中國地質構造演化要階段

1. 構造演化階段及動力學機制

為了研究構造的形成機制、動力作用方式和構造演化規律，在野外系統收集了各類節理5000餘條，結合區域應力特徵進行野外分期配套，並在室內採用求解主應力狀態的應用程序，全部節理點應力狀態由計算機自動恢復，同時，結合煤鏡質組反射率各向異性的測定和典型斷裂帶岩石定向樣的岩組分析，確定構造演化階段，恢復各期古構造應力場。

通過點應力狀態恢復，求得中間主應力軸σ₂近於直立（σ₂傾伏角為80°～90°），最大和最小主應力軸σ₁和σ₃近於水平（σ₁，σ₃傾伏角變化於0°～12°之間）。選用σ₁、σ₃水平線做各期應力軌跡圖，以反映各期應力在全區的變化趨勢。根據構造形跡間的復合關系和從動力學及運動學方面對動力源、動力作用方式及其特點、運動機制、運動性質及動力作用路線的研究，結合區域構造分析，可將本區主要構造演化分為三個階段，即印支期、燕山期和喜馬拉雅期。與此相對照，形成了三期古構造應力場，這些方面的研究是認識控氣構造及其網路發生發展的基礎，也是釐定現今導氣、阻氣和儲氣構造的直接依據。

5.3.1 第一階段——印支期

由圖5.38可見，最大主應力σ₁作用於近南北方向，σ₁在全區的平均方位為NE8°。最小主應力σ₃在全區的平均方位為N100°。σ₁在北區北部和南北區的交界地帶為南北向；在南區和北區南部，σ₁方向略偏轉為北北東－南南西方向（σ₁在南區為NE10°，在北區南部為NE8°）。從全區來看，本期應力場分布比較均勻，全區未出現明顯的應力集中與分散現象。

圖5.38 印支期主應力軌跡圖

1—礦區邊界線；2—最大主應力跡線；3—最小主應力跡線；4—地層壓縮方向；5—點應力狀態

從動力學角度分析，上述主應力來自因秦嶺地槽的最終封閉和華南陸塊的向北推擠作用，鄂爾多斯地塊遭到了強大的由南向北的推擠力，動力作用方式以擠壓為主，動力作用路線為南北向。因此產生一系列東西向展布的壓性構造和南北向展布的張性構造。區內近東西向的褶皺等壓性構造可能形成於這一時期。野外節理資料表明，這一時期也形成了北西向與北東向兩組共軛剪節理。它們都為後期構造的發育奠定了一定基礎。

5.3.2 第二階段——燕山期

本期構造應力場的主要特徵是，最大主應力σ₁處於南東－北西方向，平均為N307°，最小主應力σ₃處於北東－南西方向，平均為NE38°。應力在全區分布較均勻，應力集中與分散現象不明顯，且主應力軸方位穩定。南區σ₁作用於N295°一線，北區σ₁作用於N306°一線。但應力在南北區之間的交界地帶分布明顯不均，由北向南，應力先分散後集中，且主應力方向變化較大，總體上σ₁作用於N320°一線（圖5.39）。

圖5.39 燕山期主應力軌跡圖

1—礦區邊界線；2—最大主應力跡線；3—最小主應力跡線；4—地層壓縮方向；5—點應力狀態

此期的動力學特徵是，隨著庫拉－太平洋板塊對中國大陸施加的影響加劇，使得中生代已經發育起來的鄂爾多斯沉降盆地遭到強烈的側向擠壓和扭動，導致原沉降盆地上隆消失。動力源來自東南方向，動力作用方式仍為擠壓作用，但在受到鄂爾多斯東緣近南北向的邊界限定後，又使其發生左旋扭動。這樣，由於動力作用路線及運動性質的改變，便在本區發育起一系列以左行壓扭為特徵的構造形跡。區內的F₁正斷層和F₂逆斷層在這時均應屬壓扭性逆斷層，受此期應力影響，有可能使原印支期內已發育起來的東西和北東向構造因受擠壓而產生不同程度的閉合，唯有原已存在的北西向構造因受張應力復合而開啟。同時，還可能產生新的北西向張裂和近於東西和南北方向的共軛剪節理。

這個時期的構造作用對本區影響最大，為了確定煤層中構造動力作用方式、性質及作用路線，也為了准確印證此期左旋扭動作用的存在，作者在南北兩區各選擇了兩個采樣點採集定向煤樣，用顯微光度計在無劃道的正常鏡質組區域分散顆粒上測定反射率值。同時，在象山礦邊部於F₁斷層帶上採集定向岩樣進行X射線岩組分析。

由近1600個反射率數據的測定結果表明：

1）區內各樣品反射率具明顯各向異性，其最大值為2.412，最小值為1.247，中間值為1.707。正性光率體和負性光率體都有，並和鄰近地區所測數據也有較好的對應性（表5.12）。顯然區內鏡質組反射率正向光率體和負向光率體都有。說明區內鏡質組反射率為兩軸光性，系側向擠壓應力作用的結果。

表5.12 主反射率、雙反射率值一覽表

2）光率體長軸方位的最大值為54°，最小值為35°。平均值為44.5°，與區內北東向褶皺和斷裂方位基本相同。由此恢復的古構造擠壓應力方位為N140°，與燕山晚期區域應力場的擠壓方向也基本吻合（表5.13，圖5.40）。

表5.13 光率體長軸方位與主幹構造走向方位對照表

圖5.40 區內及鄰近礦區煤層鏡質組光率體水平截面分布圖

3）平均反射率和最大反射率的變化與區內構造的復雜程度差異性相對應，越接近主要褶皺軸部其數值越大，而這里遭受的構造變動相對劇烈。最小值位於桑樹坪礦所在地帶，這里的構造相對比較簡單。總的平均反射率由西向東有增大之勢。而北東向構造的影響大體上也是由東向西減弱的。

上述三點表明，燕山期動力作用在煤層中有明顯反映，因此煤層構造也主要形成於這一時期。

X射線岩組分析是在宏觀構造變形研究的基礎上進行礦物晶格變形研究的一種新方法。其原理可簡述為在同一定向標本上採取一定量岩石製成粉晶，然後測量礦物各面網衍射強度值，並由計算機直接繪制粉晶曲線圖，該圖反映的礦物面網無變化，即說明礦物無定向性。其次是在同一標本上切制定向薄片，作X射線衍射分析。用得出的曲線圖與粉晶曲線圖上對應面網衍射強度進行對比。其值接近1（一般相差不大於5%），即認為礦物無定向性，反之則具定向性。此定向性一般是因構造擠壓、剪切或壓扭作用造成的。對比圖5.41、圖5.42可見，F₁斷層帶方解石和白雲石礦物的許多面網峰值強度在兩種曲線上有明顯差異，對應面網衍射強度比值差均大於5%（表5.14）。這就說明了這兩種礦物均具有明顯或較明顯的定向性。結合斷層面大量發育的擦痕和節理構造特點，這種定向性是壓扭作用的產物。

圖5.41 象山溝口F₁斷層面定向岩塊粉晶X射線衍射曲線圖

圖5.42 象山溝口F₁斷層面定向岩塊薄片X射線衍射曲線圖

表5.14 X射線衍射數據表

註：A為粉晶；B為定向岩塊；①為具較明顯定向性；②為具明顯定向性。

以上分析進一步說明了本期構造變形的動力作用方式是以壓和壓扭作用為主。

5.3.3 第三階段——喜馬拉雅期

從圖5.43反映的喜馬拉雅期主應力軌跡圖上可見，本期應力場的主要特徵是：最大主應力σ₁，轉為北東－南西向，全區平均方向為NE38°，最小主應力σ₃為北西－南東向，平均為N130°。該期應力場在全區分布不均，集中表現在應力場在南北區交界地帶明顯集中，σ₁跡線在此呈明顯聚攏之勢，導致這里的構造復雜化。就全區而言，σ₁方向變化不大，主導方位為NE40°，只是在北區北端略向北北東－南南西方向偏轉，主導方位為NE23°—N203°。喜馬拉雅期構造演化就動力學和運動學特徵而言，又可分為古近－新近紀和第四紀兩個時期。

圖5.43 喜馬拉雅期應力軌跡圖

1—礦區邊界線；2—最大主應力跡線；3—最小主應力跡線；4—地層壓縮方向；5—點應力狀態

5.3.3.1 古近－新近紀時期

此期歐亞板塊、太平洋板塊和印度板塊之間幾乎同時發生了兩起重大構造事件，一起是原向北北西方向運動的庫拉－太平洋板塊在庫拉板塊向北消亡後，太平洋板塊轉向北西西方向運動；另一起是澳大利亞－印度板塊與歐亞板塊碰撞制止了歐亞板塊的逆時針旋轉。同時，印度板塊在碰撞後繼續向北推擠，對中國大陸施加強大的右行壓扭作用。黃汲清等也認為，新生代以來華北等地一系列右行張扭性斷陷盆地的發生、發展以及現代地震的產生都和這一作用有密切關系。其他構造特徵也顯示出亞洲大陸相對於太平洋板塊正作由南向北的運動。

第一起事件的動力作用方式以擠壓為主，動力作用路線為由東至西的推擠，渭河斷陷的產生即是這種動力作用的結果。

第二起事件較第一起影響更為深刻。此時平行於龍門山方向的擠壓作用力遇到秦嶺褶皺帶時分解為一對左旋扭動力，而在鄂爾多斯東南緣則組成為右行扭動力偶，在這對力偶作用下，北東向構造顯張性，北西向構造顯壓性（煤層褶皺的形成與此期有關），而東西向和北北東向構造或具壓扭性，或具張扭性。但考慮到區域主張應力方向為北西－南東向，故本區扭性和壓性作用應不是主要的（圖5.44），而沿近南北向的拉張伸展作用和沿北西－南東向的拉張伸展作用開始起主導作用，這個時期在鄰區形成了汾河地塹，使汾渭地塹系連為一體。

圖5.44 新近紀區域應力場及局部應力場示意圖

5.3.3.2 第四紀時期

第四紀以來，隨著汾渭斷陷盆地的大幅度拉伸作用，區內有些斷層明顯活動，地震活動、滑坡、水系變遷等現象非常普遍。牽動了早期已形成的各種構造形跡，使它們均發生不同程度的張裂。如作為北東向活斷層代表的F₁大斷層，不同程度地切穿和控制了第四系沉積，其上盤第四系厚度在禹門口一帶僅100m，而在英山一帶卻可達400m；衛星照片還清楚地反映出受F₁影響的許多水系發生明顯的右旋錯位現象，北西向活斷層在韓城縣城及F₁斷層上盤發育較多，在近三千年內相對錯動距離約2m，每年活動速率為

韓城礦區煤層氣地質條件及賦存規律

這與馬杏垣等所確定的華北板塊同期移動速率大體一致，從區域上看，北東向及東西向活斷層的活動速率可能較北西向更大，這樣，若把第四系下限放在2Ma前，F₁斷層第四系以來沿傾向水平位伸了479m，這個距離與F₁主斷面以上階梯狀斷層組平面組合寬度也大致相當。

按史牛坡斷層產狀計算，第四系地層平面拉伸距離約0.55m，這與韓城上峪口、西垣山、華子山、西北庄一帶灰岩出露區所見的縫型裂隙張開寬度的平均值也很相近。

區內東西向斷裂活動直接控制第四系沉積的例子不多，但參照本區西南鄰近地區的東西向斷層的活動特徵，仍可說明本區此時的張裂活動幅度。如鄰區的魯橋－關山斷裂，其上盤第四系厚度大於1200m，下盤約600m，如果和區內北東向活斷層的活動幅度比較，東西向構造的活動幅度可能要較北東向或北西向更大。

圖5.45 鄂爾多斯及其周緣地殼垂直形變速率圖（1955～1986年）

等速率線單位：mm/a

（據國家地震局《鄂爾多斯周緣活動斷裂系》課題組，1988）

由此可見，區內此期動力作用方式主要為拉張伸展，動力作用路線沿北西－南東向，其次為南北向以及由之所派生的北東－南西向。結果形成了一系列近東西向和北東向的正斷層和北西向的傳遞斷層，正斷層均沿伸展方向呈階梯狀跌落、傳遞斷層則由於北東和東西向正斷層擴張速度的差異而產生，但也以張性或張扭性為主。區內多方向拉張伸展作用一直持續到現代，據近期大地測量成果可見，本區地殼垂直形變速率為2～7mm/a（圖5.45），鄰近地區的地殼垂直形變地質剖面也顯示了較大幅度的沉降作用（圖5.46），這些都是平面拉張伸展效應的直接依據，二者也有很好的對應關系。

圖5.46 綏德—西安垂直形變（1976～1986年）地質剖面圖

（據國家地震局《鄂爾多斯周緣活動斷裂系》課題組，1988）

綜合上述，區內在地史時期因多期多方向構造應力作用產生的多組構造形跡，從其最終顯示的力學性質來看，北東—北北東向破裂構造應具張或張扭性質，近東西向構造具張性，北西向具張扭性，其他方向均具不同程度的壓或壓扭性。喜馬拉雅期以來，煤層中雖也形成或繼承發育一系列近東西和北西向褶皺，但均比較寬緩，沿其軸部和兩翼，張性破裂復合是一重要構造特徵。

伴隨汾渭地塹系張裂伸展構造的廣泛活動，致使全區各種構造形跡均受到不同程度地牽動而發生開啟，尤以上述幾組方向的破裂構造開啟最甚。就南北區而言，南區更靠近汾河地塹和渭河地塹伸展系的交匯處，故破裂構造的伸展開啟作用更強於北區。

2. 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QbS^1－6)，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。

3. 構造演化階段

早古生代二連盆地是在元古宙陸殼基礎上裂解而成的陸間洋盆，即蒙古洋(焦貴浩等，2003)。古生代時期為蒙古洋的一部分，以西拉木倫河蛇綠岩帶和賀根山蛇綠岩帶為代表的大洋地殼，分別在古生代末侵位，形成西拉木倫河加里東造山帶和賀根山海西造山帶，此後大洋封閉，洋殼轉化為陸殼。

二連盆地的斷裂構造主要分為3組(圖2-14)。最早的一組是EW向斷裂，即沿著西拉木倫河一帶，據研究該帶在早古生代時期曾經是陸間洋盆，即蒙古洋(焦貴浩等，2003)，是在元古宙陸殼基礎上裂解而成的，該洋盆古生代末封閉，形成長期活動的斷層區。其次是控制二連盆地發生和發展的NE向斷層，古生代末，亞洲東部向環太平洋構造域轉化，體現了古太平洋的作用加強(肖安成等，2001)，由於古太平洋板塊向NW方向運動，東北地體群向北移動的速度(1.0cm/a)明顯大於華北板塊向北移動的速度(0.4cm/a)，於是在華北板塊的北緣形成一條以拉張為特徵的構造變形區域，二連盆地早-中侏羅世的伸展盆地就是在此基礎上發展起來的。早白堊世時期是二連盆地最為重要的發展時期，在100～130Ma的早白堊世之間，庫拉板塊相對於歐亞板塊的運動速率平均為16.5cm/a，強烈俯沖帶來了亞洲東部地下深部的高熱流作用，俯沖作用導致的地幔物質上升，造成弧後伸展擴張，使得二連盆地早白堊世出現強烈的伸展作用，形成了一系列的盆地邊界和坳陷邊界的控制斷層。最晚的一期構造是NW向的斷裂活動，古近紀以來，太平洋板塊由NW向轉為NWW向運動，同時，印度板塊與歐亞板塊發生強烈陸殼碰撞作用，產生一系列NW向斷層F₁、F₂、F₃，且沿著斷層噴發出大量的第四系玄武岩。

圖2-14 二連盆地主要基底斷裂分布圖

反轉構造在盆地形成和礦產資源的聚集上有重要的影響，二連盆地在晚侏羅世晚期產生大規模構造反轉，本期反轉的結果造成上侏羅統的部分缺失和下-中侏羅統內大量逆沖斷裂的形成(李思田等，1990;朱紳玉，1997)，晚侏羅世末的這種強烈的板內縮短變形，可能源於板塊邊緣的匯聚作用。從區域上研究得知，本期反轉影響最重大的構造事件是西伯利亞與布列亞地塊碰撞形成蒙古-鄂霍次克縫合帶(王駿等，1997;Yinetal.，1996)。

早白堊世末期，二連地區在早白堊世斷陷作用後期形成了一幕正反轉構造，該期活動導致了早白堊世以至侏羅世地層產生收縮沖斷且地層被隆升剝蝕，太平洋板塊的運動轉向時期恰恰是二連及鄰區盆地的構造反轉期，這是因為太平洋板塊的向北運動，導致中國東部乃至日本與朝鮮地區產生區域性的左旋剪切(Otoh et al.，1996)。另外，蒙古-鄂霍次克洋早白堊世末期的閉合，可能是導致區域性盆地反轉的動力之一(Yin et al.，1996)。

晚白堊世以來，二連地區處於一種穩定、持續性的調整時期，主要表現為內部無差異性構造運動，沉積作用微弱，也可以說作為中生代的盆地已經處於靜止和死亡狀態，新生代亦無成盆歷史。

馬新華等(2000)研究了二連盆地的構造反轉歷史認為，二連盆地早-中侏羅世以來可以分為4個演化階段(圖2-15)，即伸展(早-中侏羅世)、構造反轉(晚侏羅世)、強烈伸展(早白堊世)、抬升反轉(晚白堊世以來)。尤其是伸展階段，形成狹長的隆-凹相間的構造格局，據統計大小斷陷相加共53個，凸起22個，反映了二連盆地規模不大、但結構非常復雜的特徵。

圖2-15 二連盆地中生代構造演化階段(據馬新華等，2000，修改)

4. 區域地質構造演化與成礦的階段性

根據前述區域地質構造特徵，以及該區盛產的多金屬、貴金屬等礦產分布來看（圖1-11），所有這些礦產在時空分布特徵上與大地構造關系極為密切。不同的礦產資源受控於不同的大地構造格局或大地構造環境，不同的大地構造體制、格局、環境，形成不同的岩漿作用的礦產組合類型。

1.大陸裂谷體系成礦作用階段

大陸裂谷體系以具雙峰式海相火山沉積岩為特徵，在此火山噴發的間歇期發生了強烈的火山噴氣成礦作用，形成了研究區以清水溝—尕大坂一帶銅、多金屬礦床（點）為主的鐵－銅－硫系列礦產（鄔介人等，1998）。除此之外，還在銅、多金屬礦體內或圍岩中伴（共）生有金礦床（點）或金礦化，如郭米寺、尕大坂、下溝、彎陽河、下柳溝西山樑和拴羊溝等。

2.古板塊構造演化成礦作用階段

北祁連山大陸裂谷自晚寒武世逐漸向大洋裂谷演化，到早中奧陶世進入溝 弧－盆共同發展的板塊構造演化階段，大致沿黑河一帶形成大洋裂谷系，生成洋中脊型蛇綠岩，其中產有岩漿作用成因的鉻鐵礦、銅鎳礦和火山噴氣－沉積成因的鐵礦、銅（鋅）礦、鉛鋅、多金屬型礦床（點）等（玉石溝、陰凹槽等）。此後，在造山作用過程中，大洋中脊型蛇綠岩仰沖到托勒山北坡一帶，形成與構造擠壓相疊加的蛇綠岩雜岩有關的構造蝕變岩型金礦床（點），如川刺溝、紅土溝、熱水大坂、撒拉河等。

隨著洋盆擴張，大洋板塊冷卻，逐漸緻密，繼而自SW往NE方向向華北大陸板塊俯沖，由於俯沖作用誘發產生島弧火山作用，形成與原大陸裂谷雙峰式海相火山岩或含礦岩系相伴出露的早中奧陶世俯沖雜岩和島弧火山岩系。島弧火山活動驅動海底火山堆積物中的熱鹵水形成循環體系（鄔介人等，1994、1996），並在島弧火山作用所派生的酸性凝灰質沉積岩中形成塊狀硫化物及金的工業堆積（如二道溝、野馬溝、大岔西岔、寺大隆、樺木溝、直河、銀燦、浪力克等）。

由於俯沖作用引起的該火山岩帶在區域上表現為韌性剪切構造十分發育，已知的原生金礦床（點）均受到韌性剪切帶或構造蝕變帶控制。金的化探異常也與該構造一致，呈帶狀分布。就目前掌握的資料來看，寒山金礦及青分嶺（團結）金礦就產於該島弧火山岩帶中。結合寒山金礦的發現，在具找尋原生金礦前景的北祁連山中段（青海省境內）早古生代火山沉積岩區韌性剪切帶或構造蝕變帶，亦包括黑河以北已知的黃鐵礦化強構造蝕變區段，獲得找金工作的突破是大有希望的。

圖1-11北祁連山地區溝－弧－盆體系多金屬、貴金屬礦床（點）分布示意圖（據夏林圻等，1998，修編）

Ⅰ—塔里木－中朝板塊；Ⅱ—走廊弧後邊緣海區；Ⅲ—北祁連山溝 弧－盆體系；Ⅳ—中祁連陸塊。1洋盆擴張脊；2—弧後盆地擴張脊；3—裂谷島弧或島弧帶；4—俯沖帶；5—被動陸緣裂谷；6—深斷裂、走滑斷裂及構造分區；7—銅多金屬（金）礦床（點）；8—金礦床（點）

由於俯沖作用的加強，在島弧火山鏈的後方發生拉伸，形成弧後盆地，並發育弧後盆地擴張脊型蛇綠岩，這些蛇綠岩中的中基性火山岩內產有噴氣火山成因的銅（金）、多金屬礦床（點），如九個泉、石居里及北祁連山東段老虎山豬嘴啞巴等。

中—晚奧陶世時，由於古浪運動造成大洋盆地縮減，轉化為殘留洋盆；晚奧陶世時北祁連山是殘留洋盆的演化時期。從早志留世開始，殘留洋盆已轉化為海盆，這一時期主要表現為殘留海盆碎屑建造，而火山活動變得微弱。截至目前還未見有金礦方面的報道，僅在肅南一帶發現了沉積型微細粒藍輝銅礦礦床。

泥盆紀為碰撞造山帶上升期，至今未見有這一時期形成的礦床。

從石炭紀開始，北祁連山造山帶進入陸內造山階段，該階段的前期為上疊盆地期，從石炭紀延續到三疊紀，造成時空跨度都較大的濱淺海沼澤環境，為該期北祁連地區煤炭資源的成礦作用創造了條件。該階段後為盆－山構造期，成礦作用以煤炭、石油、蒸發鹽類及砂金為主。北祁連山火山岩帶韌性剪切蝕變岩型金礦正是這種多階段富集成礦作用的產物。

總之，北祁連山大地構造與古板塊運動的演化歷史和成礦信息告訴我們，北祁連山海相火山沉積岩地區有金成礦的良好環境和地質條件，有金來源的礦源層，具有金礦的潛資源優勢。在此火山岩帶內注意尋找有利於金元素活化、遷移、再富集的加里東期及其以後多階段的地質事件疊加改造相對集中的區段（如構造破碎蝕變帶、多期次的韌性、韌脆性剪切構造蝕變帶、糜棱岩帶、多期次岩漿侵入體相對集中區段等），堅信這一點，在以後地質研究與找礦實踐中定會有新的突破。

5. 經歷多階段演化過程

中國大陸是在地質歷史上由多個古陸核或多個陸塊拼合而成的復合大陸。自始太古代開始孕育陸核以來，大致可劃分為古陸核形成及古陸殼生長發展時期、古板塊早期活動與中國古陸塊形成時期、古板塊主要活動與中國古大陸鑲合時期、中新生代板塊活動與陸內構造時期等4個大地構造發展演化時期，並發生了一系列重大的地質構造事件（表3-1）（中國地質調查局，2004）。其中，1000 Ma前形成了羅迪尼亞（Rodinia）超級大陸，中國顯生宙以來的構造演化就是從超級大陸的裂解開始的。

（一）古板塊活動與中國古大陸鑲合時期

羅迪尼亞（Rodinia）超級大陸在南華紀時期（約750M a）開始分裂，元古宙大洋逐漸發育。震旦紀—早寒武世為大洋擴張期，華北、塔里木、揚子等陸塊與印度、西伯利亞、哈薩克等陸塊一樣，進入了全球古陸分裂離散階段。晚古生代是聯合古陸與泛太平洋形成的時代。

1.南華—震旦紀構造演化

形成不久的中國古陸塊，經「興凱地裂運動」發生解體，形成許多小洋盆和微陸塊，並使陸塊邊緣復雜化。小塊體間相距不遠，為有限分離，之間發育有南天山洋、祁連洋、秦嶺洋和阿爾金海槽。

2.早古生代構造演化

寒武紀時海侵達到高峰，同時進入了一個重要的生物孕育時期，導致寒武紀初生物大爆發。奧陶—志留紀開始了加里東運動，各板塊又一次發生匯聚。經過這次匯聚作用，西伯利亞板塊、華北板塊與其間隔的佳木斯、松嫩等微陸塊、地塊群至此有可能已聯為一體。寒武紀（550M a）時各分散陸塊幾乎都處於赤道附近的低緯度區，大致格局與震旦紀相同。

中國寒武紀穩定沉積以碳酸鹽岩為主，主要分布於華北、揚子陸塊和塔里木陸塊，在揚子地區有蒸發岩沉積。奧陶系早期繼承了寒武紀構造格局，海陸分布范圍基本保持一致，穩定、活動和過渡型沉積組合的空間展布也未發生重大變化。其中華北為陸表海碳酸岩沉積，塔里木和喜馬拉雅—滇西地區以穩定類型的碳酸鹽岩沉積為主，揚子以碳酸鹽岩和泥岩沉積為主。同一時期，西准噶爾洋、北天山洋張開。

表3-1 中國地質構造演化與主要地質事件簡表

加里東階段晚期，華北與柴達木碰撞，揚子與華夏完成對接。華南地區大部分為遭受剝蝕的古陸，到志留紀末，除欽防海槽外華南洋大部關閉。華北區志留系沉積僅在邊緣地區發育。興蒙古海槽為半深海活動型沉積；北秦嶺成為華北陸塊南側陸緣海；志留紀末南、北祁連相繼褶皺，華北與柴達木拼合。塔里木在志留紀繼承了奧陶紀末東低西高的構造面貌，主要為一套穩定型濱淺海碎屑岩沉積。揚子陸塊志留紀時，淺水台地僅限於龍女寺—樂山隆起及其邊緣黔北一帶，並向東南溝通了湘中海槽，此時的揚子海也變成為正常淺海。

經加里東運動阿爾金、祁連—西秦嶺洋已封閉，塔里木、華北、揚子板塊相聯。揚子板塊與華夏板塊間的華南裂谷海盆這時形成了一條重要的造山帶。

3.晚古生代構造演化

晚古生代早期，古亞洲洋中西部和中國西南部古特提斯洋的強烈擴張，全國處於「西開東合」態勢。約在石炭—二疊紀時昆南、金沙江、瀾滄江洋盆打開，揚子陸塊西南緣大范圍裂解，中國西南部出現4個中小型洋盆。但西伯利亞板塊佳木斯、松嫩微板塊與華北、揚子、華夏等古板塊的東部仍連為一體。全國地勢總體西高東低、海水向東浸漫，但洋殼未能擴及額爾古納、喜桂圖和東秦嶺、大別地區。

在穩定陸塊上，泥盆系主要分布在華南和塔里木，華北主體缺失泥盆系底層。石炭系較泥盆系分布廣泛，沉積類型復雜，華北、華南和塔里木仍為穩定型沉積；而天山—興安地區、川西—滇西地區和昆侖—秦嶺地區多屬活動型沉積。

晚石炭世曾經是濱海的塔里木和華北地區，在二疊紀逐步轉為巨大的內陸開闊盆地。並且，東西准噶爾和塔里木聯為一體，海水逐漸從中亞、蒙古、華北—祁連—塔里木退卻。華北、柴達木自二疊紀起已基本脫離海洋環境，北緣發生過擠壓作用，南緣秦嶺海槽繼續存在。西藏—滇西地區，繼晚石炭世沉積的含礫泥砂質冰水沉積之後，又形成了開闊的岡底斯—喜馬拉雅海，屬於岡瓦納大陸陸棚海一部分。

華南從下二疊統中段的棲霞中期起，發生地史上最大的海侵。早二疊世末揚子西緣康滇古陸兩側發生峨眉山玄武岩噴發和全區的海退。華南地區自西而東分為三個不同的沉積相區，上揚子淺海仍以碳酸鹽岩沉積為主；東南區的華夏、雲開、武夷等隆起上升為陸，形成大面積的碎屑岩充填沉積；在西南區的滇黔桂裂陷區，主要為盆地硅質岩沉積。

4.印支階段構造演化

印支期為古板塊演化階段與現代板塊演化階段的過渡時期，揚子與北方陸塊的拼接，中國東部連成一片大陸，松潘—甘孜海槽褶返，亞洲大陸向南增生擴展，迫使海水退至新生的特提斯洋及毗鄰地區。

（二）中晚中生代以來現代板塊活動

古生代至印支期形成的歐亞板塊，東接古太平洋板塊，西以班公錯—怒江洋與岡底斯—印度板塊相隔。中生代中期以來，三疊紀形成的特提斯洋從西向東擴張，再次將塔里木與揚子分開，並使揚子沿華北—柴達木南緣逐步向東南推移。華北自侏羅、白堊紀開始，發育了郯廬、汾—渭等北東向斷陷系統。

1.侏羅紀—早白堊世大陸伸展

侏羅紀至早白堊世是中國大陸裂谷作用、斷陷作用發育階段，大陸處於伸展狀態。我國廣泛發育侏羅至白堊紀斷陷，並形成了塔里木、准噶爾、鄂爾多斯、四川等大型內陸坳陷。晚侏羅世，松遼地區形成大陸裂谷，並在白堊紀發展成大型坳陷盆地。晚侏羅世，在東南沿海的浙、閩、粵地區和東北的大興安嶺地區，形成陸內斷陷和火山噴發。

2.晚白堊世以來的大陸會聚和現代盆山格局形成

中國晚白堊世，雅魯藏布江帶碰撞、青藏高原開始隆升；太平洋板塊與庫拉板塊之間的洋脊向北北西遷移，並以低角度傾沒於亞洲東部之下。新近紀時，菲律賓海板塊在台東拼貼，台灣強烈造山，華夏陸塊南部裂解，形成了南海海盆。

西部由於印度陸塊向北作陸內俯沖，青藏高原、昆侖山、天山、阿爾金山迅速隆升。在中國東部大興安嶺—太行山—武陵山以東，受太平洋板塊俯沖的影響，從古近紀開始形成縱貫中國東部的早第三紀裂谷系，裂谷系東北的依蘭—伊通延伸到渤海灣、江漢。新近紀轉為區域性坳陷沉積建造，其東的黃海—東海—南海邊緣海地區，古近紀構造與渤海灣裂谷盆地基本相同，新近紀才轉為海陸交互相—海相沉積。

第四紀，西部受印度板塊碰撞、東部由於太平洋板塊運動方向的轉向，並間歇性向中國東部俯沖，導致中國東西分帶和南北分塊特徵。中國西部在擠壓作用下，山體崛起、逆沖推覆向前陸盆地發展，盆地萎縮；中國東部以拉張為主，盆地下沉；中部地區處於中等抬升階段，形成高原。

（三）盆地演化

區域構造演化過程中包含了盆地演化過程。我國以華北、揚子、塔里木等克拉通盆地在早古生代及其以前為大型海相盆地，晚古生代為大型海相—海陸交互相—陸相盆地。中生代以來，這些大型海相沉積盆地萎縮消亡，陸相沉積盆地開始廣泛發育。從我國區域地質演化規律可以看出，華北、揚子、塔里木等克拉通盆地的演化一般經過形成、發展、萎縮三個演化階段，一般不會完全消亡；大陸邊緣盆地、裂谷盆地、前陸盆地一般經過生成、發展、萎縮、消亡四個階段。盆地的不同演化規律也影響其石油地質特點。

克拉通盆地具有長期、多旋迴演化歷史，從最初的部分沉降接受沉積，逐步發展到全面海侵，廣泛接受沉積，並在海侵最大時期一般形成區域性優質烴源岩，在板塊匯聚階段，沉積面積逐步縮小，最後停止沉積，結束盆地演化過程，盆地演化過程與板塊開合過程基本對應。我國的克拉通盆地一般經歷兩期盆地演化過程，對應我國早古生代和晚古生代兩期板塊開合過程，之間發生的加里東運動對克拉通盆地的破壞作用有限，兩期盆地演化形成克拉通疊合盆地。而中生代的印支和燕山運動對克拉通盆地的改造是明顯的，但即使經過強烈的構造改造，仍可保留部分盆地，如四川盆地為揚子克拉通的一部分；鄂爾多斯盆地為華北克拉通的一部分；而塔里木盆地則保留了塔里木克拉通的主體。

大陸邊緣盆地在板塊離散階段開始廣泛發育，發育持續時間也較長，規模很大，據測算，揚子北緣被動大陸邊緣寬度在200km 以上，塔里木、華北被動邊緣盆地的規模也很大。但在板塊匯聚階段一般會成為首先發生構造改造的地區，並常常被完全改造破壞而消亡，形成造山帶。揚子及華南北緣被動大陸邊緣盆地、華北、塔里木被動大陸邊緣盆地等古生代廣泛發育的被動大陸邊緣盆地，在海西和印支運動過程中基本都轉變成為造山帶，揚子南緣被動大陸邊緣盆地在加里東期就轉變為造山帶。

裂谷盆地一般發育在板塊離散最快時期，主要發育在被動大陸邊緣和克拉通盆地邊部。裂谷盆地發育時間一般較短，有兩個演化方向，一是進一步發展成為具有洋殼基底的洋盆，二是停止發育，成為克拉通或被動大陸邊緣的一部分。我國古生代發育的裂谷盆地在加里東和海西、印支構造活動改造中，多已消亡。現存斷陷盆地主要發育在中新生代，盆地規模一般不大，往往成群出現，包括單斷箕狀斷陷、雙斷地塹式斷陷和復合斷陷。斷陷盆地沉積演化階段一般都很短，一般經歷初始斷陷階段，斷陷發展階段和萎縮消亡階段。

前陸盆地主要發育在板塊匯聚階段，類前陸盆地發育在陸內造山帶和克拉通之間。我國在早古生代末加里和周緣造山帶之間形成了大量前陸盆地。目前，這些前陸盆地為造山帶的一部分，已經不具有前陸盆地形態和結構，只有從沉積特點判斷其沉積時的盆地類型。

6. 構造演化階段劃分

雲台山地區出露的最老地層是太古宇登封群變質岩，其鋯石U-Pb SHRIMP年齡為3400Ma。在其3400Ma漫長的地質演化歷史中，經歷了多期構造變形、變質作用、沉積演化、隆升和剝蝕。根據區域地質發展歷史、古構造演化規律和古環境變遷過程，變質作用、沉積建造和構造變形綜合分析，雲台山世界地質公園的構造演化歷史可以劃分為三個大階段，即太古宙－古元古代克拉通結晶基底形成階段、中元古代－古生代穩定克拉通蓋層演化階段和中新生代盆山構造與東亞裂谷形成演化階段。其中，克拉通蓋層演化階段又進一步分為中新元古代拗拉槽演化時期、早古生代穩定淺海發育時期和晚古生代海陸交互盆地演化時期（圖3-7）。

圖3-7 華北地台克拉通基底形成時期構造－熱事件年齡統計分布圖（圖中統計資料包括變質岩與侵入岩的Rb-Sr等時線年齡、Sm-Nb等時線年齡、鋯石U-Pb法年齡與³⁹Ar-⁴⁰Ar法年齡）

美國科羅拉多大峽谷地區出露的最老岩石是1840Ma的Elves Chasm 片麻岩，在大峽谷及周邊地區地層中存在多個沉積間斷，但區域性角度不整合界面主要有三個，即中新元古界大峽谷超群與古元古界變質岩之間的角度不整合界面、大峽谷超群與古生界之間的角度不整合界面、中生界與新生界之間的不整合界面。根據三個區域性不整合界面，可將該區劃分為太古宙－古元古代結晶基底、中新元古代克拉通蓋層、古生代－中生代克拉通蓋層和新生界四個構造層，並且以前三個構造層為主。同時根據不同構造層的沉積建造、構造變形、岩漿活動、變質作用，將大峽谷地區的構造演化劃分為太古宙－古元古代結晶基底形成階段、中新元古代克拉通蓋層演化階段、古生代－中生代克拉通蓋層演化階段、新生代伸展抬升階段。

7. 中國地質構造及岩石圈深層結構

中國位於歐亞大陸的東部，受北部西伯利亞大陸、東部太平洋和西南印度俯沖帶的擠壓形成。

構成中國陸地部分的華北古地台（圖13.1），其穩定的基底形成於太古宙和元古宙晚期。地台的上部建造是沉積岩、變質岩和侵入岩，甚至地台的基底也有過多次構造運動，這種運動在中生代和新生代尤為明顯，當時在穩定地塊出現了活動斷層，形成了疊加盆地和斷裂帶，被陸源沉積物、復理石層或者鹼性及玄武火山岩生成物充填（Милановский，1991）。中生代早期和中新生代時期形成的穩定陸地和盆地區域的地殼厚度在34～36km之間，在斷裂帶地殼厚度變薄，減少到34km。格拉切夫（2000）認為高效運移層的埋藏深度是軟流圈頂部，埋藏最深的區域是在穩定地塊的77～146km處，中等深度的是在盆地區域的92～100km處，最薄的區域是在斷裂帶的 82～122km處。

在中國的西北地區、中部地區和東南地區分布著3個年輕的地台，都是在中新元古代形成的。華南地台與華北地台相同，地殼厚度平均36km，而軟流圈卻在深達77～146km的區域。塔里木和華中地台的地殼厚度是50～56km，軟流圈的位置尚未探明。

這些地台被古生代（加里東和華力西）、中生代（印支和燕山）和新生代（喜馬拉雅）的褶皺構造包圍並分割開來，並被活動斷層所局限或被遷移（圖13.1）。

褶皺構造形成於元古宙和古生代。在構造演化過程中，這些構造經過擠壓或拉伸變形，或者停止運動，或者運動加速，形成復雜的褶皺-逆掩斷層和褶皺蓋覆構造。地殼的斷裂和拉伸過程促使形成地塹盆地，或者相反形成陸地火山。這一時期形成的斷裂帶後來被中生代和新時代的沉積物所覆蓋，厚度大約為5～10km。前中生代褶皺構造帶的地殼厚度是30～44km，年輕地台地殼的厚度是38～51km。軟流圈的頂部位於深92～99km處，在松遼古斷層帶地殼厚度為30～32km，軟流圈位於92km處。

在中生代早期（印支運動）褶皺構造帶，地殼平均厚度是42km，在新生代地殼運動以後，其厚度減少為32km。軟流圈頂部在穩定地塊119～146 km深處。經過地殼變動，埋藏深度變為80～121km。在西藏和喜馬拉雅山東部，地殼厚度是平原地區地殼厚度的1.5～2倍（67～71km）（現代垂直運動的速度是每年10 mm）。在海拔最高的山區，軟流圈的深度增至89～100km。

在中生代和新生代，軟流圈曾有過新的構造岩漿活動，因此在古地台形成了盆地和橫移斷層，從西北環繞鄂爾多斯地塊（銀川-河套斷層），並從中部（山西斷層）和南部（河淮斷層）切斷。在東北形成了華東斷裂帶，由很多斷裂盆地（渤海、遼河、黃驊等）和切分隆起構成（圖13.1）。在始新世和漸新世，斷裂盆地積聚的陸源沉積物厚度從3～6 km，到10～12 km（渤海斷層）。根據勘探資料，其中有0.5～2 km厚的超基性和鹼性玄武岩流體及結晶體，被火山體和大量岩牆覆蓋形成正斷層。

圖13.1 中國的基本地質構造

現代斷層大多在更新世晚期和全新世形成。中國東部大部分是淺正斷層（殼斷層）和平移斷層，很少有上沖斷層：在唐城-立張地區有活動正斷層，在大同-汾河-渭河地區、台灣地區有正斷層和平移斷層，還有郯廬平移正斷層等。在西部主要有深部斷層（地幔斷層），是受左右兩方的擠壓或擠壓拉伸作用，局部屬於正斷層和平移斷層。它們具有北西或者近東西走向，往往呈拱形（興安-西藏、喜馬拉雅、東帕米爾及東部山區的其他斷層）。這些地區呈帶狀分布著花崗岩、安山岩、正長岩和閃長岩。在地台內部較深層位的活動斷層及切割碰撞與小規模的火山噴發有關，噴出物成分為拉斑玄武岩、鹼性玄武岩和鹼性超基性岩的岩漿，是輝綠岩、輝長輝綠岩岩牆，包括地幔輝石岩（Lithospheric，1989；Грачëв，2000）。

中國的岩石圈屬於強烈的地震活動帶。在中生代以前這個區域就發生過地震，中生代尤其是新生代地震活動更為頻繁（Wu等，1985；Chen，1988）。中等震級為里氏6.5級。絕大部分地震發生在東部地區（M>7～8），尤其是集中在鄂爾多斯周圍的斷裂帶，或者在渤海灣、東南沿海、台灣省和四川雲南一帶（潘西古斷層）。在西北地區，地震帶分布在准噶爾、塔里木和柴達木盆地。周圍地區的震級強度低於6～7級。只是在阿爾泰活動斷層區域、天山、西藏，特別是喜馬拉雅一帶最高震級為8.0級>М>7.0級（Lithospheric，1989）。

東部地區的大地構造應力的現代活性（300m深處小於10MPa）比西部地區低（500m深處大於30MPa）（Ming，1997）。因此可以斷定，東部地區應力場的主要類型是張力場和中性場，西部地區是壓力場，很少有中性場。

岩石圈的熱力場對於內應力過程的演變、構造活性以及緊張度具有明顯的影響，因此可以證明各級動力活性在各種年齡、各種類型的地質構造中，地熱參數值的變化不同（Pollack等，1977；Morgan，1984）。

8. 構造演化階段與盆地演化史

南華北地區特殊的大地構造位置（華北板塊南部及其與秦嶺—大別造山帶結合部，東臨著名的NNE向走滑斷裂系—郯廬斷裂系）決定了其獨特而復雜的構造演化歷史。通過對深部地球物理、區域地質及大量的地震、鑽井等地質資料的系統研究，認為南華北地區新元古代—新生代構造演化及形成的不同類型盆地與中元古代泛亞洲古板塊裂解（劉長安，1979）、古秦嶺洋及古—新特提斯洋形成演化、華北板塊與揚子板塊碰撞、太平洋板塊與歐亞板塊俯沖、郯廬斷裂走滑有關。其構造演化基於太古宙—古元古代結晶基底、長城紀—薊縣紀坳拉槽形成演化，經歷了6個階段（表2.1、圖2.3）。在區域大地構造背景下，本書從盆地沉積格局和充填層序特徵出發，探討南華北地區新元古代—中生代不同構造演化階段原型盆地沉積演化特徵，以便能夠深入地認識奧陶系充填的沉積體系類型、特徵及層序發育模式。

自中元古代始，古中國板塊大陸地殼在離散構造背景下導致大陸裂解（程裕淇，1994）活動的不均衡性，即以先存的古元古代線型構造為先導，形成了一系列三叉裂谷，構造演化上是從裂陷向坳陷過渡，沉積上是從火山岩建造向碳酸鹽岩過渡，於華北陸塊南北邊緣演化成為坳拉槽。以欒川—固始斷裂為界，其北為豫西坳拉槽及徐淮坳拉槽，其南的北秦嶺區仍為裂谷環境。表現在沉積—火山岩建造上，欒川—固始斷裂兩側截然不同。北側的南華北地區由北向南分別發育了五佛山群和汝陽群，總體上，它們主要為一套石英砂岩、長石石英砂岩、頁岩，夾少量白雲岩，底部普遍為含礫砂岩的濱岸—潮坪相碎屑岩沉積，厚度向南加大達1000～4000m。欒川-方城地區的管道口群及欒川群以碳酸鹽岩沉積為主，岩性以白雲岩為主，夾大量燧石條帶、團塊，含豐富疊層石，說明向南海水變深。總體上，自北向南由濱岸-潮坪過渡為局限台地沉積環境。

表2.1 南華北地區構造演化階段及盆地類型一覽表

圖2.3 南華北新元古代—新生代構造演化及盆地類型

豫西坳拉槽位於華北陸塊南部邊緣中段，東起汝南、確山，西至晉、豫、陝交界的潼關，南臨秦嶺梅槽，北到侯馬、長冶，呈三角形展布。盆地具二元結構，由早期裂陷和晚期坳陷相疊加而成，組成完整的坳拉槽發展旋迴。

2.1.3.1 新元古代被動大陸邊緣裂谷—克拉通坳陷階段（Pt₃）

（1）構造演化

自新元古代開始，伴隨著華北陸塊北部興蒙海槽強烈擴張，華北陸塊南緣的秦嶺海槽也同時強烈擴張，揚子和華北陸塊之間已經形成了秦嶺—大別洋，為松樹溝—寬坪洋的繼續發展。沿商丹斷裂帶發育的中、新元古代松樹溝蛇綠岩及寬坪蛇綠岩屬小洋盆型蛇綠岩（張宗清等，1991；周鼎武等，1995；張國偉等，1995），表明在秦嶺中部已經出現洋盆。

青白口紀末期，華北陸塊受擠壓作用，南部邊緣掀斜抬升，豫西盆地沉積終止，發生構造反轉，成為剝蝕區。只有徐淮及其以東區域保持大面積海水覆蓋。

華北陸塊與揚子陸塊自晉寧運動拼合不久，在震旦紀拉張應力作用下發生裂陷和熱沉降，秦嶺海槽再次開裂，海水溝通，震旦系在河南境內主要分布於葉縣—魯山斷裂以南及安徽境內。在徐淮及其以東區域發育了一套濱—淺海相富鎂碳酸鹽岩夾泥頁岩沉積序列，厚3500～5000m。震旦紀晚期，華北陸塊整體抬升遭受風化剝蝕。之後，於早寒武世初期在安徽的淮南、河南的確山、臨妝等地形成了濁積扇粗碎屑沉積。該套沉積前人（章雨旭等，1998，曹高社等，2006）認為是震旦紀山麓冰川型的冰磧岩沉積，從其沉積特徵及礫屑的成分來看，這套礫岩應為早寒武世初期的產物。同時在徐准盆地的中、北部發育了一套泥頁岩—碳酸鹽岩—碎屑岩的蒸發台地相沉積，表現出華北陸塊南北沉積環境的明顯差異。

（2）盆地類型

南華北地區大致以欒川—確山—固始—肥中斷裂為界，其北的華北地區仍然保持穩定克拉通的沉積構造環境，其南側因北秦嶺海槽的繼續發展，逐漸演化成被動大陸邊緣，華北陸塊形成克拉通坳陷盆地（余和中等，2006）。南華北陸塊南部發育克拉通—被動大陸邊緣盆地，其內部可分為豫西—徐淮台坳及周口台隆（圖2.4）。分布於欒川—固始斷裂以南的四岔口岩組及謝灣岩組為一套復理石雜砂岩夾基性火山岩、泥質碳酸鹽岩建造，厚達3000～6000m（席文祥等，1997），說明北秦嶺區仍為裂谷盆地環境。新元古代北淮陽地區亦處於裂陷環境，安徽境內的新元古代—早古生代佛子嶺岩群為一套綠片岩系，其下部鄭堂子岩組的原岩為雙峰式火山岩及碎屑岩（周鼎武等，1998）。南部邊緣發育700～600Ma大紅口組鹼性火山噴發岩，也表明為大陸裂谷環境。

豫西—徐淮台坳沿義馬、駐馬店、淮南—徐州一線呈北西向展布，北東部即為周口台隆，為碎屑岩—碳酸鹽岩建造，沉積厚度最大達到700m。該台坳是克拉通盆地南部的邊緣坳陷，南與古秦嶺洋相連。該台坳發育有青白口系八公山群，屬一套陸棚相為主的沉積，以泥岩及具丘狀交錯層理的泥晶灰岩為主，表明海水比河南南部更深，這些沉積均屬典型克拉通穩定型碎屑岩—碳酸鹽岩建造，沉積厚度1200m以上。

震旦紀時，南華北地區盆地類型及沉積格局與青白口紀既有繼承性又有差異性。震旦紀，周口台隆范圍擴大，豫西台坳趨向於消失，徐淮台坳持續發展（圖2.5）。

徐樹桐（1987）研究認為，南華北地區早古生代克拉通盆地的構局是「一隆一坳」，即欒川—阜陽台隆北為洛陽—宿州台坳，洛陽、登封地區厚度最大，可達 1430m。通過進一步研究認為，南華北地區這種被動大陸邊緣—克拉通盆地台坳及台隆格局變化較大。古生代盆地是新元古代克拉通盆地的繼承和發展，早寒武世初，華北陸塊整體沉降，海水由東南侵入，以克拉通坳陷的穩定沉降、碳酸鹽岩夾碎屑岩沉積為特徵。

圖2.4 南華北地區青白口紀原型盆地

圖 2.5 南華北地區震旦紀原型盆地

2.1.3.2 早古生代早期被動大陸邊緣克拉通坳陷階段

（1）構造演化

早寒武世—中寒武世，華北陸塊南側繼續存在的古秦嶺洋持續擴張，南華北地區在前期基礎上演化為成熟的被動大陸邊緣—克拉通盆地，沉積環境分析顯示水體總體向南加深。寒武系總體以台地相及潮坪、 湖相白雲岩及顆粒灰岩為主，夾粉細砂岩及泥岩，為典型台地型沉積。

（2）盆地類型

寒武紀辛集期，南華北地區古地勢西高東低，海水由南部海槽入侵，形成漯河台坳及徐淮台坳（圖 2.6），其中的徐淮台坳比漯河台坳規模大。漯河台坳呈近東西向，而徐淮台坳呈近南北向，沉積了一套濱海相含磷碎屑岩地層。

圖 2.6 南華北地區辛集期原型盆地

寒武紀饅頭期南華北地區盆地海水繼續由東向西侵入，沉積范圍擴大，水體加深，漯河台坳又演變成登封台隆，淮南台坳分解形成鹿邑台坳和靈璧台隆，西北及東南為登封台隆及靈璧台隆的構局（圖2.7）。早期，形成雜色（以紫紅色為主）的碎屑岩夾碳酸鹽岩地層，發育藻丘及生屑灰岩；晚期，水體不斷加深，海侵范圍最大，主要沉積了一套碳酸鹽岩地層，厚 204 ～ 955m。

圖2.7 南華北地區早饅頭期原型盆地

2.1.3.3早古生代中期主動大陸邊緣弧後盆地—克拉通坳陷階段（₃—O₂）

（1）構造演化

早寒武世末期，古秦嶺洋殼向華北板塊俯沖，導致了華北板塊南緣性質發生了根本變化，由前期的被動大陸邊緣轉化為主動大陸邊緣，南華北南緣形成了完整的溝—弧—盆體系，南華北南側演化為弧後盆地。古生代丹鳳蛇綠岩是古秦嶺洋的殘跡。二郎坪群代表了弧後盆地形成和擴張時期的記錄（李亞林等，1999）。受古秦嶺洋的制約，華北陸塊南部邊緣先後經歷了復雜的由離散邊緣到會聚邊緣的演化過程，早古生代晚期至晚古生代早期，由主動大陸邊緣俯沖轉換為碰撞，南華北地區處於隆升狀態。

其中，於二郎坪群火神廟組基性熔岩中獲得的全岩Rb—Sr年齡為581Ma±39Ma（河南區調隊，1994），玄武岩夾層中硅質岩獲得了豐富的微體化石（王學仁等，1995），包括牙形石類Acosoneotensis和放射蟲類Entanctinia complanata，其時代屬早、中奧陶世。而南華北主體發展為擠壓背景下的克拉通盆地，這種擠壓作用使華北陸塊南緣抬升，克拉通坳陷沉積向北退縮。加里東晚期整個華北板塊主體因同時受其南、北兩側的板塊匯聚俯沖作用的影響，表現為整體抬升剝蝕。

晚奧陶世—中泥盆世，揚子板塊向華北板塊繼續俯沖，主俯沖帶的位置可能為勉略—岳西縫合帶（張國偉等，1988；董樹文等，1993）。早古生代中晚期，秦嶺洋消亡，華北陸塊與揚子陸塊對接，東秦嶺—大別山與華北已經發生陸陸碰接，西秦嶺仍存在殘留海（任紀舜等，1991），因而造成了南華北地區缺失早奧陶世—早石炭世沉積。

晚寒武世—中奧陶世總體以台地相及潮坪、湖相白雲岩、顆粒灰岩夾泥岩為主，為典型台地型沉積。沉積環境分析顯示地勢南高北低，水體總體向北加深。

（2）盆地類型

晚寒武世南華北盆地開始發生構造反轉，南緣逐漸抬升，海水向北退縮。由早古生代早期的北高南低轉化為南高北低。崮山期及炒米店期沉積一套灰色灰岩、白雲岩，厚100～380m，北厚南薄。由於受懷遠運動的影響不僅頻繁間斷暴露，而且使靈璧台隆及開封台隆趨於消失，淮南隆起，淮北地區轉化為坳陷，即淮北台坳（圖2.8）。

圖2.8 南華北地區崮山期原型盆地

中奧陶世下馬家溝期，由於華北陸塊南緣抬升為陸，與秦嶺海槽隔開。南華北地區海水由北向南侵進，到達三門峽—汝南一線，形成太康—周口台坳（圖2.9）。此時在南華北地區沉積了一套碳酸鹽岩。中奧陶世上馬家溝期，地殼受擠壓抬升，海水補給減少，蒸發量遠大於補給量，淮北台坳向北萎縮，在徐州以北受懷遠運動影響，形成近東西向展布的大型碳酸鹽岩蒸發台地，沉積淺灰色白雲岩、夾多層石膏和鹽岩。中奧陶世峰峰期末，加里東運動使坳陷隆升為剝蝕區，下古生界遭受剝蝕。

圖2.9 南華北地區奧陶紀原型盆地

2.1.3.4晚古生代克拉通—陸內坳陷盆地階段（C₂—P）

（1）構造演化

晚古生代，華北陸塊與揚子陸塊及西伯利亞陸塊對接後，表現出陸塊會聚拼合的繼承性（解東寧，2007）。早期坳陷向北傾斜，海侵來自北東方向。晚期坳陷的海侵從北東、南東雙向進入，這可能與南秦嶺海槽打開有關。晚二疊世，華北、揚子地塊完全焊接，強烈的陸內走滑造山作用形成北秦嶺逆沖褶皺帶。

（2）原型盆地

晚石炭世起，南華北地區海水從北東方向侵入並不斷向南西方向擴展，晚石炭世末期海水抵達了三門峽—鄭州一帶，沉積了一套濱淺海相砂泥岩地層，夾灰岩和薄層煤。底部則為穿時的鐵鋁質風化殼層，與下伏地層呈不整合接觸，厚度20～40m。沉積中心位於開封及徐州地區，為開封—徐州台坳（圖2.10）。

早二疊世太原期—山西期，由於華北板塊與西伯利亞板塊對接碰撞，使得華北板塊古地勢轉變為北高南低。海水也已由早先的北東方向的侵入轉變為東南方向的入侵，在華北地區形成了廣闊的陸表海環境，由於各種環境適宜，沉積了一套准碳酸鹽台地相和三角洲—

湖潮坪相的暗色砂泥岩、灰岩和煤層，此時古地理格局復雜，三角洲—湖潮坪相中容易形成煤炭資源（圖2.11）。此期為華北地區的主要成煤期之一。

中二疊世下石盒子期，南華北地區的沉積特徵與北華北地區具有明顯的差別，主要表現在南華北地區當時為適合植被生長的溫濕氣候環境，因而植被茂盛，沉積了一套以三角洲相帶為主的黃綠、灰綠色含煤砂泥岩地層，中上部夾多層硅質海綿岩，東部含煤品質較好而西部較差。硅質海綿岩的出現，表明此時該地區仍為受海水影響的近海環境。

圖2.10 南華北地區晚石炭世本溪期原型盆地

圖2.11 南華北地區早二疊世太原期原型盆地

晚二疊世上石盒子期，隨著華北板塊南北向擠壓作用的增強，華北盆地整體抬升，海水完全退出，盆地進入陸相沉積發展階段。華北板塊北部強烈隆升，古地形北高南低，沉積物源自北向南（徐輝，1987），此時的氣候由溫暖濕潤轉變為乾旱炎熱，沉積了一套以河流相為主的紅色碎屑岩地層夾淡水灰岩及石膏（圖2.12）。

圖2.12 南華北地區晚二疊世上石盒子期原型盆地

晚古生代南華北地區盆地主要包括開封—徐州台坳及民權—豐縣台隆（圖2.10、2.11、2.12）。開封—徐州台坳位於民權—豐縣台隆以南，台坳總體呈北西向，但形狀不規則，太康以北地區沉積厚度最大；民權—豐縣台隆位於開封—徐州台坳以北地區，南至商丘南，在早二疊世發育的台隆，呈南北向展布，該台隆面積較小、發育時間短。2.1.3.5 早中生代陸內坳陷階段（T₁—T₃）

（1）構造演化

晚二疊世末海水完全退出，南華北海相沉積終止。三疊紀，南華北地區演化為大型陸內坳陷盆地，形成陸相碎屑含煤沉積。由南而北三疊紀地層厚度逐漸增厚，並且北部三疊紀地層發育齊全，南部主要發育早三疊世地層，平頂山北坡落鳧山—王家寨下三疊統劉家溝組實測地層厚＞466.72m（平頂山幅1∶25萬區域地質調查報告，2005），豫西厚550～700m，銅川和濟源地區分別為沉積中心，沉積厚度達1000m以上。劉紹龍（1986）研究認為，華北三疊紀沉積中心位於地塊西南部的華池—銅川—洛陽—鄭州一帶。

早、中三疊世，南華北盆地基本繼承了二疊紀的格局，湖盆較晚古生代盆地原型略有減小，由湖泊相沉積逐漸轉變為河湖相和河流相沉積，粒度明顯變粗，氣候變乾旱炎熱，一般為紅色碎屑岩沉積。盆地原型屬於克拉通陸內坳陷盆地（圖2.13）。

中三疊世末的印支早期運動後，大型內陸盆地的面貌發生了劇烈變化，表現為盆地大幅度萎縮。即中三疊紀表現為克拉通盆地萎縮階段，構造環境為碰撞造山（擠壓）。造成原型盆地內三疊紀地層的大范圍的剝蝕，且剝蝕厚度較大，高達3000m。三疊紀末的印支運動結束了三疊紀盆地的發育，使盆地向西北進一步退縮。

北秦嶺地區也有上三疊統發育，其露頭主要出露於周至柳葉河、商縣以東蟒嶺南側、盧氏雙槐樹—湯河（瓦穴子盆地地層厚1710.75m）、南召縣鴨河、馬市坪等地（馬市坪—留山盆地地層厚942.06～681.4m）。區域上分布於欒川—固始斷裂以南，呈東西向條帶狀展布，由於斷層切割及侵蝕缺失，造成現代以隔絕的小盆地形態出露。對於其沉積環境，前人多認為是山間斷陷盆地，但在南召東南部發育的上三疊統以細碎屑岩沉積為主，屬湖泊沼澤相沉積，表明了在北秦嶺地區曾出現過較大范圍的湖相沉積。根據其岩相及植物群均可與延長群對比，且未見到晚三疊世山間盆地磨拉石堆積，推測有可能它們原來與華北是連成一片的，是華北大型坳陷盆地的邊緣相帶沉積。該時期在秦嶺—大別造山帶以北可能發育有前陸盆地。合肥盆地和信陽盆地印支期剝蝕，均缺失三疊紀沉積。由於三疊系在周口坳陷分布局限且鑽井揭示不多，在此不多敘述。

（2）原型盆地

早、中生代三疊紀南華北盆地主要為洛陽—濟源坳陷、臨汝坳陷，南部周口—六安一帶尚有長山—太和隆起（圖2.13）。

洛陽—濟源坳陷位於洛陽、濟源一線，呈北東向展布。義馬市謝窪—李庄三疊紀地層厚度最大，為2730m，其餘地區地層厚度在688～874m，其中濟參1井874m、洛1井688m、伊1井860m。它由伊川台坳演化而來。開封坳陷三疊系包括中下三疊統和上三疊統，厚0～3500m，其中上三疊統僅發育在濟源凹陷，厚1050～1750m，為灰黑、深灰色泥岩、粉砂岩和砂岩互層沉積，為中生界主要生油岩系。中下三疊統厚800～1800m，為紅、褐色泥岩和暗紫色砂岩不等厚互層，橫向分布差別較大。西部的濟源凹陷沉積最厚，達1800m，至中牟凹陷的杜營次凹厚僅800m，民權也有中下三疊統。黃口、成武、魚台則缺失中下三疊統。中牟、民權、黃口、成武、魚台地區相對隆升，處於剝蝕環境，缺失上三疊統。而以西的濟源地區相對沉降，發育與中三疊統連續的上三疊統。厚度除濟源地區可達2000～500m（T₃-J₂）以外，大多僅1000m以下。

圖2.13 南華北地區三疊紀原型盆地

周口坳陷三疊系主要分布在北部凹陷帶的鹿邑凹陷以及淮陽、倪丘集凹陷，向南大部分地區缺失。殘存地層為中、下三疊統，與上覆古近系呈不整合接觸。三疊系中下統在周參9井鑽厚445m（全部為劉家溝組）、周參13井鑽厚652m，頂部產赫爾末剋星孔輪藻和直輪藻未定種，屬二馬營組，根據地震資料解釋，其下與二疊系孫家溝組之間應屬劉家溝組和和尚溝組。中、下三疊統岩性主要為河流相發育的棕紅色砂岩、泥岩互層夾礫岩層。

臨汝坳陷位於太康隆起北部，呈不規則狀。向北到中牟、成武，三疊紀地層厚度變化較大，為390～1293m，其中周參8井鑽厚1292m（其中劉家溝組厚391m，和尚溝組厚232m，二馬營組厚669m），鹿1井大於1090m，南1井1390.5m。

2.1.3.6晚中生代前陸盆地—斷陷盆地階段（J₁—K₂）

（1）構造演化

燕山早期，南華北地區發生由南向北的逆沖推覆，隨著陸內擠壓，逆沖作用向前推進，其逆沖前鋒達潼關—魯山—淮南一線。南華北南部已為地形高差很大的剝蝕區，在欒川—確山—固始主逆沖斷裂前緣形成晚三疊世—早、中侏羅世前陸盆地。因此，在晚三疊世—早、中侏羅世，南華北地區發育了以合肥盆地為代表的陸內前陸盆地，並與周口坳陷以及位於秦嶺—大別褶皺帶內的信陽盆地組成統一的坳陷型「河淮盆地」（圖2.14）。在魯山—淮南一線以北，印支運動表現為大型的隆拗結構，晚三疊世—侏羅紀形成復向斜的繼承性坳陷盆地，如濟源盆地及成武盆地。其中，早侏羅世在河南澠池和安徽六安一帶沉積了下侏羅統含煤岩系，它們與中侏羅統之間為連續沉積。中侏羅統下段沉積後，發生一次構造運動，造成中侏羅統下段與中侏羅統上段之間的區域性不整合。中侏羅世，在河南省澠池-濟源、成武-魚台和安徽省舒城-合肥地區形成凹陷，沉積了中侏羅統河湖相含煤碎屑岩系。

圖2.14 南華北地區侏羅紀原型盆地

（2）原型盆地

前已述及，南華北地區晚中生代自北而南主要發育開封斷陷、周口斷陷及合肥前陸盆地。另外，在平輿—蚌埠隆起以北的泗縣、南召馬市坪、留山一帶也發育小型斷陷盆地（圖2.14）。

印支運動後，開封斷陷在相對凹陷的地區發育了早、中侏羅世，它們一般規模不大，其分布相對獨立、分散，盆地走向多為近EW或NWW向，屬大陸內斷陷盆地，即開封斷陷早、中侏羅世盆地原型為局部斷陷盆地。

中、下侏羅統厚0～850m，分布於濟源、黃口、成武、魚台凹陷，其中濟源凹陷侏羅系分為下侏羅統鞍腰組和中侏羅統馬凹組。鞍腰組厚300～460m，由深灰—灰黑色泥岩、粉砂質泥岩與灰色砂岩、灰質粉砂岩組成，其中深灰、灰黑色泥岩具備生烴條件；中侏羅統馬凹組厚130～280m，上部主要由褐色、深灰、灰黑色泥岩及淺灰、棕紅色粉砂岩、砂岩組成，下部為一套長石石英砂岩。濟參1井鞍腰組厚為35m、義馬組厚為244m、馬凹組厚160m。黃口、成武、魚台凹陷侏羅系中、下統為汶南組，厚850m左右，為一套紫色、灰紫色泥岩、粉砂質泥岩、含礫砂岩、磚紅色中細粒砂岩。

晚侏羅世—早白堊世期間，周口地區的構造環境主要受控於大別造山帶核部熱穹的強烈隆升和郯廬斷裂帶、麻城—商城—夏邑斷裂帶的右行走滑以及復活的北西西延伸的左行活動的斷裂的聯合作用。周口斷陷中、下侏羅統較少，厚度200～500m，主要見於周參10井、23井，岩性為深灰、灰黑色泥岩與灰—淺灰色粉砂質泥岩、泥質粉砂岩、砂岩及礫岩夾少量灰黑色碳質泥岩和煤層。其中，周23井碳質泥9m、煤6m；周參10井碳質泥岩88m、煤8m。另外，周22井、周26井可能存在中、下侏羅統。與上下地層角度不整合接觸。周口斷陷帶南部東岳凹陷，周參6井中、下侏羅統地層主要為一套紅色碎屑岩沉積，厚267.5m，在南部固始、淮濱、息縣一帶鑽探的地質淺井也揭示了這套地層，岩性為一套紫紅、暗紅色泥岩與灰、灰白色泥岩互層，厚度大於500m。

合肥盆地位於華北板塊的南緣，其南部邊界為秦嶺—大別造山帶，東部以郯廬斷裂帶為界。三維埋藏史揭示，合肥盆地的中、新生代沉積演化歷史受大別造山帶和郯廬斷裂帶的共同控制，盆地沉積中心的遷移與大別造山帶和郯廬斷裂的活動密切相關。盆地內發育的中、新生代地層主要包括侏羅系、白堊系、古近系以及新近系，目前的最大沉積厚度超過10000m（王利等，2007）。侏羅紀為前陸盆地，沉積中心早期位於舒城凹陷，晚期位於郯廬斷裂一側，即丁集—肥東凹陷東部的肥東一帶（圖2.15）。僅安參1井鑽遇下侏羅統（厚1261m），安參1、合深3井兩口井鑽遇中、上侏羅統，其中，安參1井鑽遇中侏羅統厚2040.5m、上侏羅統厚366.5m，合深3井鑽遇中、上侏羅統厚約1600m。侏羅系岩性以泥岩與砂岩呈不等厚互層為主，下侏羅統岩性主要為厚層砂質泥岩、泥岩夾薄層泥質粉砂岩，主要分布於盆地的南部，沉積中心位於舒城凹陷，最厚達2500m，向北逐漸超覆尖滅，尖滅線位於合深3井至合深6井一線。中、上侏羅統主要為紫紅色泥岩、粉砂質泥岩與紫紅色、灰色粉細砂岩組成不等厚互層，局部分別形成砂岩、泥岩富集段，合肥盆地以西的河南商城—光山地區出露的上侏羅統朱集組為一套砂礫岩粗碎屑沉積，厚度可達2000～3000m。推測這套侏羅系沉積在南華北地區南部（舞陽—合肥）屬一個統一的斷陷盆地，向北減薄（倪丘集凹陷現今殘存侏羅系僅500餘米）。其北側為太康—蚌埠前陸隆起，推測侏羅紀時期其缺失沉積並很可能成為其南、北側盆地的剝蝕物源區。在以濟源為沉降中心的豫西及開封—黃口地區則主要表現為一套上三疊統合肥盆地以侏羅系的穩定克拉通型陸相沉積，以砂岩、粉砂岩夾泥岩為主，總體上沉積物粒度較周口—合肥前陸盆地要細，且其成分成熟度較高，以石英質砂岩佔多。

白堊紀時期，大別造山帶對該盆地的控制減弱不明顯，而郯廬斷裂帶卻發生了大規模的走滑拉張運動（Zhuetal.，2005），受其影響，合肥盆地也表現為走滑—拉分盆地特徵。朱巷組是郯廬斷裂帶擠壓撓曲凹陷沉積。新生代以後，隨著郯廬斷裂活動性減弱，大別造山帶重新成為控制合肥盆地演化的主要因素和主要物源區（王利等，2007）。

從始新世中、晚期開始，太平洋板塊運動方向再次發生顯著的變化，板緣的俯沖、消減作用造成了地幔物質的調整和運動，引起板塊內部不均衡升降以及岩漿活動。由於印度板塊繼續北移，青藏高原急劇隆升，對周圍塊體產生側向擠壓。華北盆地南部地區於漸新世末期整體隆升及遭受一定程度的剝蝕，從而形成新近系與古近系之間的沉積間斷及角度不整合，這是喜馬拉雅運動的主要表現。

至中新世，華北盆地南部地區普遍整體下沉，形成了新近紀華北盆地南部統一的大型坳陷型盆地，現今所謂的華北盆地南部也就是指該期盆地。本區新近系和古近系在全區分布廣泛，厚度在平面上變化不大，沉積中心位於北西向展布的中牟—西華—周口一線，向兩側逐漸減薄，其中最大厚度可達2000m。

綜上所述，南華北地區自震旦紀至新近紀經歷了被動陸緣盆地—克拉通坳陷盆地—拉張/拉分盆地—伸展盆地的演化歷史，即Z—₁古秦嶺洋拉張，華北南部隨之下沉形成被動陸緣；?₂—S古秦嶺洋關閉，華北南部隆升；C₂—P₁古勉略洋擴張鼎盛期，華北南部下沉發育近海克拉通內聚煤坳陷；T_2—3大別造山，華北南部沉積區由南向北、由東向西萎縮；J—E疊加陸內分隔型盆地，沉積差異明顯。

9. 山東省構造演化階段劃分

地球經歷了46億年漫長的演化歷程，形成了現今海洋、大陸分異，地質復雜的自然狀態。其演化的基本特徵包括：演化歷史的長期性和階段性，物質組成和結構構造在時空尺度上的不均一性和非均變性，地球動力系統的復雜性，地質構造作用的多階段、多類型、多成因、多級序性。中國大陸是歐亞大陸的重要組成部分，是全球構造演化的產物。中國現代大陸是由幾個主要陸核經過漫長地質時期的發展、演化、拼接和改造後形成的，地質構造復雜，發展演化歷史悠久，但地質構造演化具有明顯的階段性或多旋迴性特點。程裕淇等將中國地質演化劃分為陸核發展階段（2600Ma以前）、陸塊發展階段（2600～800Ma）、陸緣發展階段（800～205Ma）和陸內發展階段（205Ma以來）4大階段^[17]，認為陸核和陸塊兩個階段屬原始板塊體制范疇，陸緣階段屬古板塊體制范疇，而陸內階段則屬現代（近代）板塊體制范疇。任紀舜等將中國大地構造演化劃分為早前寒武紀地台形成（古元古代早期及以前）、晚前寒武紀地台形成（古元古代晚期至震旦紀以前）、古亞洲逐步形成（震旦紀至石炭紀）、中亞洲逐步形成（二疊紀至中侏羅世）、西太平洋及其溝、弧、盆逐步形成（晚侏羅世以來）5大階段^[18]。李錦軼將中國大陸地殼的形成演化劃分為太古宙—古元古代、中元古代—新元古代中期、新元古代晚期以來3個構造階段^[16]

構造演化階段劃分是大地構造演化研究的基礎，將復雜的地質過程分解為幾個自然階段研究，符合地質演化的階段性規律，有利於復原地質演化的過程，反應不同時間段地質構造的特色。本文對山東省構造演化階段劃分的基本原則，一是盡量保持與大區域構造演化階段劃分相協調，二是與板塊演化的地球動力學背景相吻合，三是與山東地質構造特徵相結合，每個階段都有各具特色的地質事件群，四是以主要構造層為單元，以重要的構造運動界面作為分界。

山東省位於中國大陸的東部，大地構造演化具有與中國大陸相似的階段性演化特點。按照上述構造階段劃分的原則，將山東省構造演化大致分為四個演化階段：早前寒武紀為不成熟陸殼向成熟陸殼轉化和陸塊碰撞拼合階段，陸核、微陸塊逐漸形成，伴隨著華北各微陸塊之間發生的碰撞拼合，構造岩漿活動強烈，地殼由不成熟的過渡型地殼（可能相當於玄武質-安山質基底）演化為成熟的花崗質地殼，花崗岩由TTG組合演化為GMS組合，基底固結並逐漸克拉通化，至古元古代末形成現在華北克拉通的基本格局；中新元古代為大陸裂解與聚合階段，中元古代標志性地質事件是代表大陸裂解環境的基性岩牆群，新元古代標志性地質事件是同碰撞花崗岩和山東早期蓋層沉積，為非全域的沉積蓋層，新元古代中期，中國各陸塊可能接近形成一個整體，形成原始中國大陸或古中國地台；古生代為海陸變遷階段，是中國現代意義板塊構造形成和劇烈演化期，山東構造演化受華北板塊與揚子板塊、西伯利亞板塊對接碰撞的影響，經歷了海陸變遷演化，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，為全域海相沉積，晚古生代，板塊逐漸抬升，海水退出，轉化為陸相沉積；中新生代為構造體制轉折和岩石圈減薄階段，山東大陸地殼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。白堊紀是中國東部岩石圈強烈減薄期，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。

10. 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。