究表明，中国东部大陆是由若干块体先后拼合而成的，其拼合过程从晚古生代后期开始，到中生代结束。中生代是中国东部最重要的构造变革时期，这一时期古生代的构造格局被打破，滨太平洋域开始发展。不同时期形成的构造互相叠加，形成了十分复杂的构造图案。但是，由于不同地区基底性质不同，发展的不平衡，其在中、新生代时期的相互作用和演化历史亦不同，现分述如下。
（一）东北地区
该地区中、新生代岩浆活动的地质背景，由3个基本构造单元所组成，即由西伯利亚南缘增生带、华北陆块北缘增生带和完达山板片所组成，基本上以西伯利亚南缘增生带为主体，其内部次一级构造单元组成较为复杂。
1.西伯利亚板块南缘增生带
自西而东包括：额尔古纳-兴安北段加里东-中华力西褶皱带、内蒙古-兴安南段晚华力西褶皱带、锡林浩特中间微陆块、嫩松微陆块、伊春-延寿加里东褶皱带和佳木斯陆块。①额尔古纳-兴安北段褶皱带的西带，基底为元古宇变质岩系，上覆早古生代地层，在额尔古纳为寒武系—奥陶系的碎屑岩，夹酸性火山岩；在喜桂图-兴隆地区为奥陶系、志留系的碳酸盐岩和火山岩，中下泥盆统为碳酸盐岩和碎屑岩，含放射虫硅质岩，上泥盆统出现双峰式火山岩组合，下石炭统为复理石建造、火山岩和放射虫硅质岩；发育华力西期的花岗岩；在伊列克得-呼玛地区出现蛇绿岩。该褶皱带的东带在内蒙古北部-兴安岭北段，下寒武统为碳酸盐岩；奥陶系在多宝山地区为岛弧火山岩；上泥盆统为陆相碎屑岩；下石炭统为玄武质到流纹质火山岩，中石炭统为海陆交替相碎屑岩和火山岩，上石炭统为陆相安山质熔岩和碎屑岩；华力西中、晚期有辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和花岗岩，晚期伴有正长岩和碱性花岗岩，还有燕山期的碱长花岗岩和碱性花岗岩出现；元古宇褶皱为紧闭型，古生界中的为舒缓型，发育北东向断裂。②内蒙古-兴安南段褶皱带，可分南、北两带，北带的下部为泥盆纪蛇绿岩套，上部为陆表海沉积的石炭—二叠系，发育华力西晚期和燕山早期的侵入岩，有石英闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩。南带发育晚古生代地层，石炭系为泥页岩、碳酸盐岩和英安质、流纹质火山岩，并有蛇绿岩的构造侵位，下二叠统以钙碱性流纹质、英安质火山岩和碳酸盐岩为主。在黄岗梁—碧流台一带还见岛弧拉斑玄武岩，上二叠统为陆相砂页岩，主要发育燕山期二长花岗岩和钾长花岗岩。褶皱在早石炭世以前为线型紧闭型，晚石炭世以后为疏缓开阔型，断裂发育，以北东向为主，并伴有北北东向压性和北西向张性断裂。③锡林浩特微陆块，基底为元古宇的片岩、片麻岩和碳酸盐岩，上覆下寒武统的火山岩、上志留统细碎屑岩、含铁硅质岩、泥盆-石炭系的海陆交替相碎屑岩、火山岩和二叠系。侵入岩以华力西期闪长岩和斜长花岗岩为主。该陆块为线型紧密褶皱，发育北东向大型韧性剪切带。④嫩松微陆块，其北与俄罗斯境内的布列亚陆块相连，大部分被中、新生界所覆盖，出露最老的地层为新元古代变质岩系和相应的变质花岗岩，其盖层为上石炭统到上三叠统的海陆交替相到陆相的碎屑岩。侏罗纪和白垩纪为断陷盆地沉积。第三纪出现裂谷玄武岩。⑤伊春-延寿加里东褶皱带，位于嫩松和佳木斯微陆块之间，出露最老的地层为元古宙的变质岩系，上覆下寒武统的浅海相碎屑岩和碳酸盐岩，奥陶纪中统出现大量基性和中酸性火山岩，中泥盆统为钙质碎屑岩，下三叠统为陆相碎屑岩、泥岩，上三叠统—下白垩统为流纹质、英安质火山岩。产出有加里东期的辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩和印支期花岗岩，形成伊春-延寿花岗岩带。⑥佳木斯微陆块，由太古宇和古元古界变质岩构成陆核，中、新元古界为大陆边缘裂谷产物（黑龙江群和张广才岭群），上覆下寒武统和下泥盆统沉积地层，中、新生界为陆相碎屑岩。发育多期侵入岩，包括新太古代片麻状花岗岩、紫苏花岗岩，元古宙花岗岩分布很广，还有元古宙的超镁铁质岩和辉长岩，早古生代的以碱长花岗岩为主，印支期为二长花岗岩、花岗岩和碱长花岗岩。褶皱以线型紧闭型为主，发育剪切带，也出现推覆构造和逆冲断裂。
2.华北陆块北缘增生带
为加里东、华力西陆缘增生带，出露最老的地层为寒武系，由蛇绿岩套的岩石组成；奥陶系为钙碱性岛弧火山岩系，中志留统为类复理石建造，上石炭统为海陆交替相和陆相磨拉石建造。岩浆活动强烈，加里东期为石英闪长岩、英云闪长岩，发育在吉林南部。在温都尔庙发育完整的加里东期沟-弧-盆体系、蛇绿岩套和双变质带，褶皱构造复杂，由4次叠加变成，为紧闭线型同斜、倒转、平卧褶皱。加里东褶皱带以北为西拉木伦华力西褶皱带，出露地层为石炭系泥页岩、碳酸盐岩和火山岩，伴有蛇绿岩的构造侵位，向东到吉林地区火山岩减少，碳酸盐岩增多，下二叠统为火山岩、复理石碎屑岩和碳酸盐岩，具岛弧特征。除华力西中期蛇绿岩外，主要为华力西晚期侵入岩，有石英二长岩、二长花岗岩，在东部以燕山期花岗岩类为主，褶皱为紧闭线型，多向北倒转，发育逆冲断裂。
3.完达山板片
中生代由锡霍特褶皱带推覆到佳木斯陆块之上，主要由中三叠统含放射虫硅质岩、上三叠统放射虫硅质岩、泥质粉砂岩、浊积岩和混杂岩组成。侵入岩不很发育，有花岗闪长岩、英云闪长岩、那丹哈达岭蛇绿混杂岩，构造侵位于晚三叠世到早侏罗世浊积岩中，由超镁铁质岩、辉长岩、辉绿岩岩墙群、枕状玄武岩、硅质岩和正常沉积岩所组成，以推覆体方式构造侵位。
（二）华北地区
华北陆块是我国由最古老结晶基底形成的相对稳定的克拉通。除了陆块北缘和南缘增生带为古生代造山带之外，陆块内部在古生代主要表现为形成近东西向（北东东和北西西）和近南北向（近南北向和北北东向）的断裂活动和断块的差异升降，中、新生代构造-岩浆活动逐渐增强，从断块差异升降、走滑到拉张裂解，并伴随相应的岩浆活动。陆块内部分以下几个构造单元。
1.近东西向的构造单元
包括华北北缘隆起、燕辽中元古代裂谷带、华北南缘中元古裂谷带和阿拉善隆起。①华北北缘隆起带，以太古宇变质岩为主，古元古界出露很少。隆起西北部狼山、渣尔泰和白云鄂博拉张构造中发育中、新元古代的沉积变质岩系。主要褶皱轴、断裂带近东西向延伸。岩浆活动以华力西和燕山期为主，加里东和印支期也有分布。②燕辽中元古裂谷带，呈北东向分布，发育在早前寒武纪陆壳基底之上，开裂于中元古早期，形成海相长城系和蓟县系沉积，10亿年前后上升为陆块以后又下沉，形成新元古代青白口系，8.5亿年左右整体上升为陆块。在中生代其中段和东段形成一系列断陷盆地，伴随有火山喷发和侵入活动。③华北南缘中元古代裂谷带，近北西西向分布，西延到兰州、西宁，东到合肥以南，火山活动强烈，形成了中元古界熊耳群，具双峰式，主要为玄武安山质，上部为流纹英安质。裂谷发育在早前寒武纪陆壳基底之上，开裂于中元古代早期，闭合、褶皱在蓟县纪末（四堡运动），固结于青白口纪（晋宁运动）。④阿拉善隆起微陆块，在华北陆块最西部与塔里木陆块相连，其基底为太古宇、古元古界中—深变质岩系和中元古界浅变质碎屑岩、碳酸盐岩和火山岩，缺少古生代沉积，中-新生代为内陆沉积，陆块周边有中、新元古代的花岗岩分布。
2.近南北向的构造单元
自东而西包括胶辽隆起、鲁淮断隆和山西隆起，与之相间出现的有华北新生代裂陷盆地、鄂尔多斯边缘新生代地堑和鄂尔多斯中生代坳陷。①胶辽隆起，由三个地垒夹两个地堑所组成，地垒部分广泛出露太古宇、古元古界，大部分缺中元古界，新元古界为巨厚的碎屑岩和碳酸盐岩。盖层为古生界海-陆交替相沉积层。地堑部分为古元古代裂谷沉积，经历绿片岩相到角岩相岩的变质。岩浆活动以印支期和燕山期侵入岩为主，新生代发育裂谷玄武岩。②鲁淮断隆，基底为太古宇和元古宇，太古宇出露在断隆南、北两端。中元古界缺失，新元古界零星分布在淮南。古生界分布较广，其中石炭系、二叠系有南相北型的特征。中生代岩浆活动局限，平行郯庐断裂带近南北向展布，新生代以北西和近东西向张性断裂为主，并有断块差异升降活动。③山西隆起，是中生代以来的上升区，在太行山地区地壳厚度东侧为38km，西侧增到43km，是大兴安岭-太行山-武陵山重力梯度带的位置，构成山西隆起的东部边界，中间为北北东向延伸的汾渭盆地。隆起广泛出露新太古和古元古界的结晶基底，坳陷区以古生界为主，发育石炭-二叠系含煤地层，有北北东向和近南北向的断裂，并有零星燕山期的碱性岩浆侵入活动。④华北新生代裂陷盆地，位于郯庐和太行断裂之间，包括下辽河、渤海和华北平原，基底为太古宇。第三纪为河湖相碎屑岩。发育北北东向断裂，形成地垒和地堑相间的构造格局。其下为上地幔隆起带，莫霍面深度为30～33km，大地热流值较高。⑤鄂尔多斯中生代坳陷，三叠纪开始下沉，中生界为河湖、沼泽相沉积，发育较齐全，其下莫霍面为平缓的隆起区。晚白垩世整体上升。⑥鄂尔多斯边缘新生代地堑，位于鄂尔多斯中生代拗陷西部和东南部，形成银川地堑和汾渭地堑。基底为新太古—古元古界变质岩系，盖层寒武—奥陶系分布广泛，为当时陆缘盆地沉积。华力西、印支、燕山期为相对隆起的剥蚀区，喜马拉雅期形成地堑。
3.秦岭地区（东段）
昆仑-秦岭地区东段主要由秦岭东段、北大巴山和大别山所组成，其基底由不同时代的前寒武系所组成。秦岭地区东段由叠加在华南陆块北部边缘之上的南秦岭华力西-印支褶皱带、武当山隆起、礼县-柞水华力西前陆褶皱带、桐柏-大别地块和胶南-苏北陆块，以及叠加在华北陆块南部边缘之上的北秦岭加里东褶皱带所组成。
秦岭-大别构造带异常上地幔带Pn波值为7.75～7.90km/s。它构成了华北刚性板块和华南刚性板块接触带的边界。剪切波速度值沿着秦岭-大别构造带形成了一条深度大于240km的垂向低速带。它南侧的华南刚性板块Vs值为4.5～4.7km/s，北侧的华北刚性板块相对柔软些，Vs值为4.3～4.4km/s。华北板块下的软流圈较发育，速度低（4.1～4.2km/s），华南板块下的软流圈不发育，速度相对较高（4.3～4.4km/s）。秦岭造山带下的软流圈特别发育，速度仅为4.0～4.1km/s，并形成了垂向低速带。秦岭构造带下不仅没有山根，而且岩石圈地幔很薄，软流圈上隆。太平洋板块俯冲带在这里俯冲作用和俯冲方向改变，在秦岭构造带以南，太平洋板块俯冲带的前锋位置是沿中国东部海岸分布的。然而，在秦岭构造带以北，太平洋板块俯冲带的前锋位置已到达大兴安岭-太行山东部边缘，太平洋板块板舌的拆沉作用是松辽盆地和华北盆地形成的一个重要因素（彭聪，1999）。我们把秦岭地区放“华北”中论述。
（1）叠加在华南陆块北缘之上的构造单元
①南秦岭华力西-印支褶皱带，为扬子陆块的基底，由前震旦纪郧西群、耀岭河群和武当山群的浅变质岩系组成；晚震旦纪到中三叠世，是本区主要活动期，在拉张条件下，形成隆凹相间的狭长断块分割，在陆缘断陷形成寒武系、奥陶系和志留系的含炭质的泥岩、硅泥质碳酸盐岩和浊积岩，并夹数量不等的火山岩，具双峰式（玄武质和英安-流纹质）或为碱性系列的基性和中性火山岩。泥盆纪、石炭纪和二叠纪形成浅海相碳酸盐岩和碎屑岩；早、中三叠世，为深水复理石沉积，局部夹中酸性火山岩；中三叠世末，整体上升，形成晚三叠—早侏罗世含煤的陆相碎屑岩系。②武当山隆起，是南秦岭的东延部分，是南秦岭东端向西倾没的一个地背斜，其早古生代地质历史与南秦岭相近，晚古生代逐渐独立、主体为四堡期和晋宁期形成的郧西群、武当群、随县群和耀岭河群变质岩，下古生界仅分布在随县南和北大巴山，为炭硅质页岩、钙泥质页岩和碱性火山岩，因而分为武当山隆起、北大巴山和随县-应山加里东褶皱带3个次一级构造单元。③礼县-柞水华力西前陆褶皱带，太白山以东至南阳盆地，主要由中、上泥盆统组成，在柞水附近不整合在耀岭河群和寒武-奥陶系之上，中上泥盆统为滨海、浅海相碎屑岩，含大量来自北部造山带的变质岩和蛇绿岩的碎屑。泥盆纪之后，形成海陆交替相含煤碎屑岩和碳酸盐岩。南阳盆地以东到郯庐断裂之间相当前陆沉积物的是石炭系海陆交替相沉积，并不整合覆在下古生界二郎坪群和新元古界信阳群之上。④桐柏-大别微陆块和胶南-苏北微陆块，主要由前震旦纪中、深变质岩组成，位于北秦岭加里东主海槽系以南，武当山隆起的东北端，系武当山隆起根部的物质。
（2）叠加在华北陆块南缘之上的北秦岭加里东褶皱带
基底具三层结构，即最老是古元古界秦岭群等变质岩，原岩为巨厚的陆源碎屑岩、钙质和镁质碳酸盐岩，含石墨；中层为中、新元古时期陆缘的弧盆体系；上层为震旦纪和早寒武世造山后的陆表海沉积，以冰碛岩、碳酸盐岩为主，局部出现火山岩和含锰、含磷的岩系。早古生代扩张形成两个海槽夹一个中间隆起。代表北部海槽的岩系是二郎坪群和陕、甘交界的草滩沟群，前者由玄武质火山岩组成，夹硅质岩、含炭硅质岩和泥岩，侵入岩有辉石岩、辉长岩、闪长岩和斜长花岗岩；后者为一套火山沉积岩，其上与石炭纪煤系地层不整合。南部海槽沉积物，但只在断裂带附近保存少量残片，由蛇绿岩组成。中间隆起以秦岭群为代表，经历高温低压变质，有花岗岩浆活动。
（三）华南地区
华南地区主要由扬子陆块、南华活动带、台湾活动带和南海盆地所组成，其主体为加里东褶皱系，志留纪末与扬子陆块拼合形成华南陆块，有新元古代到早古生代浅变质基底，有古、中元古代变质块体的卷入。晚古生代到中三叠世主要为浅海相沉积盖层，中、新生代滨太平洋陆缘活动强烈，陆内断陷盆地发育，并有大量中、酸性火山活动和花岗岩侵入。
1.扬子陆块
扬子陆块是华南板块克拉通化程度较高的一分部，但仍有较大的活动性。陆块有双层基底，在四堡期、晋宁期固结，后经多次肢解和垂向增厚，加里东期为造陆运动，震旦纪—中三叠世陆块发育了良好的浅海相沉积盖层（在四川上扬子可达10km），中、新生代发育陆相沉积盆地。扬子结晶基底为早前寒武纪变质岩，仅见于其西北边缘，在下扬子和江南陆块浅变质层之下也有深变质岩。惟一的蛇绿岩带分布在歙县—德兴，是扬子与华夏古陆陆间窄洋盆的洋壳残片，由蛇纹岩、辉长岩（堆积）和枕状玄武岩组成，呈岩片推覆在歙县花岗闪长岩之上。扬子褶皱基底在固结过程经历了多次构造运动，江南微陆块中元古界在四堡期强烈褶皱；不整合在其上的青白口系的火山浊流沉积岩系，经晋宁运动进一步固结；震旦系上统为稳定型沉积。该区内扬子陆块可进一步分为五个微陆块，即①上扬子微陆块是华南板块的稳定核心，深成结晶基底近菱形，其上为四川中、新生代拗陷盆地，周边为盖层的弧形褶皱。②下扬子微陆块，古生代盖层广泛分布，褶皱发育，在大别山微陆块以南呈山字形褶皱弧，发育燕山期岩浆活动，火山岩分布在断陷盆地内，侵入岩在古生代沉积坳陷褶皱的局部构造穹窿或短轴背斜中，江汉、苏北和南黄海海域有中、新生代断陷盆地展布。③江南微陆块，为四堡期—晋宁期造山带裸露部分，是一个受到强烈推覆作用的山链，呈“S”形北东向延伸，陆块边缘有燕山期的斑岩侵入和流纹质、英安质火山岩的上叠式断陷盆地分布。④浙西微陆块，位于歙县-德兴、绍兴-鹰潭两条四堡期构造缝合线之间，中元古代晚期为海、陆交替的岛弧火山岩系，青白口系为陆内裂陷槽，震旦纪以后为扬子型沉积盖层，在印支期形成北东向褶皱带。
2.南华复合褶皱系
南华地区是一个卷入了古、中元古代陆壳的加里东褶皱区。志留纪末与扬子陆块拼合，构成古华南大陆板块，晚古生代到中三叠世处于相对稳定的发展阶段，晚中生代、新生代，处于滨太平洋陆缘活动带，构造-岩浆活动强烈，其地壳组成包括元古宙—早古生代基底、晚古生代—中三叠世以浅海相为主的沉积盖层和中、新生代陆相火山-沉积盆地3个构造层，兼有年轻陆块和活动带的双重特性。南华褶皱系与扬子陆块，其古元古界有一定相似性，中元古界则有明显差异，可能在吕梁期后，南华基底是从扬子早前寒武纪克拉通分离出来的块体（“华夏古陆”），两者之间有窄洋盆相隔，加里东运动又使之与扬子陆块连为一体（但至今尚未发现代表洋壳的蛇绿岩套），之后沉积岩系特征大体相似，华力西—印支期南华地区局部发生裂陷，特别是右江地区是显着。燕山期—喜马拉雅期陆块的活动性增强，火山和侵入活动广泛发育。扬子和南华边界性质比较复杂，可能与边界各区段发展历史的差异性有关，东部绍兴到萍乡之间，为叠加在四堡期—晋宁期古结合带上的A型俯冲拼接带，界线清晰，浙西微陆块被叠覆，边界的北侧为稳定陆块的特点，中元古代仍保持低绿片岩相的低级变质，其南侧则不同，是一条热动力变质带，达角闪岩相和高绿片岩相，并发育有韧性剪切带。但在湘、桂、滇地区，两个构造单元的边界呈过渡性特征，大致以祁阳、桂林、宜山一线为界，其寒武系在以北为过渡性沉积，以南为活动性沉积。南华活动带可分为下列次一级构造单元：①湘桂褶皱系，发育在扬子基底斜坡上，广泛分布有晚古生代盖层，包括两个次一级褶皱带，即湘中南褶皱带，由晚古生代盖层组成的北北东到南北向的褶皱带，其下深部为构造变异带，上地幔软流圈顶面深陷达200～300km；西南部为右江印支褶皱带，华力西期显示较强的北西向张裂，形成“台沟”沉积，印支期以陆源碎屑复理石沉积为主，伴有基性和酸性双峰式火山喷发和相应的岩浆侵入，印支运动形成褶皱。②华夏褶皱，发育在裂解了的华夏古陆块之上，西部以萍乡-北海拼接带与湘、桂褶皱系为界，内部结构复杂，可进一步分为四个次级构造单元：
3.台湾活动带
台湾地区以台东纵谷带为界，以东为海岸山脉褶皱带，以西为中央山脉褶皱带，台东纵谷带是一条强烈活动的地带，呈北北东向狭谷，两侧断裂带都兼有左旋平移的高角度逆冲断裂的性质，倾角55°左右，延伸达50km以上，在其东100km的深度范围内地震发育，可能是缝合带的延伸部分。①海岸山脉带，属吕宋岛弧的一部分，东侧为绿岛-兰屿火山岛弧，与菲律宾海相接，主要由奇美火山岩系组成；西侧为海岸山脉，由中新世奇美火山岩和上新世到早更新世复理石沉积组成，复式褶皱带整体北北东向，单体北东向，呈雁行式排列，并向西作叠瓦式逆冲。海岸山脉东南侧为上新世利吉层蛇绿岩，自下而上为超镁铁质岩、辉长岩、玄武岩和海相沉积岩（灰岩、粘土岩），是菲律宾海板块与化南板块前缘拼贴时铲刮上来的洋壳物质。②中央山脉褶皱带，包括台湾岛的大部分和台湾海峡东部，自东而西可分为3个部分：
‘拾’ 地球史上着名的构造运动对地球地形地貌和生物进化的影响
从生物学的意义上讲，人是一种动物，人属于哺乳动物纲，灵长目，人科，人属。类人猿与人在进化上有亲缘关系，因此可以说它是人的祖先。大约在20万～300万年以前，人类就已经出现在地球上了。人类是从古猿变来的。但是类人猿和人，在进化史上都很年轻，如果以地球现在的年龄为12小时，那么人的寿命还不到半分钟。
科学的人类起源理论是从18世纪的拉马克开始的，并经过达尔文开始形成。在古代和18世纪以前，关于人类起源的问题只能做一些猜测。古代生物学家虽然指出了人类与动物在结构上的相似现象，但还不能提出什么系统的理论来阐述人类起源的奥秘。
关于人类起源的理论，经过了人与猿同类论、猿变人论、人与猿同祖论这三个历史上不同发展阶段。
18世纪着名瑞典生物学家林耐，在他创立的生物分类学的基础上，特别是在研究动物分类时，把人和猿做了比较。他不仅发现了人和猿都有二心耳、二心室，都是胎生，而且发现人、猿、猴都有两对门齿，胸前都有一对乳房。由于这种惊人的相似，所以他在进行动物分类时，就把人、猿、猴归入一类，名曰灵长类，即都是灵敏的高等哺乳动物。
法国博物学家拉马克提出了由猿变人的理论，这是拉马克在研究了现代猿的身体构造和生活习性的基础上第一次提出来的。他假设，由于生活条件改变，下到地面生活的类人猿必须用后肢行走，促使手足分工，使前肢发展得更加灵巧有力。这种在发展变化中的猿人渐渐进化 成新的物种，最后变成了原始人。由猿变人论，比起林耐的人与猿同类论，大大地前进了一步，揭示了猿和人之间前后相继的发展联系。
法国生物学家居维叶首先从比较解剖学方面证明，所有脊椎动物。从最低等的鱼类到最高等的人类，其主要特征都基本相同。从而说明人起源于猿。他通过解剖学证明，从两栖动物到人的四肢骨骼原来都是由一定数目的骨片在同一格式上构成的，并指出“两条腿的鸟和人本来都是四肢动物”。由此，居维叶进而证明猿是人的直接祖先，并初步阐述了人类起源的机制。
赫胥黎从达尔文的启示中得到启发，他用达尔文的进化论作为说明从猿到人的武器。他研究了前人发现的人类头骨化石，找到了古猿到人类的桥梁。他曾指出了鱼类、两栖类、爬虫类、鸟类、哺乳类和人类早期胚胎的相似性是它们共同祖先的证明。这就从胚胎学上揭示了人类与猿类的亲缘关系。他的结论是：人类“是和猿类由同一祖先分支而来”。人与猿同祖理论首次被赫胥黎提出来了，这比拉马克的猿变人论又前进了一大步，是对人类起源认识历史上的一个新的里程碑。1871年，达尔文指出：人类是在新生代第三世纪末由冰河时期高度发展的类人猿进化来的，由于它们也向另一方向发展，即进化为现代的类人猿。以此来证明，人类和现代的类人猿有关共同的祖先。
那么人类究竟是怎样起源的呢?恩格斯在1896年发表了《劳动在从猿到人转变过程中的作用》。他指出，人不仅仅是从动物进化来的，而且是在改造自然的劳动过程中转变过来的。由猿转变为人与一 般动物的进化过程有着本质的区别。他认为，劳动影响了人的思维器官、劳动器官、语言器官的发展，最后发展成为完善的现代人。由于人类能够制造劳动工具的劳动，这种决定性的因素已经不再是生物学的因素，而是社会的因素。由于这个原因，自然界的发展实现了巨大的飞跃，超出了自然界本身的范围，进入人类的社会及其历史的领域。 然而这个逐代积累的力量 来自获得性遗传。可以说，在达尔文的进化论以及恩格斯叙述以后相当长的时间内，在解释劳动创造人的生物学机制上都沿用着获得性遗传说。
而分子进化论则认为：类人猿是一个物种，人类也是一个物种，两者的转变过程应当符合于生物学的基本规律，即突变中选择、隔离等，劳动只是一种选择因素。还有的人认为劳动不是决定人的主要因素，决定因素是类人猿的遗传物质改变。
人类可以为自己设计出更高级、更合理和更完善的性状，并按照遗传物质的运动规律来改造人类的遗传本质。