中國古生代中生代的古地理古構造
A. 簡述華北板塊地殼古地理古構造發展史
華北板塊的形成和演化階段
(1)陸核的形成,太古宙可分為早,中,晚三個階段,早太古代以基性噴發為主,陸
源沉積物較薄,表殼岩零星出現,中太古代火山岩以中,基性為主,仍很發育,但沉積岩類
已遍布全區,代表表殼岩分布的沉積厚度明顯增大.晚太古代沉積岩比例明顯增大,火山岩
以夾層形式出現,沉積岩有明顯分帶現象.山東,內蒙等地甚至出現富含有機碳質的沉積,
表殼岩已廣布於華北地區.早,晚太古代的花崗岩侵位發生在三個時期:32.4億年花崗岩
及雲英閃長岩侵位;29億年花崗岩類侵位;27―25億年花崗岩類侵位.其規模逐步增大,
說明硅鋁殼不斷擴大,增厚,至晚太古代末期,硅鋁殼已初具規模,形成華北板塊的雛形――
陸核.
(2)陸核增生和原始板塊形成――古元古代
古元古代陸核經歷了拉張裂陷――閉合抬升及大量花崗岩體侵入,呂梁運動使初期分
裂的陸核重新拼接,並使地殼進一步固結,原始板塊的最終形成.早,中期發育了規模不等
的火山碎屑沉積序列,晚期出現的山麓磨拉石堆積代表基底沉積.
(3)裂陷槽發育階段
進入中元古代是裂陷槽發育階段,在華北板塊范圍內形成三個沉積區,燕山海槽(北
東東向展布);豫西陸棚海(南接秦嶺海槽);膠遼深海槽(北北東向展布)這一階段,沉積
層巨厚,達上萬米,且有成熟較高的陸源碎屑(石英砂岩―碳酸鹽―泥質岩)沉積,被稱為
似蓋層沉積.
(4)華北陸殼板塊的形成
中元古代末期的(10億年)的芹峪運動使華北地區整體抬升.
至新元古代沉積范圍縮小,青白口群無火山物質,厚度變薄,屬真正穩定類型沉積.
中上元古界之間平行不整合接觸,代表華北陸塊的形成.
B. 古構造與古地理
一、控制岩相古地理格局的古構造
早、中三疊世中、下揚子海域位於特提斯海東端北部的大陸邊緣，向東與古太平洋相通，古生物群具有明顯的特提斯特色，但也混有太平洋分子。該區地處低緯度古乾旱氣候區，是我國南方最後一次大規模海侵區，海相碳酸鹽岩—蒸發岩廣泛發育。中、晚三疊世之交的印支運動對本區影響很大，基本結束了本區海相沉積的歷史，海相碳酸鹽岩—蒸發岩沉積被以陸相為主的陸源碎屑岩沉積所代替。
本區早、中三疊世的古地理格局、岩相分布和蒸發岩的發育，明顯地受先期和同期古構造以及海侵進程的控制，古構造的研究對恢復岩相古地理和探討蒸發岩的分布規律極為重要。印支運動及燕山運動在本區活動強烈，三疊紀地層遭受多次破壞和剝蝕，大部地區支離破碎、殘缺不全，或被更新的地層所覆蓋，除鄂西地區外，露頭多不連續。因此，從岩相分析入手，結合古構造研究，從地史演化的總趨勢方面再造古地理輪廓和成鹽環境更為必要。
對本地區早、中三疊世古地理格局具有決定意義的主要是一些先期和同期活動的深斷裂、以及前地形特點。
1.先期和同期的重要深斷裂
這些深斷裂包括岩石圈斷裂和殼斷裂，也包括某些大斷裂，它們通常在重力、磁異常、岩漿岩分布、構造形跡以及岩相分布方面具有明顯的反映，一般都有長期活動的歷史，常是大的構造單元的分界線。控制本地區早、中三疊世岩相古地理輪廓和成鹽環境的主要深斷裂有：郯城－廬江深斷裂、襄樊－廣濟深斷裂、城口－房縣深斷裂、江南深斷裂、大庸－吉首深斷裂、漵浦－四堡深斷裂和江山－紹興深斷裂（圖20）。這些斷裂都是本區最大的構造岩相單元的分區界線。
①郯城－廬江深斷裂：這是一條縱貫我國東部地區的巨型斷裂帶，對於其總體結構、斷裂效應切割深度、平移幅度及活動歷史等已有許多精闢的論文述及，盡管對某些問題還有不少爭議，但作為華北地台與下揚子准地台的分界，都是公認的事實，至於對早、中三疊世岩相古地理的影響，尚缺少比較深入的了解。
②襄樊－廣濟深斷裂及城口－房縣深斷裂：襄樊－廣濟深斷裂東起廣濟，向北西經黃崗、孝感至襄樊與東西向的城口－房縣深斷裂相接。斷裂帶南北的地層發育、構造變形、岩漿活動、地貌特徵都有明顯的差異，是揚子准地台與淮陽地塊和秦巴褶皺系的分界線。該斷裂帶自元古宙至新生代均有活動。海相三疊系僅在斷裂以南發育，三疊紀時中下揚子海是否繼續向北擴展尚難以判斷。
③江南深斷裂及大庸－吉首斷裂：江南深斷裂東自茅山向西南經涇縣至九江，再轉向西延伸至崇陽、岳陽，至慈利與北東走向的大庸－吉首深斷裂相接並延至貴州境內，這是一條控
圖24長江中、下游地區中三疊世安尼西期早期岩相古地理圖
1—膏晶白雲岩潮坪－鹽湖－咸化瀉湖相區；2—淺海灰泥－泥質沉積相區；3—下部碳酸鹽岩、上部碎屑岩淺海相區；4—陸源碎屑濱淺海相區；5—石膏沉積區；6—「綠豆岩」（火山玻屑凝灰岩）分布區；7—陸源沉積物供給方向；8—剖面位置及編號（說明見圖20）。
綜上所述，可以看出從安尼西期早期開始，伴隨海退，大量陸源碎屑沉積物開始注入。從相區的分布以及整個地區的構造背景分析，陸源物質供給方向有兩個：一個來自東南華南褶皺帶，另一個可能來自秦嶺褶皺系，與這兩個地區都可能在早印支期就開始活動有關。陸源碎屑的大量供應，必然伴隨著大量淡水的注入，從而引起海水鹽度降低。橫貫全區的江南台地的解體、退縮和下揚子海盆被碳酸鹽岩、蒸發岩填滿而消失，是這個時期古地理演變的重要事件，其結果是形成利川－姊歸和下揚子兩個有利蒸發岩形成的地區。
C. 中國東南部的古構造格局及其演化
綜觀上述，早古生代時，中國東南部除了公認的北方陸塊和揚子陸塊外，還存在南海陸塊和以東海古陸為陸核的陸塊，其間分別為秦祁洋和華南洋所分隔 ( 圖 6-4 ( a) ) 。東海陸塊與南海陸塊的關系尚待研究。
加里東晚期構造運動以板塊匯聚和大陸增生為特色，在晉寧期形成的陸塊邊緣增生了加里東褶皺帶。志留紀末期，除了南海陸塊外，其餘陸塊均已碰撞對接，形成統一的泛中國大陸陸塊，鑄造了大陸陸塊與南海陸塊分立的古構造格局 ( 圖 6-4 ( b) ) 。
晚古生代初期，地球動力學機制由擠壓轉為拉張，產生全方位的裂解，已拼合的陸塊重新裂離，但裂開線不一定就是加里東期的縫合線。北方陸塊與揚子陸塊沿加里東碰撞帶( 商丹斷裂) 之南的鳳鎮-山陽斷裂帶拉開，重新形成秦嶺海; 西北邊沿後龍門山-錦屏山斷裂裂解，松潘地塊從南方陸塊裂離; 西南邊裂解最為顯明，除形成右江再生地槽等裂谷系外，甚至沿金沙江—哀牢山一線進一步離散，印支陸塊完全與南方陸塊分離 ( 圖 4-4( c) ) 。上述的北、西北、西南三個方向的裂離已為近年沉積學的研究資料所證實。
東部情況如何? 迄今尚未有人肯定地提出過。人們都注意到了東部新生代的大陸裂解，而很少注意古生代的大陸裂解。筆者在研究了福鼎南溪的石炭系後，認為晚古生代初，在全方位拉張機制下，東部同樣出現裂解現象。除了吳川-四會和永梅裂陷帶外。更主要的是大致沿鎮海—福安—南靖—陸豐一線，南方陸塊一分為二，其西部為華南陸塊，其東部為東海陸塊，各具地質發展歷程。這是福鼎石炭系不同於閩西南和浙西的根本原因。
中國東南部晚古生代的構造格局不同於早古生代的主要地方: ①華夏陸塊已與揚子陸塊沿南寧—萍鄉—紹興一線對接，組成南方陸塊; ②南方陸塊沿鎮海—陸豐一線裂開，裂解出一個東海陸塊來，它實際上是早古生代華夏陸塊的東部，含東海古陸及華南加里東褶帶的東緣。總的來講，早古生代時是揚子陸塊、華夏陸塊、南海陸塊分立的格局 ( 圖 6-4( a) ) ，而晚古生代則變為華南陸塊、南海陸塊和東海陸塊分立的格局 ( 圖 6-4 ( c) ) 。
華力西晚期，應力場復向擠壓轉化，各陸塊開始匯聚，在華力西末期至印支末期，各陸塊重新拼接成統一的規模空前的泛中國大陸陸塊 ( 圖 6-4 ( d) ) 。這一碰撞對接，導致中生代時碰撞帶上強烈的碰撞型岩漿岩活動。東部的碰撞帶為鎮海-福安-陸豐斷裂帶。盡管這里已為中生界覆蓋，情況不明，但沿該帶出現明顯的重力梯級帶 ( 圖 4-2) 和大量的環形構造沿此帶分布 ( 圖 4-3) 等現象，說明這里是條超岩石圈斷裂帶，是板塊縫合線之所在。
上述構造格局的論述，向傳統的中國東南部大陸增生模式提出了挑戰。過去認為以揚子陸核為核心，俯沖向東南方向逐漸向洋遷移，依次形成晉寧褶皺帶 ( 江南) →加里東褶皺帶 ( 華南) →華力西褶皺帶 ( 東南沿海) →喜馬拉雅褶皺帶 ( 台灣) 。甚至有將東南沿海中生代岩漿岩帶視作陸緣弧的觀點。這種觀點在國內幾乎成了主流派。這一結論無視了東海克拉通存在的事實，當然也就無視了東海克拉通也是一個大陸增生核心的必然性。
王鴻禎 ( 1986) 認為，晚古生代和三疊紀時，閩西南和粵東北 「基本上是在加里東基底上發展起來的斷陷活動帶，不是地槽褶皺帶性質」，亦即否定了東南沿海單獨的華力西-印支褶皺帶存在的可能性。筆者非常贊賞這一論斷。由於加里東運動導致加里東褶皺帶的形成，已經將揚子古陸和華夏古陸焊接到一起，華南洋基本上封閉，從川滇到台灣，形成了一個完整的陸塊，其間不存在洋殼，也就排除了此地域內發生俯沖和增生的前提。大陸增生的前提是存在向洋的後退式俯沖。晚古生代時，盡管中國東南部出現裂解，但還沒有形成像樣的洋域，所以無後退式俯沖的空間條件，只存在裂谷化與裂谷的閉合，即楊巍然所提出的 「小開小合」，大陸增長也就無從談起。真正的大陸增生發生在東海克拉通之東的西太平洋。在日本，這種增生井然有序，由西北向東南方向，依次為華力西褶皺帶( 內日本) →印支褶皺帶 ( 中日本) →燕山褶皺帶 ( 外日本) →喜馬拉雅褶皺帶 ( 四萬十、日高山) →現代島弧帶 ( 千島—伊豆小笠原—琉球) ( 張之孟，1980) 。
D. 中國東南部古生代構造格局與中生代火山活動的成因聯系
中國東南部中生代火山活動的成因機制，是中國乃至世界地質界注目的研究課題。迄今為止，主要有兩種觀點: ①俯沖論，並與南美西部的安第斯型陸緣弧火山帶相類比;②裂陷論，並與北美西部的盆嶺省裂谷型火山岩帶相類比。
眾所周知，中國台灣和日本都是古近-新近紀時才從泛中國陸塊邊緣裂解出去，中生代時東海古陸的東界應在日本以東。如今東海區域為沉淪的古陸區，未找到中生代地層和與板塊俯沖有關的任何跡象。所以太平洋板塊向亞洲大陸俯沖 ( 不論是垂直俯沖還是小角度相對運動) ，俯沖帶或走滑帶應在日本以東。將日本恢復到裂離前的位置的話，貝尼奧夫帶與火山岩帶的距離 ( 即弧前區的寬度) 在 300 km 以上，將東南大陸火山岩帶視作陸緣弧的話，弧帶的寬度達 400 km。這兩個數字與已知的弧前帶、弧帶的一般寬度 ( 50 km左右) 相比，顯然差距太大; 計算出來的俯沖角還不到10°，亞洲大陸東部成了薄皮構造。根據近十年專題研究的結論，無論是火山岩組合、岩漿系列和岩石化學、微量元素、同位素地球化學特徵等，東南大陸火山岩均非俯沖型。總之，俯沖成因機制與本區客觀實際不符。
從表面上看，中國東南部與美洲西部一樣，火山岩帶都在大陸邊緣，但兩者的構造格局完全不同: 美洲西部海岸之外為太平洋洋殼板塊，貝尼奧夫帶逼近大陸邊緣，是活動大陸邊緣，洋殼俯沖到陸殼之下，形成陸緣弧，因而安第斯型火山活動與俯沖機制相聯系是正確的; 而中國東南部，大陸之外的海洋仍為陸殼，其間充其量只有不寬的陸間裂谷，這里只能以裂谷的閉合和陸陸碰撞為主要板塊運動形式，應以碰撞機制為主。
野外調查可見火山岩系褶皺形態和緩，與上覆地層只是小角度相交，而火山岩系與下伏地層夾角較大，下伏侏羅系的褶皺形態較緊閉。這些現象反映了區域擠壓應力減弱，認為火山岩形成階段 ( 過去認為是晚侏羅世，本書劃歸早白堊世) 地質應力從擠壓走向鬆弛是可以的，但還不是拉張的構造環境，反映在火山岩組合和岩漿系列上，是英安岩-流紋岩組合的酸性系列，而不是玄武岩-流紋岩組合和鹼性岩的雙峰系列。而這套酸性系列的火山岩是東南大陸中生代火山岩的主體。早白堊世中期開始，地動力機制才轉變為拉張，形成相應的雙峰系列火山岩，但它們不是本區火山活動主噴期的岩系。因此，本區火山岩與美國西部盆嶺省裂谷型火山岩相類比，較之與安第斯型火山岩類比是進了一大步，但亦非已臻完善。
根據本區晚古生代初期大陸裂解，印支期碰撞對接這一板塊運動史以及火山活動的各種特徵，筆者認為東南沿海乃至我國各緯向構造縫合線兩側的中生代火山活動，相當部分與板塊碰撞有成因聯系，而俄羅斯東部和日本等地則與俯沖有關。
板塊碰撞是板塊匯聚運動的一種常見的形式，它包含著一個完整的延續過程，這一過程的各個階段都有著相應的岩漿源區和岩漿系列，形成的岩漿岩具有獨特的岩石化學與地球化學特徵。陸陸碰撞之前有個陸間洋殼的消減過程，必然以俯沖機制為先導而形成火山弧型的火山岩套，即碰撞前火山活動 ( 圖 6-5 ( a) ，Ⅰ組) 。陸陸碰撞時，導致大陸造山和地殼增厚以及一系列沖掩岩片的形成和地殼重熔，形成殼源的同碰撞期火山活動( 圖 6-5 ( b) ，Ⅱ組) 。陸塊對接後，沖掩岩片之下的殘余洋殼的繼續沉沒，引起碰撞晚期火山活動 ( 圖 6-5 ( c) ，Ⅲ組) 。碰撞晚期與碰撞前的火山活動均類似於火山弧的成因機制，所以火山岩特徵相似。最後，碰撞以後地殼趨於穩定，地球動力學機制由擠壓轉為拉張，發生碰撞期後火山活動 ( 圖 6-5 ( c) ，Ⅳ組) 。後者多為雙峰式和鹼性火山岩，與板內火山活動相似。但並非每個碰撞帶都完整地發育四組火山岩，當 「小開小合」式碰撞時( 或稱 「被動碰撞」) ，這種小規模的大洋閉合，由於被消減的洋殼不多，不會引起Ⅰ、Ⅲ組的大量發育，因此浙、閩和下揚子地區俯沖型火山岩的貧乏是可以理解的。筆者認為，南海陸塊不是從泛中國大陸陸塊裂解出來的微板塊，而可能是從南大陸裂離後，向北漂移而與中國大陸碰撞對接，屬主動碰撞。誠如是，則必有相當的洋殼被消減於大陸陸殼之下，導致俯沖型火山岩套的形成。這是廣東地區第 I 旋迴安山岩的比重明顯多於其他地區的原因。II 組火山作用及其發育程度，根據國外學者對喜馬拉雅、阿爾卑斯、華力西和非洲等碰撞造山帶的研究，與地殼增厚的程度有關 ( Harris，1986) ; 他們認為，同碰撞期所形成的岩漿，大約需經過 40 ～50 Ma 才能到達地表，時間差取決於地殼的厚度。東海陸塊與華南陸塊的碰撞，從沉積學研究所取得的信息看，大致是印支晚期 ( 約 190 Ma) ，而大量岩漿活動發生於早白堊世 ( 約 135 Ma) ，相間約 45 Ma，與 Harris 等所總結的數字相近。筆者 「七五」期間曾經研究過西准噶爾區域地質，那裡的板塊碰撞主要發生在早石炭世，而大量的火山活動為早二疊世，基本上也是 40 ～50 Ma 的年代區間。西准噶爾的情況與東南沿海一帶，火山活動比地質歷史上任何時候都強烈和分布廣泛。滇西瀾滄江帶晚二疊世陸陸碰撞，同碰撞型火山岩出現於中三疊世，時距較短，與那裡微陸塊互撞，地殼加厚不大有關。
從古構造格局研究出發，筆者認為中國東南部中生代火山活動是導因於板塊碰撞，但並不認為只導因於東海陸塊對華南陸塊的作用，還應包括普遍為地質界所忽視的南海陸塊和北方陸塊對華南陸塊的碰撞，形成一個 「三面夾攻」的態勢。由於三面碰撞時序有先有後，且各有其地質背景，必然導致區域上岩漿活動的不同時性和形成三個岩漿作用區，即瓊州海峽縫合帶兩側的海南-廣東區，鎮海-陸豐縫合帶兩側的浙閩贛區，以及秦嶺縫合帶兩側魯豫-下揚子區。從已發表的資料看，這三個區間岩漿岩特徵的差異是明顯的。後者以發育鹼性岩不同於前兩者，而前者又以存在較多安山岩區別於後兩者。
Gaku Kimvra 等 ( 1989) 重新研究了東亞地區中生代構造事件 「燕山運動」，並斷定中生代多數事件不是大洋板塊沿東部大陸邊緣俯沖作用的結果，而是微型大陸連續碰撞的結果。他們的結論與筆者的結論相近。
圖 6-5 碰撞帶岩漿活動示意圖( 據 Harris et al.，1988)
E. 山東省古生代沉積-構造古地理
山東省古生代地層分布於沂沭斷裂帶（安丘-莒縣斷裂）以西廣大地區，魯東地區缺失這一階段的地層分布，但研究表明，魯東地區同魯西地區一樣曾廣布古生代沉積蓋層，由於後來的造山運動被剝蝕殆盡。古生代時，魯西地區屬華北板塊陸表海盆地，魯東北地區處於被動大陸邊緣，魯東南地區與蘇北地區共同構成大別-蘇魯裂谷盆地（圖5.1）。
以奧陶系與石炭系之間的不整合面為界，上、下古生界間沉積-構造古地理格局發生重大變化，下古生界以較穩定的海相為主，上古生界則為海陸交互相震盪沉積。古生代地層劃分及沉積相見表5.1。
圖5.1 山東省古生代大地構造單元
Fig.5.1 The Paleozoic tectonic units of Shandong province
1—華北板塊陸表海盆地；2—魯東被動大陸邊緣；3—大別-蘇魯裂谷盆地
5.2.1 早古生代海相穩定沉積階段
早古生代山東地區結束了新元古代末的裂陷活動，進入全域同步沉降期。沉積相以淺海相為主體，濱海相出現於早寒武世，沉積-構造古地理格局的地理總趨勢是東深西淺。
（1）寒武紀沉積-構造古地理
早寒武世早期沉積沿沂沭斷裂帶分布，滄浪鋪期首先沉積了李官組濱海陸屑灘砂礫岩相；滄浪鋪晚期—龍王廟初期，海侵范圍稍有擴大，海水相對變深，早期沉積以薄層灰岩為主且富含三葉蟲化石。該階段海岸大致在壽光、蒙陰、費縣、薛城一線，以西為古陸，以東為海域（圖5.2），海侵方向由南東向北西超覆。早寒武世陸源碎屑物質來源於魯西古陸，由於陸源物質供給豐富，在沉降盆地中形成厚達百米的石英砂岩沉積，即為補償性盆地沉積，特別是在棗庄西北一帶含有較多的礫岩，該礫岩應為古河道滯留沉積，說明該地區為陸源物供給的主要通道。
龍王廟早、中期：以碳酸鹽台地沉積為主，沉積環境包括潮間-潮上帶薩布哈，潮間帶-淺潮下帶及淺潮下帶三種環境。龍王廟中期的海侵首次將魯西古陸淹沒（圖5.3），魯西地區與華北海連成一體。海水仍由南東向北西漫進，魯西東部地區海水相對較深，處於淺潮下帶碳酸鹽岩高能環境中；而魚台—寧陽—新泰—蒙陰—臨朐—壽光一線以西地區古地形相對較高，加之陸表海的自然障壁作用而處於局限台地潮間—潮上帶薩布哈沉積環境中，此時期氣候乾旱炎熱，海水蒸發量較大，在相對較封閉的海灣形成石膏沉積。薛城、滕州、鄒縣、曲阜、泗水、平邑、新泰地區及濰坊、安丘地區處於二者的過渡地帶，屬潮間帶—淺潮下帶環境。
龍王廟中晚期：總體沉積環境為淺潮下帶至潮間帶砂泥坪，沉積盆地分為南北兩個，南部棗庄一帶沉積盆地比北部濟南一帶要淺些，兩沉積盆地之間為曲阜—平邑—沂山相對水下古隆起所分隔。
中寒武世毛庄期以細碎屑沉積為主，主體形成於潮間帶砂坪，陸源碎屑來源於北西地區的古陸。
徐庄期與毛庄期有較大的區別，以砂岩沉積為基本特徵，屬濱海砂壩相沉積，主要分布於山東中南部地區，呈「半圓環狀」分布，其北部邊界在臨青—泰安—新泰—昌樂一線，該線以北地區為灘間盆地沉積，沉積物為鈣質頁岩。
表5.1 古生代地層劃分及沉積相Table5.1 Stratigraphic Units and associated Sedimentary Facies of the Shandong Paleozoic strata
張夏期為標準的碳酸鹽台地至中深緩坡沉積，自東向西由台緣斜坡相向台地礁灘相過渡（圖5.4）。台地礁灘相位於濱州—泰安—東平—汶上—濟寧—泗水—費縣—棗庄一線以西的大部地區，該線以東地區為台緣斜坡相，海水較深，有較多頁岩沉積，兩相帶之間存在一條狹長的過渡帶，相當於台地的前緣斜坡，在該帶多見滑塌的藻泥丘。從沉積物的厚度來看，東部盆地區屬補償性質，沉積物沉降速率近等於構造沉降速率。張夏期海侵由北支和南支兩個方向分別由南東向北西，由北東向南西漫進。
張夏期是寒武紀沉積環境、沉積相及沉積物組合的重要轉折時期，張夏期以前水體相對較渾濁，沉積物中陸源碎屑占絕對優勢，說明其沉積場所總體離古陸較近，水體相對較淺；而在張夏期以後，寒武紀總體處於相對較深水區沉積，以發育碳酸岩為主要特徵，很少含有陸源碎屑物質，出現風暴沉積。
圖5.2 早寒武世滄浪鋪晚期—龍王廟早期岩相古地理[10]
Fig.5.2 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map ring the Changlangpu to Earlier Longwangmiao Stages，Early Cambrian[10]
晚寒武世崮山期是寒武紀最大一次海侵，主要表現為鈣質頁岩、薄層灰岩及瘤狀灰岩沉積，由北東向南西逐漸出現風暴岩沉積。崮山期總體處於中深緩坡沉積相區，在惠民—泰安—泗水—沂南一線以東地區屬深緩坡相沉積；在陵縣—平陰—東平—巨野—魚台一線以東，上述深緩坡沉積相區以西的半環狀區域內，屬中深緩坡沉積相區；該相區以西的廣大地區屬中淺緩坡沉積相區。從古地理環境分析，由北東向南西海水依次變淺，代表深水—靜水沉積的鈣質頁岩逐漸減少，而瘤狀灰岩、薄層灰岩及風暴岩逐漸增多加厚。
長山期以中深緩坡的風暴岩夾泥質條帶灰岩沉積為主，沉積較均一，沉積相帶分異不明顯。
鳳山期在東部以潟湖相白雲岩沉積為主，大致在青州—淄川—沂源—蒙陰—萊蕪—泰安—泗水—滕州—鄒縣—汶上—巨野—鄄城一線東南部地區為潟湖相，而西北的廣大地區為淺緩坡沉積相區；在昌樂—沂水—棗庄一線以東地區及東明、定陶、單縣地區屬深潟湖相區；兩相區之間的過渡地帶處於淺潟湖相區。
圖5.3 早寒武世龍王廟中期岩相古地理[10]
Fig.5.3 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map ring the Middle Longwangmiao Stage，Early Cambrian[10]
（2）奧陶紀沉積-構造古地理
早奧陶世新廠期與晚寒武世鳳山期為連續沉積，其海域和古地理輪廓與鳳山期末基本一致。新廠期末，由於懷遠運動的影響而上升成陸遭受剝蝕。新廠期為白雲岩沉積，總體環境為局限台地潟湖，特別是新廠早期地層中含有「小竹葉」礫屑白雲岩，說明當時處於中—深潟湖環境。
道堡灣期早期是繼懷遠運動上升剝蝕後再次沉降接受海侵的產物，海侵初期在不整合面之上多存在厚數厘米的礫岩。礫石成分相對較復雜，個別地區可見較多的石英礫石，說明此間斷的時間間隔較長。早期為局限台地潟湖，普遍含有膏溶角礫岩，局部地區可達4層；中晚期以開闊台地淺潮下帶為主，局部為潮間帶。
圖5.4 中寒武世張夏期岩相古地理[10]
Fig.5.4 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map at the Zhangxia Stage，Middle Cambrian[10]
道堡灣期晚期與道堡灣期早期沉積環境相似。早期同樣為局限台地潟湖沉積，各地均可見明顯的膏溶現象，中晚期為開闊台地淺潮下帶沉積環境。當時的沉積盆地中心在沂沭斷裂帶附近的中東部地區，盆地呈箕狀，向東南方向開口，盆地的西北邊緣地形相對較陡，坡降較大（圖5.5）。
中奧陶世包括大灣期和達瑞威爾期兩個時期。大灣期為局限台地潟湖相沉積，潟湖海水相對較深，個別地區發育頁岩及薄層白雲質灰岩，膏溶角礫岩相對不發育，說明當時的海水流通相對較暢。達瑞威爾期早期為開闊台地淺潮下帶沉積環境，以中厚層質純的灰岩為主，生物化石豐富，而達瑞威爾期晚期的沉積環境又轉化為局限台地潟湖，以藻席白雲岩、岩（膏）溶角礫白雲岩為主，其海水深度與大灣期相比則淺許多，海水不流通。達瑞威爾晚期海水退出山東，結束了奧陶紀的沉積歷史。
圖5.5 早奧陶世道堡灣晚期岩相古地理[10]
Fig.5.5 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map at the Late Daobaowan Stage，Early Ordovician[10]
綜觀山東奧陶紀沉積環境，局限台地與開闊台地交互出現，處於局限台地潟湖沉積時期多形成石膏及白雲岩，而處於開闊台地沉積時期多形成質純的厚層灰岩，其內的顆粒物質多為藻屑，其能量相對較低，水體清潔、安靜。
5.2.2 晚古生代海陸交互震盪沉積階段
進入晚古生代，沉積-構造古地理格局發生了重大轉變，構造活動區域活化，開始為緩慢沉降，很快便轉為緩慢隆升，從海陸交互相沉積轉為陸相沉積。
（1）晚石炭世沉積-構造古地理
本溪期區內地殼下沉發生海侵，海侵方向大致由南而北，大量的古風化殼物質沉積下來，由於風化殼中鐵、鋁質礦物較多，首先形成了一套鐵鋁質岩，局部為鋁土岩，構成本溪組。受當時古地形等影響，各地鐵鋁質岩沉積厚度不一。此時海水相對較深，屬淺海相沉積環境。
晚石炭世—早二疊世晉祠—太原期早期，海侵達到最高峰，沉積了一層相當於最大海泛面沉積的灰岩層，之後進入了海退時期，沉積環境由淺海相轉入潮坪相，沉積物主要為泥岩、粉砂岩夾幾層灰岩，由於當時氣候濕潤，植被發育，大部分地區有煤層形成。中期，全區普遍發生了一次規模較大的海侵，沉積了一層較厚的灰岩，繼而又海退至潮坪-潮汐三角洲沉積環境，形成了一套砂、泥岩組合，砂岩含量普遍增多，在三角洲平原環境下形成了多層煤炭。末期，區內發生了第三次海侵，形成了太原組頂部潟湖相灰岩沉積。沉積厚度大體上南厚北薄、東厚西薄，其岩相古地理見圖5.6。
圖5.6 晚石炭世—早二疊世晉祠—太原期岩相古地理[10]
Fig.5.6 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map ring the
Jinci-Taiyuan stages，Late Carboniferous to Early Permian[10]
（2）二疊紀沉積-構造古地理
早二疊世山西期，表現為較快速的海退，進入了淺水三角洲沉積環境，從區內岩石分布看，海退方向為北西方向，南部地區主要為三角洲砂岩相環境，形成以砂岩為主夾泥岩及煤層沉積，北部地區則形成以泥岩為主夾砂岩及薄煤層沉積（圖5.7）。沉積厚度大體上北厚南薄。
圖5.7 早二疊世山西期岩相古地理
Fig.5.7 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map at the Shanxi Stage，Early Permian
山西期沉積結束後，區內完全進入了陸相沉積期，石盒子期黑山砂岩段沉積時，全區均表現為河流相沉積；萬山泥岩段沉積早期，地殼整體下沉，發育了一套湖相泥岩沉積物，繼而湖泊退縮，形成一套河流三角洲砂、泥岩沉積物；至奎山砂岩段沉積時，區內處於低水位期，河流沖洗作用強烈，發育了大套的砂壩相中粗粒石英砂岩沉積；孝婦河泥岩段沉積時，區內又發生了兩次湖擴與湖退過程，分別形成了以泥岩與砂泥為主的湖相—濱湖相沉積物，從沉積物成分及厚度上可以看出，該時期陸相盆地整體趨於萎縮過程。
5.2.3 魯東地區古生代沉積-構造古地理
魯東地區至今未發現確切的古生代沉積蓋層。有研究者曾認為在蓬萊群中發現了腕足類古生物化石[105]，因此提出蓬萊群形成於泥盆紀；後來山東地勘局經過專題研究認為，所謂的「腕足」類化石實際是由黃鐵礦結核形成的假化石，故仍然堅持蓬萊群形成於震旦紀[106]。因此，前人多認為，古生代期間魯東地區是持續隆起的古陸。20世紀80年代中期以來，陸續發現了一些有意義的信息，對魯東古陸提出了質疑。
郭振一等[107]首次報道在諸城市皇華店鎮萊陽群下部發現石灰岩和鮞粒石灰岩礫石，並於礫石中找到寬松蘇伯特
長春地質學院在填圖過程中，在五蓮坤山地區石英岩和大理岩中發現豐富的紅藻類、綠藻、甲藻以及真菌化石[110]，其中紅藻類管孔藻科分子化石相當豐富，說明管孔藻類在當時的海洋中是相當繁盛的，是當時重要的生物類群之一。管孔藻是紅藻門真紅藻亞綱最重要的化石之一，世界其他地區最早見於寒武紀地層中，在我國震旦紀陡山沱組已有報道，這是迄今為止發現最早的管孔藻化石。五蓮一帶的管孔藻類可與最典型的管孔藻相比較，無論是細胞分化（可能保存生殖器官），還是形態特徵都表現出高級藻類特點，因此認為該地區可能有震旦紀—寒武紀地層殘留。
部分研究者基於對蘇魯造山帶的構造研究、高壓變質岩石研究、同位素測年和區域構造分析，推測蘇魯造山帶中可能存在過古生代的沉積蓋層[111，112]。
本書通過對魯西地區的沉積-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。寒武紀時這種現象尤其明顯，而且早寒武世魯西大部分地區為古陸區。晚古生代，沉積沉降中心雖然逐漸遠離沂沭斷裂，但沉積物等厚線仍然被沂沭斷裂截切。這種現象說明，古生代時魯東地區同魯西地區一樣為海水覆蓋，且向南東海水逐漸變深，沉積物變厚。中生代以來強烈的構造運動使魯東地區古生代地層被剝蝕殆盡。
綜上所述，認為魯東地區曾存在過古生代蓋層，在古生代期間魯東地區同魯西地區一樣為廣袤的海水所覆蓋，而且由魯西西部向魯東地區海水深度逐漸變大，魯東地區的古生代地層應是華北地層系統的延伸。有研究認為，從新元古代開始，揚子和華北板塊之間形成秦嶺-大別洋[113]。魯東的蘇魯造山帶地區，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，可能具有三叉裂谷性質。而魯東北地區很可能同華北板塊東南緣[113]一樣，早古生代處於被動大陸邊緣盆地，晚古生代轉化為前陸復理石盆地，當時沉積-構造古地理格局的地理總趨勢是南深北淺。
研究表明，中國中央造山帶經歷了泥盆紀和三疊紀二次碰撞造山，早古生代造山帶的形成是中、晚泥盆世岡瓦納超大陸邊部古特提斯洋盆初始擴張的產物[114]。蘇魯造山帶中的超高壓變質岩同秦嶺-大別地區一樣，出現早古生代晚期—晚古生代早期（435～313Ma）同位素年齡[94]，表明在泥盆紀前後沿蘇魯地區發生過強烈的板塊匯聚作用。
F. 山西北部晚古生代時期古植物、古地理、古構造、古氣候概述，越詳細越好！
中國山西保德晚古生代石炭二疊紀植物群49屬，82種植物化石作了不同程度的內描述與比較。這些植物化石主要容涉及石松綱、有節綱、真蕨和種子蕨綱、蘇鐵綱、銀杏綱、科達綱、松柏綱。瓢葉目暫時置於有節綱。真蕨和種子蕨綱包括古羊齒類、楔羊齒類、櫛羊齒類、脈羊齒類、座延羊齒類、畸羊齒類、美羊齒類、大羽羊齒類和帶羊齒類。保德植物群具有東方型鱗木、瓣輪葉類、齒葉類、束羊齒類、織羊齒類、大羽羊齒類和帶羊齒類這些典型的華夏植物群分子，因此隸屬於華夏植物群。
文稿對一些常見屬種的分類體系沿革進行了討論，重點描述和討論了具有重要地層意義且尚未深入研究的深裂齒葉、華夏齒葉、二疊楔葉羊齒、假卵脈羊齒、翁氏原始烏毛蕨、美羊齒(未定種)和保德原始葉枝杉木等植物化石。其中深裂齒葉、假卵脈羊齒、原始烏毛蕨、美羊齒(未定種)具有表皮構造，而保德原始葉枝杉木具有解剖結構。在系統描述過程中，引入了Kerp(1988)的未成熟、半成熟和成熟描述方法及研究者提出的「同源型」術語(Zhang et al.,2008)。「同源型」概念注重各級裂片的同源關系，該術語的提出有利於較完整的羽片的准確描述和屬種之間的發育對比。
G. 華夏古陸構造古地理
在浙西和贛東北震旦紀、古生代岩相古地理調查的基礎上，通過對陸緣沉積環境、砂岩模式成分、微量元素及稀土元素特徵研究，探討了該區震旦紀—古生代的構造古地理狀況（Guo et al.，2003；梁鼎新等，1993）。本文所稱華夏古陸之范圍，只涉及浙東和閩北部分，它相當於通常所指的由前震旦紀變質地塊構成的「華夏古陸」的西北邊緣帶部分。
5.3.1 華夏古陸是浙皖海盆東南緣陸源區
華夏古陸是浙皖海盆東緣沉積碎屑的主要源區，這是在震旦紀和古生代時期華夏古陸存在的有力佐證。雖然受印支運動影響，華夏地塊沿江山-紹興深斷裂向北西逆沖，浙皖海盆邊緣的沉積相帶部分斷失，但通過系統的岩相古地理分析，仍可找到顯生宙華夏古陸繼續存在的確切依據：①在浙江諸暨-江山-江西上饒一線，早震旦世早期的沖積扇廣泛發育。由紫紅色厚層礫岩、含礫長石粗砂岩組成的辮狀河流沉積，厚度由南東向北西遞減。古流向在北西向-南西向之間，離散度110 °左右（梁鼎新，1990）。②浙江江山、餘杭一帶中奧陶世廣泛發育瘤狀灰岩，它形成於碳酸鹽台地淺水部位，水體半渾濁。其發育程度和層位的區域變化規律表明，泥質渾水系來自海盆東側的華夏古陸（郭福生等，1993a）。③晚奧陶世晚期，長塢組、於潛組濁積岩系在浙西組成一個向西撒開的濁積扇體，據槽模和斜層理所作的古流向統計，臨安、江山、蘭溪一帶的古流向為正西或南西向（梁鼎新等，1992）。對浙西晚志留世沉積所做的礫徑分布圖上也反映了上述流向。④早石炭世江山、蘭溪一帶的葉家塘組為粗碎屑岩組成的辮狀河流沉積，但在常山、衢州以西，出現大面積的濱海沼澤沉積，已見Lingula等海相動物化石。晚石炭世早期，藕塘底組（浙西）、「葉家灣組」（贛東北）以濱岸河流沉積為主，在華夏古陸北西邊緣組成一條狹長的碎屑岩帶，有時夾碳酸鹽岩形成混合沉積，向西迅速變為淺海台地相的黃龍灰岩（圖5-4）（郭福生，1993）。⑤在閩西南下石炭統林地組和上石炭統船山組先後向東超覆，是華夏古陸濱岸界線變動的動態記錄（林增品，1983）。
圖5-4 晚石炭世威寧期華夏古陸及其西側海盆岩相帶分布圖
Ⅰ—陸源碎屑岩及混合沉積區；Ⅱ—碳酸鹽台地
5.3.2 華夏古陸古生代古地理狀態演變
晉寧運動以後，華夏古陸呈持續的隆起狀態，除燕山期火山岩和零星的陸相盆地堆積外，缺失蓋層沉積，因而在探討古陸的古地理變遷時，只能求助於盆緣沉積環境、沉積物組成及其成熟度的變化等。
對巴馬哈灘的研究表明，現代碳酸鹽沉積除了溫度及水文條件外，沒有陸源碎屑的侵擾也是一個重要條件（劉寶珺等，1985）。因此，清水海岸和渾水海岸的變遷是古陸剝蝕強弱的一個典型標志。震旦紀以來，古陸西北邊緣經歷過多次清水海岸和渾水海岸的交替（圖5-5）。沉積相序的系統研究是在浙江江山地區開展的，該區缺失志留紀和泥盆紀沉積，奧陶系與上覆石炭系呈平行不整合接觸，故圖5-5海岸線不連續。
圖5-5 古陸海岸性質的地史變化
晚震旦世西峰寺期和晚石炭世—早二疊世海盆邊緣碳酸鹽台地相廣泛分布，厚度不大而且穩定。西峰寺組上部疊層石白雲岩沿江山-紹興一線呈帶狀分布，為潮坪環境產物，反映了濱線位置及其走向。台地的北西依次出現台地邊緣淺灘和深水盆地，陸源碎屑很少進入盆地。中晚寒武世碳酸鹽為較深水沉積，離陸岸較遠。
早震旦世、晚奧陶世、早石炭世—晚石炭世早期盆緣出現大量的陸源碎屑堆積，厚度大，變化懸殊，是古陸隆起、剝蝕趨於強烈的產物。諸暨-江山-上饒一帶，下震旦統志棠組下段是一套紫紅色河流沉積。下部由塊狀礫岩、含礫粗砂岩組成辮狀河沉積序列，發育沖刷面、平行層理、逆行沙波層理，普遍見大小不一的泥礫。向上逐漸過渡為二元結構的曲流河亞相，沉積序列由河床滯留沉積、邊灘沉積和河漫灘沉積組成。層厚變薄，小型流水波痕發育，水動力明顯減弱，是晉寧運動以後，地形在均衡調整作用下不斷夷平的結果（梁鼎新，1990）。晚奧陶世長塢期，在浙西廣大地區形成平均厚1500 m左右的中細粒碎屑岩系，是古陸經受長期的，但強度不大的剝蝕作用，堆積於盆緣斜坡再經濁流搬運而成（梁鼎新等，1992）。早-中石炭世葉家塘期和藕塘底期，辮狀河和濱岸河沉積都由厚層礫岩、含礫砂岩組成，帶有明顯的山區河流的水動力特徵（郭福生等，1993b）。
古陸地形年輕化和衰老化的交替還反映在盆緣沉積物成熟度的變化上。根據浙江江山志棠組、長塢組和藕塘底組80個砂岩薄片統計分析，從早震旦世、晚奧陶世到晚石炭世，砂岩成分成熟度依次增高（表5-2）。斯特拉霍夫（1960）認為，隨著陸源區穩定性和化學風化作用的增強，沉積物中的微量元素有向粉砂岩、泥岩明顯集中的趨勢，因而用規則性系數（即含量明顯向粉砂岩、泥岩集中的元素數與參加統計的元素總數的百分比）可表示化學風化作用的強度（劉寶珺等，1985）。計算結果表明，該區元素規則性系數隨著地史變化明顯增大。上述資料從不同角度反映了古陸形成以後，地形不斷成熟，化學風化作用逐步取代物理風化而居主導地位。
表5-2 浙江江山陸源碎屑岩成熟度隨地史變化狀況
∗ 砂岩成分成熟度簡式為（Q/（F＋R）），括弧中數字為參加統計的岩石薄片數量；∗∗參加統計的元素為：Ba，Be，Pb，Ga，Ni，V，Zr，Co，Y，Yb，Mn，Ti，Cu，Cr。
5.3.3 華夏古陸構造環境演化
砂岩成分與其所產出的構造背景之間有明顯的制約關系（Dickinson et al.，1979）。這種關系是蝕源區的特點、盆地沉積作用性質和源區與盆地的聯結特點所決定的，其中首要的是蝕源區的特點，即源區物質組成、古地理面貌和構造活動強度。研究區及鄰區早震旦世、晚奧陶世和晚志留世（江西玉山唐家塢組）砂岩在Dickinson三角圖解中均落入再旋迴造山帶物源區，石炭紀和個別晚奧陶世砂岩則投入大陸蝕源區中（圖5-6）。與Bhatin（1983）不同構造背景的砂岩化學成分參數比較，也得出類似的結論（表5-3）。早震旦世砂岩是晉寧造山運動後類似磨拉石環境的產物，源區物質組成帶有島弧和弧後盆地特點，古陸有十分年輕化的構造地貌和規模不大的火山活動。晚奧陶世—志留紀受加里東運動影響，華夏古陸曾持續地緩慢抬升，浙皖海盆受江山-紹興深斷裂、開化-臨安深斷裂、浙皖贛深斷裂的控制，呈左行拉張的斷陷海盆，古陸北西緣具被動大陸邊緣性質。石炭紀砂岩成分反映了穩定大陸的特徵。上述各時代的砂岩成分和稀土元素組成均呈明顯的單向演化，這與前述的古地理演變十分吻合。由此可進一步推斷，在晚震旦世至早石炭世期間，華夏古陸（浙西及閩北部分）沒有出現過大規模的構造岩漿活動。
圖5-6 砂岩模式成分三角圖解
Ⅰ—大陸蝕源區；Ⅱ—再旋迴造山帶蝕源區；Ⅲ—島弧型蝕源區
Q—石英顆粒總數；F—長石顆粒總數；L—不穩定岩屑總數；Qm—石英單晶顆粒總數；Lt—石英多晶顆粒總數
表5-3 不同構造環境的砂岩化學成分參數
∗據Bhatia，1983。
晚石炭世早期，在華夏古陸西北緣發育的粗碎屑岩與碳酸鹽岩混合沉積，其中下段砂岩為海灘砂，上段為快速堆積的河流砂，呈向上變粗的反序結構。在華南晚石炭世的大規模海侵的背景下，本區的岸進序列具鮮明的特色。由此可見，晚石炭世早期華夏古陸發生過一次明顯的差異性隆起，由於古陸隆起與大規海侵同步進行，因而古陸范圍與早石炭世比較無明顯變動。
早二疊世茅口期後，因地殼運動海水退至杭州-開化以西，閩西南的童子岩組（P1t.）呈明顯的海退序列（福建省地質局，1985），古陸范圍逐步擴大。早—中三疊世受印支運動影響，古陸范圍已擴展至皖南、粵北一帶，晚三疊世海水從原華夏古陸范圍完全退出。在古陸內部只有晚三疊世—早侏羅世厚度不大的湖沼相含煤沉積。在閩西南有少量玄武岩噴發，屬鹼性玄武岩與高鋁玄武岩過渡類型，屬大陸玄武岩。安山岩為高鉀安山岩。在里特曼投影圖上它們均落在穩定區內（福建省地質局，1985）。晚侏羅世—早白堊世，原華夏古陸范圍有大規模的酸性岩漿噴發，在里特曼投影圖上全部落入造山區內，本區開始形成活動陸緣環境。
由此可見，華夏古陸（浙東、閩北部分）自震旦紀以來一直處於隆起狀態，是晚三疊世以前浙皖海盆南東邊緣陸源碎屑的主要供應區。晉寧運動以後，古陸的年輕地貌不斷夷平，化學風化作用逐漸增強，盆緣沉積物成熟度不斷提高。在震旦紀至古生代期間，華夏古陸只是在加里東中晚期和華力西中期有兩次較明顯的抬升，內部無重大的構造岩漿活動。加里東期華夏古陸北西緣具被動陸緣性質，晚古生代古陸有穩定大陸特點，中生代末期原古陸范圍的構造岩漿活動不斷增強，開始形成活動陸緣環境。
H. （一）第三紀含煤盆地形成及演化的古構造、古地理條件
中國現代大陸是由幾個陸核經過漫長地質時期發展、演化、拼接和改造所完成的。太古宙中晚期華北陸核和南塔里木、佳木斯、川西等微陸核形成，古元古代末期形成華北陸塊，新元古代中期塔里木陸塊形成並與華北陸塊對接，此期揚子陸塊、華夏陸塊亦已形成並與華北-塔里木陸塊匯合形成原始中國大陸，完成了中國大陸的第一次拼接。新元古代晚期震旦紀，天山-興安、昆侖-秦嶺、南華等陸緣開始發展，早古生代末期揚子陸塊東南固結、增生，古中國大陸形成；晚古生代後期塔里木—華北板塊與西伯利亞板塊對接，完成了中國大陸的第二次拼接。中生代早期藏滇板塊與華南板塊，華南板塊與塔里木—華北板塊對接，完成了中國大陸的第三次拼接。燕山期主要是環太平洋陸內造山及拗陷、斷陷活動。新生代早期印度板塊北緣喜馬拉雅板片與藏滇板塊南緣對接，至此完成了中國大陸的第四次拼接，現代統一的中國大陸形成。印支期、燕山期和喜馬拉雅期是現代統一的中國大陸的定型階段。中、新生代時期，中國大陸繼續向北漂移，東部受庫拉—太平洋板塊向歐亞板塊俯沖的影響，形成濱太平洋構造域，西部受印度板塊的擠壓，形成新特提斯構造域，從而改變了中國大陸古生代以來以古亞洲構造域為主導的構造格局，為現代大陸構造格架的形成創造了條件。
印支期是古生代與中新生代的過渡時期，古構造、古地理既沿襲了古亞洲構造域的特徵，又對前期構造格架及古地理面貌有所改造。燕山期是重大變革時期，在濱太平洋構造域與新特提斯構造域地應力場效作用下，對已形成的中國大陸構造格架進行改造，東部形成北東、北北東向構造帶，西部形成北西西、近東西向構造帶。北東向構造體系自東部海域至大陸中部形成北北東向巨型隆起帶和沉降帶，由山系組成的隆起帶多為中低山，由松遼、華北、江漢及鄂爾多斯、四川等大型沉積盆地組成沉降帶。東西向構造帶以天山—赤峰活動帶、昆侖—秦嶺活動帶形成近東西走向的巨型山系，古天山、古陰山、古燕山、古秦嶺及古南嶺等中低山系自西而東橫亘於中國大陸。北東、北北東向構造帶和北西西、近東西向構造帶相互交織、重疊形成新的構造格局，為現今構造、地貌格局奠定了基礎。
進入新生代，亞洲大陸地球動力學機制出現轉機，地殼應力狀態發生改變，構造格架與燕山期有所不同，古地理面貌亦隨之改變。古新世—始新世時期，西藏南部、塔里木西部、台灣等仍為海水淹沒，地勢在海平面之下，發育有海相沉積。藏南老第三紀早期海岸線位於班戈錯—下崗江一帶，中期退至雅魯藏布江北側的仲巴—林周一帶，至晚始新世海水從西南和東南方向退出，西藏全境成為低山和湖沼窪地，海拔高程均在1000 m以下。塔里木盆地西部喀什海灣亦逐漸縮小、變淺，為地勢平坦的潟湖，形成淺海相、潟湖相、海陸交替相沉積，周緣隆升為地勢不高的山系。大陸東部，東海大陸架已經形成，時而為海，時而為陸，地勢平坦呈向東傾緩坡。古新世至始新世為淺海相、濱海沼澤相沉積，漸新世為淺湖、河流沼澤相沉積。台灣地區構造活動增強，菲律賓海板塊強烈擠壓，火山噴發形成火山碎屑岩沉積，厚度超過萬米，為後期台灣島隆升准備了物質條件。始新世末，印度板塊與歐亞大陸對接，最後形成完整統一的中國大陸，期後主要以剝蝕夷平為主，原來形成的中低山系被剝蝕後高差漸小，整個大陸被準平原化。
新第三紀時期，中國大陸西部印度板塊喜馬拉雅板片與藏滇板塊剛剛碰撞，特提斯海與喀什海灣的海水退出不久，碰撞帶尚處調整、固結階段。此期印度板塊在洋脊擴張的推動下繼續向北北東方向推移，因緯向慣性力指向西，其量值雖小，兩者合力則由原來指向北北東而轉向北偏移，形成向北的擠壓應力。同時歐亞板塊在地球自轉加速的情況下，形成指向赤道方向的經向慣性離心力的切向增量較大，形成向南的擠壓應力。在南北擠壓應力作用下，藏滇板塊在水平方向被壓縮變短，在垂直方向緩慢隆升達到2000 m左右的高度。中國大陸東部地應力亦經歷了一個調整過程，燕山期的地應力狀態是太平洋板塊相對向北移動，亞洲大陸相對向南移動，兩者運動相反而作逆時針對扭，派生出北西西—南東東方向的擠壓應力，形成北北東向隆起帶與坳陷帶，以及北北東向的左旋壓扭斷裂帶。晚始新世—漸新世初即喜馬拉雅早期，太平洋板塊運動方向由北北西向（或向北）轉為北西西向（或向西），主壓應力偏轉了一個角度，扭動方向亦由逆時針扭動轉變為順時針扭動（或擠壓）。由於主壓應力方向偏轉角度較小，延續時間不長，並未改變原構造帶的總體走向，只是近似同方位擠壓，使隆升與沉降仍然持續。在隆起帶形成的緯向山系出現引張斷陷，隆起帶遭受風化剝蝕的同時還在緩慢隆升，坳陷帶亦繼續沉降，華北盆地整體沉降形成大型坳陷盆地。位於大陸東緣的台灣受菲律賓海板塊的推擠，太平洋板塊運動偏轉後，中新世中期後台灣島開始隆升露出海面。
漸新世末至上新世早中期是中國大陸現代地貌奠基階段，大陸西部喜馬拉雅山系隆升，海拔在3500 m以下，藏南抬升至2000 m左右，藏北盆地則隆升為高地，藏東古橫斷山達2000～3000 m，呈現東高西低的地勢，水系由東向西入海。西北山系快速隆升，古天山、古祁連山及古喀喇昆侖山已抬升至中高山，幾個大型盆地堆積了巨厚粗碎屑沉積物。大陸東部以剝蝕夷平和沉降堆積為主要特徵，除古秦嶺仍為中高山外，古陰山—燕山、古南嶺山系均被剝蝕夷平為低山，而北東向的古五台山—古太行山已隆升為中高山，古大興安嶺仍保持為中低山，吉遼山地、閩浙高地以低山為主。華北盆地整體下沉形成拗陷型盆地，松遼、蘇北盆地沉降范圍擴大，江漢盆地沉降幅度減小，盆地亦稍有縮小。而台灣東部中央山脈開始隆升，西部海陸交替相沉積厚達6000～7000 m。東海北部及黃海大部仍為陸地，南海海域地殼較為穩定，開始整體下降為海，形成兩隆三坳的構造格局。
上新世晚期至全新世，中國大陸古地理面貌發生了很大的變化。大陸西部應力狀態並未發生重大改變，印度板塊強烈向北推擠與歐亞大陸向南阻擋，兩力相對擠壓，碰撞帶調整、固結基本完成。從上新世晚期開始青藏地區迅速隆升，地殼受擠壓後大幅度縮短，喜馬拉雅山隆起幅度遠高於整個高原。青藏高原的東緣因失去印度板塊的碰撞阻擋，出現強烈的順時向扭動，從而整體形成旋扭構造體系。高原北側因西伯利亞板塊的向南推擠和高原的阻隔，南北向的擠壓導致天山山系的隆升與准噶爾、塔里木盆地的沉降。大陸東部，更新世前地應力狀態未發生改變，隆升的山系和坳陷、斷陷盆地仍在隆升和下陷。早更新世時，地球自轉速度減慢，太平洋板塊向西俯沖推擠作用減弱，走向近南北的斷裂帶和坳陷帶出現引張斷陷。在青藏高原東緣由於南北向擠壓又受到揚子陸塊向西的推擠，被擠壓向東蔓延的物質形成大雪山系，而本應隆起的四川盆地，因青藏高原地下殼幔物質東延頂托起莫氏界面，地表則沉降形成丘陵，被周緣山系圍限後形成盆地。自中新世中期後，台灣島強烈隆升與沉降，中央山脈強烈隆升，伴有火山噴發與擠壓變質，西側快速沉降堆積了巨厚沉積物。中新世末，南海北部強烈拉張形成北東東向的南海北緣槽地。上新世晚期前，南海中部經過兩次擴張形成北東—北北東向中央海盆。
上新世晚期至更新世是中國大陸古地理面貌定型時期。青藏地塊強烈抬升，從中新世中期2000 m抬升到中更新世時3000 m，至晚更新世時達4000 m以上。喜馬拉雅山系和帕米爾高原隆升速度最快，達到7000～8000 m以上的高度，成為世界最高峰，整個高原呈現由西向東緩慢傾斜地貌。漸新世至中新世時期形成的剝蝕夷平面抬升到5000 m高度，構成了大陸地勢最高一級階梯。古天山山脈強烈抬升，西段最高峰達5000～6000 m，北山、阿爾泰山隆升為中低山，總體形成西北高、東南低的地勢。塔里木、准噶爾盆地堆積了2000 m厚的陸相紅色碎屑沉積，在山前坳陷形成巨厚的西域系，最厚達3000 m。更新世時期形成黃土高原，鄂爾多斯盆地邊堆積、邊抬升，高達1000 m，局部可達2000 m，成為現代黃土高原。隨著陰山山脈和大興安嶺的抬升，內蒙古高原海拔高達800～1000 m。雲貴高原自上新世晚期後，西段抬升達2000～3000 m，東段抬升較弱，山峰在2000 m左右，總體構成西高東低的緩傾高原。鄂爾多斯、內蒙古、雲貴高原構成中國大陸第二級階梯。大陸東部，華北盆地的沉降形成由西向東至渤海灣緩慢傾斜的大平原，海拔高度由幾十米至3～5 m，渤海、黃海、東海陸架時而為陸，時而為海。早期隆起的山系仍在繼續隆升，大陸南方閩浙高地經過強烈風化剝蝕，至晚更新世晚期夷平為200～500 m高度的低山、丘陵，局部達到中低山高度。南嶺山系雖遭剝蝕仍為中低山。台灣島活動最強烈，中央山脈繼續強烈隆升，最高達到中高山，陸地亦在不斷擴大。整個大陸東部形成以平原和低山丘陵為主的平緩地勢，構成中國大陸最低一級階梯—第三級階梯。
中國大陸經過新構造運動的強烈變形改造，西部的古特提斯海變成世界屋脊，青藏高原構成大陸地勢的最高一級階梯，中部的隆升與沉降過渡帶，幾個寬緩隆起高原成為中間一級階梯，東部剝蝕山地和沉積平原構成大陸最低一級階梯，最後一次冰期後，海水退出大陸，現代海岸線基本定型，中國現代大陸構造地貌最後定型。
老第三紀中國大陸古氣候以南北分帶為特徵，北帶為東北、華北，以及蘇北、南陽、江漢等，氣候溫暖潮濕，以落葉林和常青樹為主，植物生長繁茂。下第三系為褐煤、油頁岩等雜、暗色沉積。北帶西部氣候比較乾燥，形成陸內湖相砂泥岩沉積或山間斷陷砂泥岩沉積。中帶為天山—六盤山—大別山以南，岡底斯山—南嶺一線以北，以乾旱植物為特點，形成紅色碎屑岩和含膏鹽沉積，屬乾旱亞熱帶氣候。南帶為雅魯藏布江以南及南嶺以南，早期為乾旱氣候，中晚期受印度洋和太平洋季風影響，氣候濕潤，以常綠樹植物為主，屬熱帶—亞熱帶氣候，形成利於成煤的雜、暗色沉積。
新第三紀，由於古構造、古地理的演變，中國大陸古氣候變化比較復雜。受東西向喜馬拉雅山系及南嶺的阻擋，印度洋、太平洋季風形成的降雨僅在南嶺以南地帶，受大興安嶺、太行山、武陵山等近南北向山系的阻隔，太平洋季風形成的降雨也在山系以東地帶，因而潮濕、半潮濕氣候帶主要分布在中國大陸的南部及東部。東北東部和華北北部，由於海洋性氣候的影響，溫暖濕潤，生長針葉、落闊葉混合林植物群，屬溫帶、亞熱帶氣候，中新統有褐煤、油頁岩、硅藻土沉積。華北南部至南嶺以北，由於海洋性氣候影響，溫暖濕潤，以亞熱帶植物為主，有褐煤、硅藻土沉積。南嶺以南及橫斷山脈以東，地處熱帶、亞熱帶濕潤帶，又受海洋性氣候影響，暖熱潮濕，以常綠闊葉植物為主，為含褐煤層暗、雜色沉積。昆侖山以南及橫斷山脈以西青藏高原，更新世前喜馬拉雅山雖已上升，其高度尚不足以阻擋印度洋潮濕氣候的侵入，以常綠樹植物為主，氣候溫暖潮濕，雨量充沛，以含褐煤暗色沉積為主。藏北地勢高寒氣候乾燥，植被為灌木，草原為雜色碎屑沉積。昆侖山、西秦嶺以北及大興安嶺、太行山、武陵山以西，青藏高原隆升阻隔了印度洋暖濕氣流，近南北向山系亦阻隔了太平洋季風，屬於大陸性乾旱氣候，上新世變為鹽鹼草原和沙漠，為河流相、湖泊相、山麓相紅色沉積。
新生代時期，第三紀含煤盆地的形成與演化是新特提斯構造域與濱太平洋構造域相互制約的結果。經歷了板塊拼接的中國大陸，在兩種不同地球應力場作用下，西部形成了近東西向的緯向構造體系，東部形成了北北東向構造體系，兩種應力作用形成的兩種構造體系相互交織、疊加，造就了第三紀時期中國大陸構造格局，形成了第三紀時期古地理特徵，從而導致了中國大陸古氣候、古植物的演化變遷，這些即是第三紀含煤盆地形成與演化的主導因素。中國大陸第三紀含煤盆地以中小型斷陷盆地為主要特徵，其分布主要集中在大陸東北部和西南雲貴高原，除此在台灣、渤海灣、黃海和東海陸架及南海北部亦有分布。大陸北方含煤盆地以老第三紀為主，大陸南方則以新第三紀為主。第三紀含煤岩系變質程度較低，多以褐煤為主。
中國大陸西部屬新特提斯構造域范疇，印度板塊向北推擠和西伯利亞板塊向南阻隔形成的南北擠壓應力，呈現為南部強烈向北逐漸減弱的趨勢。大陸西南部藏滇板塊和喜馬拉雅板片（漸新世前）碰撞前，即新特提斯海發育時期，青藏高原的地勢僅有1000 m海拔高度，是受海洋氣候影響的溫濕低中山區，隨著海域的南遷海水向南退縮，出現海陸交替相含煤沉積。青藏高原數以百計的第三紀沉積盆地，勘查探明的微乎其微，但已被證實的札達、昂仁等盆地確實含煤。由於兩大板塊的碰撞，青藏高原隆升成為阻隔南北的屏障，高原氣候轉寒，山間斷陷盆地成煤條件較差，新第三紀含煤盆地不很發育，僅見藏北倫坡拉盆地、藏南札達盆地等。
青藏高原以北塔里木陸塊和准噶爾—興安活動帶的西部，即中國大陸西北地區，老第三紀時期昆侖山、天山等橫亘東西的山系並不高聳，鑲嵌在山系間的塔里木、准噶爾、柴達木等大型沉積盆地發育較好，老、新第三紀沉積盆地仍有陸內河湖相沉積，塔里木盆地西南地區早期尚有海相、海陸過渡相沉積，但由於處於不利植被生長的乾旱氣候帶，缺少成煤有機物質，未能形成含煤盆地。新第三紀青藏高原和東西向的山系隆升後，加劇了區內乾旱氣候環境，無論是大型沉積盆地或是中小型斷陷盆地都未能形成含煤沉積建造。
中國大陸東部屬濱太平洋構造域范疇，太平洋板塊對亞洲大陸的俯沖與亞洲大陸的阻擋，先是逆時針而後轉向順時針的壓性扭動，顯現出東部強烈向西逐漸減弱的擠壓應力。大陸東北部的華北陸塊和准噶爾—興安活動帶的東部地域，老第三紀繼承了燕山期構造特徵，古地貌亦呈現出北北東向的隆起山系和與其相間的沉陷盆地，由於大興安嶺—太行山—武陵山的阻隔，使其東西部氣候差異懸殊，東部為有利於植被繁生的溫濕氣候帶，西部卻是不利植被生長的乾旱荒漠氣候帶。在東部，早期形成燕山期後復活的敦化—密山斷裂帶、依蘭—伊通斷裂帶及郯城—廬江斷裂的南延帶，以及老第三紀形成的下遼河、渤海灣、華北裂谷帶都有含煤沉積，由於盆地發育較好，沉積岩相匹配，加之成煤有機物源充沛，裂陷盆地成為良好的聚煤帶。依蘭—伊通斷裂帶西側的松遼盆地老第三紀整體隆升，僅在盆地北部有第三紀沉積，鑽井已鑽遇含煤岩系。西部的海拉爾、二連盆地，早白堊世含煤沉積發育較好，第三紀時期古氣候條件不利成煤，形成陸內紅色河湖相碎屑岩沉積。鄂爾多斯盆地老第三紀開始隆升，新第三紀僅在盆地周緣有沉積，亦為陸內紅色河湖相碎屑沉積，在盆地周緣發育的斷陷盆地亦未形成含煤沉積。新第三紀僅在華北陸塊北緣冀北蒙南一帶和天山—赤峰活動帶圍場一帶發育有含煤盆地。
中國東部的南方大陸第三紀時期處於隆升構造背景，斷陷盆地零星分布，大部未形成含煤盆地。黃海、東海海域屬延伸的大陸架，老第三紀由陸相轉為海相又轉為海陸過渡相沉積，在濱海相、海陸交替相形成含煤沉積。台灣活動帶第三紀為海相、海陸過渡相沉積，新第三紀形成前陸坳陷含煤盆地。海南北部新第三紀裂陷槽形成含煤沉積，南海弧後盆地亦形成含煤沉積建造。
與中國大陸東北含煤盆地遙相呼應的是西南雲貴高原，它位於藏滇板塊南段，華南板塊的西緣，介於兩個板塊的交接部位。由於印度板塊向北推擠，華南板塊向南擠壓，板塊拼接帶兩側相協形成北西—南東向弧形構造，在區域扭壓應力背景下形成隆升的高原，並形成廣布全區的小型斷陷盆地，在新第三紀溫濕的氣候環境下，有充沛的成煤有機物源匯集到有利成煤的沉積盆地，往往形成富煤沉積盆地。由於成煤期較晚，含煤岩系埋藏較淺，煤岩變質程度較低，絕大多數為褐煤。
I. 中生代古盆-山構造-地貌展布的數學模型
燕山陸內造山帶中生代隆起與火山-沉積盆地在空間上相間分布，並具有明顯的近等距性展布特點，構成典型的古盆-山構造-地貌格局（圖4-5）；而且這種中生代古盆-山構造－地貌可以據適當的數學模型予以合理描述。
燕山地區中生代隆起與火山-沉積盆地相間分布，具有明顯的等距性（圖4-5）。
中生代燕山地區發育3條一級緯向隆起帶與五條一級北東向隆起帶。自北向南，主要緯向隆起帶有：圍場—喀喇沁旗—阜新北隆起帶、崇禮—承德北—凌源隆起帶、密雲—青龍—綏中隆起帶。自東向西區內主要北東向隆起帶有：昌黎—山海關—醫巫閭山隆起帶、遷西—凌源隆起帶、興隆—撰山子隆起帶、崎峰茶—圍場隆起帶及三義庄—宣化隆起帶。順這些隆起帶軸部，廣泛出露太古宙—古元古代中深變質岩系與中元古代—早古生代碳酸鹽岩-碎屑岩系，而其中中生代火山-沉積岩較少或不發育，反映它們在中生代多處於隆起剝蝕狀態。在北東向與緯向隆起帶交匯部位，兩者復合形成隆起區。而在隆起帶之間為坳陷沉積區，其中發育中生代火山-沉積盆地，如建昌盆地、朝陽-北票盆地、寧城盆地、灤平盆地、寬城盆地、蔚縣盆地等（圖4-5）。
J.G.Ramsay指出，對褶皺構造可以據傅里葉函數予以定量描述。對燕山地區規律性分布的隆起與坳陷帶，也可用類似方法進行定量分析，從而建立燕山地區中生代隆起與盆地分布的數學模型。
選取西南端疊加隆起區中心點為坐標原點，y軸平行於緯向隆起軸，向東為正向；x軸垂直y軸，向北為正向；y′軸於平行於北東向隆起軸，北東向為正向；x′軸垂直於y′軸，北西向為正向。設x軸與y′軸交角為α，則存在如下坐標變換關系：
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
設緯向隆起帶軸間距為a，北東向隆起帶軸間距為b。
緯向隆起帶強度或隆起相對高度z1自北向南急劇增加，可由以下公式描述
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
北東向隆起帶呈強弱相間的分布特點，圍場—豐寧—淶源隆起帶和朝陽—建平—遷西隆起帶隆起較強，其它3個帶隆起較弱，可由下式描述
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
H、h、k皆為擬合過程中所採用的常數，k＞1，其數值可據疊加隆起區形態等特點確定。承德隆起區及該隆起區中心的侵入體呈近圓形分布，說明通過該區的張家口—豐寧—隆化隆起帶與撰山子—承德—興隆隆起帶的褶皺隆起強度相近，故可在該區近似地取
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
圖4-5燕山陸內造山帶中生代古構造－地貌格局與相對高程等值線分布圖
Fig.4-5Mesozoic palaeo-basin-range network and the distribution of uplift isobath in the Yanshan intracontinental orogenic belt
1—中生代相對高程等值線；2—中生代沉積岩系；3—中生代火山岩區；4—區域隆起帶軸部
將x′＝-2b,x=a代入（4.3.3）至（4.3.5）式得：
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
設緯向與北東向隆起的波長與波高之比相等，則
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
隆起帶疊加可表示為
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
據1:50萬地質圖，測出a=18.5cm,b=17cm，α＝41.5°。將a、b代入（4.3.7）式得k=2.50。將這些參數代入（4.3.9）式後得
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
燕山陸內造山帶金-多金屬成礦作用與構造-成礦關系
z即為燕山地區中生代相對隆起高程。據（4.3.10）式計算出全區中生代相對隆起高程等值線（圖4-5）。從圖中可以看出，中生代火山－沉積岩系主要分布於z≤0的坳陷區，而隆起帶z≥1；坳陷中心z≤－1，隆起中心z≥2。實際中生代盆地形態與z≤0或z≤－1的坳陷區形態吻合得較好。（4.3.10）式即為描述燕山地區中生代隆起與坳陷分布的數學模型。