中国古生代中生代的古地理古构造
A. 简述华北板块地壳古地理古构造发展史
华北板块的形成和演化阶段
(1)陆核的形成,太古宙可分为早,中,晚三个阶段,早太古代以基性喷发为主,陆
源沉积物较薄,表壳岩零星出现,中太古代火山岩以中,基性为主,仍很发育,但沉积岩类
已遍布全区,代表表壳岩分布的沉积厚度明显增大.晚太古代沉积岩比例明显增大,火山岩
以夹层形式出现,沉积岩有明显分带现象.山东,内蒙等地甚至出现富含有机碳质的沉积,
表壳岩已广布于华北地区.早,晚太古代的花岗岩侵位发生在三个时期:32.4亿年花岗岩
及云英闪长岩侵位;29亿年花岗岩类侵位;27―25亿年花岗岩类侵位.其规模逐步增大,
说明硅铝壳不断扩大,增厚,至晚太古代末期,硅铝壳已初具规模,形成华北板块的雏形――
陆核.
(2)陆核增生和原始板块形成――古元古代
古元古代陆核经历了拉张裂陷――闭合抬升及大量花岗岩体侵入,吕梁运动使初期分
裂的陆核重新拼接,并使地壳进一步固结,原始板块的最终形成.早,中期发育了规模不等
的火山碎屑沉积序列,晚期出现的山麓磨拉石堆积代表基底沉积.
(3)裂陷槽发育阶段
进入中元古代是裂陷槽发育阶段,在华北板块范围内形成三个沉积区,燕山海槽(北
东东向展布);豫西陆棚海(南接秦岭海槽);胶辽深海槽(北北东向展布)这一阶段,沉积
层巨厚,达上万米,且有成熟较高的陆源碎屑(石英砂岩―碳酸盐―泥质岩)沉积,被称为
似盖层沉积.
(4)华北陆壳板块的形成
中元古代末期的(10亿年)的芹峪运动使华北地区整体抬升.
至新元古代沉积范围缩小,青白口群无火山物质,厚度变薄,属真正稳定类型沉积.
中上元古界之间平行不整合接触,代表华北陆块的形成.
B. 古构造与古地理
一、控制岩相古地理格局的古构造
早、中三叠世中、下扬子海域位于特提斯海东端北部的大陆边缘，向东与古太平洋相通，古生物群具有明显的特提斯特色，但也混有太平洋分子。该区地处低纬度古干旱气候区，是我国南方最后一次大规模海侵区，海相碳酸盐岩—蒸发岩广泛发育。中、晚三叠世之交的印支运动对本区影响很大，基本结束了本区海相沉积的历史，海相碳酸盐岩—蒸发岩沉积被以陆相为主的陆源碎屑岩沉积所代替。
本区早、中三叠世的古地理格局、岩相分布和蒸发岩的发育，明显地受先期和同期古构造以及海侵进程的控制，古构造的研究对恢复岩相古地理和探讨蒸发岩的分布规律极为重要。印支运动及燕山运动在本区活动强烈，三叠纪地层遭受多次破坏和剥蚀，大部地区支离破碎、残缺不全，或被更新的地层所覆盖，除鄂西地区外，露头多不连续。因此，从岩相分析入手，结合古构造研究，从地史演化的总趋势方面再造古地理轮廓和成盐环境更为必要。
对本地区早、中三叠世古地理格局具有决定意义的主要是一些先期和同期活动的深断裂、以及前地形特点。
1.先期和同期的重要深断裂
这些深断裂包括岩石圈断裂和壳断裂，也包括某些大断裂，它们通常在重力、磁异常、岩浆岩分布、构造形迹以及岩相分布方面具有明显的反映，一般都有长期活动的历史，常是大的构造单元的分界线。控制本地区早、中三叠世岩相古地理轮廓和成盐环境的主要深断裂有：郯城－庐江深断裂、襄樊－广济深断裂、城口－房县深断裂、江南深断裂、大庸－吉首深断裂、溆浦－四堡深断裂和江山－绍兴深断裂（图20）。这些断裂都是本区最大的构造岩相单元的分区界线。
①郯城－庐江深断裂：这是一条纵贯我国东部地区的巨型断裂带，对于其总体结构、断裂效应切割深度、平移幅度及活动历史等已有许多精辟的论文述及，尽管对某些问题还有不少争议，但作为华北地台与下扬子准地台的分界，都是公认的事实，至于对早、中三叠世岩相古地理的影响，尚缺少比较深入的了解。
②襄樊－广济深断裂及城口－房县深断裂：襄樊－广济深断裂东起广济，向北西经黄岗、孝感至襄樊与东西向的城口－房县深断裂相接。断裂带南北的地层发育、构造变形、岩浆活动、地貌特征都有明显的差异，是扬子准地台与淮阳地块和秦巴褶皱系的分界线。该断裂带自元古宙至新生代均有活动。海相三叠系仅在断裂以南发育，三叠纪时中下扬子海是否继续向北扩展尚难以判断。
③江南深断裂及大庸－吉首断裂：江南深断裂东自茅山向西南经泾县至九江，再转向西延伸至崇阳、岳阳，至慈利与北东走向的大庸－吉首深断裂相接并延至贵州境内，这是一条控
图24长江中、下游地区中三叠世安尼西期早期岩相古地理图
1—膏晶白云岩潮坪－盐湖－咸化泻湖相区；2—浅海灰泥－泥质沉积相区；3—下部碳酸盐岩、上部碎屑岩浅海相区；4—陆源碎屑滨浅海相区；5—石膏沉积区；6—“绿豆岩”（火山玻屑凝灰岩）分布区；7—陆源沉积物供给方向；8—剖面位置及编号（说明见图20）。
综上所述，可以看出从安尼西期早期开始，伴随海退，大量陆源碎屑沉积物开始注入。从相区的分布以及整个地区的构造背景分析，陆源物质供给方向有两个：一个来自东南华南褶皱带，另一个可能来自秦岭褶皱系，与这两个地区都可能在早印支期就开始活动有关。陆源碎屑的大量供应，必然伴随着大量淡水的注入，从而引起海水盐度降低。横贯全区的江南台地的解体、退缩和下扬子海盆被碳酸盐岩、蒸发岩填满而消失，是这个时期古地理演变的重要事件，其结果是形成利川－姊归和下扬子两个有利蒸发岩形成的地区。
C. 中国东南部的古构造格局及其演化
综观上述，早古生代时，中国东南部除了公认的北方陆块和扬子陆块外，还存在南海陆块和以东海古陆为陆核的陆块，其间分别为秦祁洋和华南洋所分隔 ( 图 6-4 ( a) ) 。东海陆块与南海陆块的关系尚待研究。
加里东晚期构造运动以板块汇聚和大陆增生为特色，在晋宁期形成的陆块边缘增生了加里东褶皱带。志留纪末期，除了南海陆块外，其余陆块均已碰撞对接，形成统一的泛中国大陆陆块，铸造了大陆陆块与南海陆块分立的古构造格局 ( 图 6-4 ( b) ) 。
晚古生代初期，地球动力学机制由挤压转为拉张，产生全方位的裂解，已拼合的陆块重新裂离，但裂开线不一定就是加里东期的缝合线。北方陆块与扬子陆块沿加里东碰撞带( 商丹断裂) 之南的凤镇-山阳断裂带拉开，重新形成秦岭海; 西北边沿后龙门山-锦屏山断裂裂解，松潘地块从南方陆块裂离; 西南边裂解最为显明，除形成右江再生地槽等裂谷系外，甚至沿金沙江—哀牢山一线进一步离散，印支陆块完全与南方陆块分离 ( 图 4-4( c) ) 。上述的北、西北、西南三个方向的裂离已为近年沉积学的研究资料所证实。
东部情况如何? 迄今尚未有人肯定地提出过。人们都注意到了东部新生代的大陆裂解，而很少注意古生代的大陆裂解。笔者在研究了福鼎南溪的石炭系后，认为晚古生代初，在全方位拉张机制下，东部同样出现裂解现象。除了吴川-四会和永梅裂陷带外。更主要的是大致沿镇海—福安—南靖—陆丰一线，南方陆块一分为二，其西部为华南陆块，其东部为东海陆块，各具地质发展历程。这是福鼎石炭系不同于闽西南和浙西的根本原因。
中国东南部晚古生代的构造格局不同于早古生代的主要地方: ①华夏陆块已与扬子陆块沿南宁—萍乡—绍兴一线对接，组成南方陆块; ②南方陆块沿镇海—陆丰一线裂开，裂解出一个东海陆块来，它实际上是早古生代华夏陆块的东部，含东海古陆及华南加里东褶带的东缘。总的来讲，早古生代时是扬子陆块、华夏陆块、南海陆块分立的格局 ( 图 6-4( a) ) ，而晚古生代则变为华南陆块、南海陆块和东海陆块分立的格局 ( 图 6-4 ( c) ) 。
华力西晚期，应力场复向挤压转化，各陆块开始汇聚，在华力西末期至印支末期，各陆块重新拼接成统一的规模空前的泛中国大陆陆块 ( 图 6-4 ( d) ) 。这一碰撞对接，导致中生代时碰撞带上强烈的碰撞型岩浆岩活动。东部的碰撞带为镇海-福安-陆丰断裂带。尽管这里已为中生界覆盖，情况不明，但沿该带出现明显的重力梯级带 ( 图 4-2) 和大量的环形构造沿此带分布 ( 图 4-3) 等现象，说明这里是条超岩石圈断裂带，是板块缝合线之所在。
上述构造格局的论述，向传统的中国东南部大陆增生模式提出了挑战。过去认为以扬子陆核为核心，俯冲向东南方向逐渐向洋迁移，依次形成晋宁褶皱带 ( 江南) →加里东褶皱带 ( 华南) →华力西褶皱带 ( 东南沿海) →喜马拉雅褶皱带 ( 台湾) 。甚至有将东南沿海中生代岩浆岩带视作陆缘弧的观点。这种观点在国内几乎成了主流派。这一结论无视了东海克拉通存在的事实，当然也就无视了东海克拉通也是一个大陆增生核心的必然性。
王鸿祯 ( 1986) 认为，晚古生代和三叠纪时，闽西南和粤东北 “基本上是在加里东基底上发展起来的断陷活动带，不是地槽褶皱带性质”，亦即否定了东南沿海单独的华力西-印支褶皱带存在的可能性。笔者非常赞赏这一论断。由于加里东运动导致加里东褶皱带的形成，已经将扬子古陆和华夏古陆焊接到一起，华南洋基本上封闭，从川滇到台湾，形成了一个完整的陆块，其间不存在洋壳，也就排除了此地域内发生俯冲和增生的前提。大陆增生的前提是存在向洋的后退式俯冲。晚古生代时，尽管中国东南部出现裂解，但还没有形成像样的洋域，所以无后退式俯冲的空间条件，只存在裂谷化与裂谷的闭合，即杨巍然所提出的 “小开小合”，大陆增长也就无从谈起。真正的大陆增生发生在东海克拉通之东的西太平洋。在日本，这种增生井然有序，由西北向东南方向，依次为华力西褶皱带( 内日本) →印支褶皱带 ( 中日本) →燕山褶皱带 ( 外日本) →喜马拉雅褶皱带 ( 四万十、日高山) →现代岛弧带 ( 千岛—伊豆小笠原—琉球) ( 张之孟，1980) 。
D. 中国东南部古生代构造格局与中生代火山活动的成因联系
中国东南部中生代火山活动的成因机制，是中国乃至世界地质界注目的研究课题。迄今为止，主要有两种观点: ①俯冲论，并与南美西部的安第斯型陆缘弧火山带相类比;②裂陷论，并与北美西部的盆岭省裂谷型火山岩带相类比。
众所周知，中国台湾和日本都是古近-新近纪时才从泛中国陆块边缘裂解出去，中生代时东海古陆的东界应在日本以东。如今东海区域为沉沦的古陆区，未找到中生代地层和与板块俯冲有关的任何迹象。所以太平洋板块向亚洲大陆俯冲 ( 不论是垂直俯冲还是小角度相对运动) ，俯冲带或走滑带应在日本以东。将日本恢复到裂离前的位置的话，贝尼奥夫带与火山岩带的距离 ( 即弧前区的宽度) 在 300 km 以上，将东南大陆火山岩带视作陆缘弧的话，弧带的宽度达 400 km。这两个数字与已知的弧前带、弧带的一般宽度 ( 50 km左右) 相比，显然差距太大; 计算出来的俯冲角还不到10°，亚洲大陆东部成了薄皮构造。根据近十年专题研究的结论，无论是火山岩组合、岩浆系列和岩石化学、微量元素、同位素地球化学特征等，东南大陆火山岩均非俯冲型。总之，俯冲成因机制与本区客观实际不符。
从表面上看，中国东南部与美洲西部一样，火山岩带都在大陆边缘，但两者的构造格局完全不同: 美洲西部海岸之外为太平洋洋壳板块，贝尼奥夫带逼近大陆边缘，是活动大陆边缘，洋壳俯冲到陆壳之下，形成陆缘弧，因而安第斯型火山活动与俯冲机制相联系是正确的; 而中国东南部，大陆之外的海洋仍为陆壳，其间充其量只有不宽的陆间裂谷，这里只能以裂谷的闭合和陆陆碰撞为主要板块运动形式，应以碰撞机制为主。
野外调查可见火山岩系褶皱形态和缓，与上覆地层只是小角度相交，而火山岩系与下伏地层夹角较大，下伏侏罗系的褶皱形态较紧闭。这些现象反映了区域挤压应力减弱，认为火山岩形成阶段 ( 过去认为是晚侏罗世，本书划归早白垩世) 地质应力从挤压走向松弛是可以的，但还不是拉张的构造环境，反映在火山岩组合和岩浆系列上，是英安岩-流纹岩组合的酸性系列，而不是玄武岩-流纹岩组合和碱性岩的双峰系列。而这套酸性系列的火山岩是东南大陆中生代火山岩的主体。早白垩世中期开始，地动力机制才转变为拉张，形成相应的双峰系列火山岩，但它们不是本区火山活动主喷期的岩系。因此，本区火山岩与美国西部盆岭省裂谷型火山岩相类比，较之与安第斯型火山岩类比是进了一大步，但亦非已臻完善。
根据本区晚古生代初期大陆裂解，印支期碰撞对接这一板块运动史以及火山活动的各种特征，笔者认为东南沿海乃至我国各纬向构造缝合线两侧的中生代火山活动，相当部分与板块碰撞有成因联系，而俄罗斯东部和日本等地则与俯冲有关。
板块碰撞是板块汇聚运动的一种常见的形式，它包含着一个完整的延续过程，这一过程的各个阶段都有着相应的岩浆源区和岩浆系列，形成的岩浆岩具有独特的岩石化学与地球化学特征。陆陆碰撞之前有个陆间洋壳的消减过程，必然以俯冲机制为先导而形成火山弧型的火山岩套，即碰撞前火山活动 ( 图 6-5 ( a) ，Ⅰ组) 。陆陆碰撞时，导致大陆造山和地壳增厚以及一系列冲掩岩片的形成和地壳重熔，形成壳源的同碰撞期火山活动( 图 6-5 ( b) ，Ⅱ组) 。陆块对接后，冲掩岩片之下的残余洋壳的继续沉没，引起碰撞晚期火山活动 ( 图 6-5 ( c) ，Ⅲ组) 。碰撞晚期与碰撞前的火山活动均类似于火山弧的成因机制，所以火山岩特征相似。最后，碰撞以后地壳趋于稳定，地球动力学机制由挤压转为拉张，发生碰撞期后火山活动 ( 图 6-5 ( c) ，Ⅳ组) 。后者多为双峰式和碱性火山岩，与板内火山活动相似。但并非每个碰撞带都完整地发育四组火山岩，当 “小开小合”式碰撞时( 或称 “被动碰撞”) ，这种小规模的大洋闭合，由于被消减的洋壳不多，不会引起Ⅰ、Ⅲ组的大量发育，因此浙、闽和下扬子地区俯冲型火山岩的贫乏是可以理解的。笔者认为，南海陆块不是从泛中国大陆陆块裂解出来的微板块，而可能是从南大陆裂离后，向北漂移而与中国大陆碰撞对接，属主动碰撞。诚如是，则必有相当的洋壳被消减于大陆陆壳之下，导致俯冲型火山岩套的形成。这是广东地区第 I 旋回安山岩的比重明显多于其他地区的原因。II 组火山作用及其发育程度，根据国外学者对喜马拉雅、阿尔卑斯、华力西和非洲等碰撞造山带的研究，与地壳增厚的程度有关 ( Harris，1986) ; 他们认为，同碰撞期所形成的岩浆，大约需经过 40 ～50 Ma 才能到达地表，时间差取决于地壳的厚度。东海陆块与华南陆块的碰撞，从沉积学研究所取得的信息看，大致是印支晚期 ( 约 190 Ma) ，而大量岩浆活动发生于早白垩世 ( 约 135 Ma) ，相间约 45 Ma，与 Harris 等所总结的数字相近。笔者 “七五”期间曾经研究过西准噶尔区域地质，那里的板块碰撞主要发生在早石炭世，而大量的火山活动为早二叠世，基本上也是 40 ～50 Ma 的年代区间。西准噶尔的情况与东南沿海一带，火山活动比地质历史上任何时候都强烈和分布广泛。滇西澜沧江带晚二叠世陆陆碰撞，同碰撞型火山岩出现于中三叠世，时距较短，与那里微陆块互撞，地壳加厚不大有关。
从古构造格局研究出发，笔者认为中国东南部中生代火山活动是导因于板块碰撞，但并不认为只导因于东海陆块对华南陆块的作用，还应包括普遍为地质界所忽视的南海陆块和北方陆块对华南陆块的碰撞，形成一个 “三面夹攻”的态势。由于三面碰撞时序有先有后，且各有其地质背景，必然导致区域上岩浆活动的不同时性和形成三个岩浆作用区，即琼州海峡缝合带两侧的海南-广东区，镇海-陆丰缝合带两侧的浙闽赣区，以及秦岭缝合带两侧鲁豫-下扬子区。从已发表的资料看，这三个区间岩浆岩特征的差异是明显的。后者以发育碱性岩不同于前两者，而前者又以存在较多安山岩区别于后两者。
Gaku Kimvra 等 ( 1989) 重新研究了东亚地区中生代构造事件 “燕山运动”，并断定中生代多数事件不是大洋板块沿东部大陆边缘俯冲作用的结果，而是微型大陆连续碰撞的结果。他们的结论与笔者的结论相近。
图 6-5 碰撞带岩浆活动示意图( 据 Harris et al.，1988)
E. 山东省古生代沉积-构造古地理
山东省古生代地层分布于沂沭断裂带（安丘-莒县断裂）以西广大地区，鲁东地区缺失这一阶段的地层分布，但研究表明，鲁东地区同鲁西地区一样曾广布古生代沉积盖层，由于后来的造山运动被剥蚀殆尽。古生代时，鲁西地区属华北板块陆表海盆地，鲁东北地区处于被动大陆边缘，鲁东南地区与苏北地区共同构成大别-苏鲁裂谷盆地（图5.1）。
以奥陶系与石炭系之间的不整合面为界，上、下古生界间沉积-构造古地理格局发生重大变化，下古生界以较稳定的海相为主，上古生界则为海陆交互相震荡沉积。古生代地层划分及沉积相见表5.1。
图5.1 山东省古生代大地构造单元
Fig.5.1 The Paleozoic tectonic units of Shandong province
1—华北板块陆表海盆地；2—鲁东被动大陆边缘；3—大别-苏鲁裂谷盆地
5.2.1 早古生代海相稳定沉积阶段
早古生代山东地区结束了新元古代末的裂陷活动，进入全域同步沉降期。沉积相以浅海相为主体，滨海相出现于早寒武世，沉积-构造古地理格局的地理总趋势是东深西浅。
（1）寒武纪沉积-构造古地理
早寒武世早期沉积沿沂沭断裂带分布，沧浪铺期首先沉积了李官组滨海陆屑滩砂砾岩相；沧浪铺晚期—龙王庙初期，海侵范围稍有扩大，海水相对变深，早期沉积以薄层灰岩为主且富含三叶虫化石。该阶段海岸大致在寿光、蒙阴、费县、薛城一线，以西为古陆，以东为海域（图5.2），海侵方向由南东向北西超覆。早寒武世陆源碎屑物质来源于鲁西古陆，由于陆源物质供给丰富，在沉降盆地中形成厚达百米的石英砂岩沉积，即为补偿性盆地沉积，特别是在枣庄西北一带含有较多的砾岩，该砾岩应为古河道滞留沉积，说明该地区为陆源物供给的主要通道。
龙王庙早、中期：以碳酸盐台地沉积为主，沉积环境包括潮间-潮上带萨布哈，潮间带-浅潮下带及浅潮下带三种环境。龙王庙中期的海侵首次将鲁西古陆淹没（图5.3），鲁西地区与华北海连成一体。海水仍由南东向北西漫进，鲁西东部地区海水相对较深，处于浅潮下带碳酸盐岩高能环境中；而鱼台—宁阳—新泰—蒙阴—临朐—寿光一线以西地区古地形相对较高，加之陆表海的自然障壁作用而处于局限台地潮间—潮上带萨布哈沉积环境中，此时期气候干旱炎热，海水蒸发量较大，在相对较封闭的海湾形成石膏沉积。薛城、滕州、邹县、曲阜、泗水、平邑、新泰地区及潍坊、安丘地区处于二者的过渡地带，属潮间带—浅潮下带环境。
龙王庙中晚期：总体沉积环境为浅潮下带至潮间带砂泥坪，沉积盆地分为南北两个，南部枣庄一带沉积盆地比北部济南一带要浅些，两沉积盆地之间为曲阜—平邑—沂山相对水下古隆起所分隔。
中寒武世毛庄期以细碎屑沉积为主，主体形成于潮间带砂坪，陆源碎屑来源于北西地区的古陆。
徐庄期与毛庄期有较大的区别，以砂岩沉积为基本特征，属滨海砂坝相沉积，主要分布于山东中南部地区，呈“半圆环状”分布，其北部边界在临青—泰安—新泰—昌乐一线，该线以北地区为滩间盆地沉积，沉积物为钙质页岩。
表5.1 古生代地层划分及沉积相Table5.1 Stratigraphic Units and associated Sedimentary Facies of the Shandong Paleozoic strata
张夏期为标准的碳酸盐台地至中深缓坡沉积，自东向西由台缘斜坡相向台地礁滩相过渡（图5.4）。台地礁滩相位于滨州—泰安—东平—汶上—济宁—泗水—费县—枣庄一线以西的大部地区，该线以东地区为台缘斜坡相，海水较深，有较多页岩沉积，两相带之间存在一条狭长的过渡带，相当于台地的前缘斜坡，在该带多见滑塌的藻泥丘。从沉积物的厚度来看，东部盆地区属补偿性质，沉积物沉降速率近等于构造沉降速率。张夏期海侵由北支和南支两个方向分别由南东向北西，由北东向南西漫进。
张夏期是寒武纪沉积环境、沉积相及沉积物组合的重要转折时期，张夏期以前水体相对较浑浊，沉积物中陆源碎屑占绝对优势，说明其沉积场所总体离古陆较近，水体相对较浅；而在张夏期以后，寒武纪总体处于相对较深水区沉积，以发育碳酸岩为主要特征，很少含有陆源碎屑物质，出现风暴沉积。
图5.2 早寒武世沧浪铺晚期—龙王庙早期岩相古地理[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纪最大一次海侵，主要表现为钙质页岩、薄层灰岩及瘤状灰岩沉积，由北东向南西逐渐出现风暴岩沉积。崮山期总体处于中深缓坡沉积相区，在惠民—泰安—泗水—沂南一线以东地区属深缓坡相沉积；在陵县—平阴—东平—巨野—鱼台一线以东，上述深缓坡沉积相区以西的半环状区域内，属中深缓坡沉积相区；该相区以西的广大地区属中浅缓坡沉积相区。从古地理环境分析，由北东向南西海水依次变浅，代表深水—静水沉积的钙质页岩逐渐减少，而瘤状灰岩、薄层灰岩及风暴岩逐渐增多加厚。
长山期以中深缓坡的风暴岩夹泥质条带灰岩沉积为主，沉积较均一，沉积相带分异不明显。
凤山期在东部以潟湖相白云岩沉积为主，大致在青州—淄川—沂源—蒙阴—莱芜—泰安—泗水—滕州—邹县—汶上—巨野—鄄城一线东南部地区为潟湖相，而西北的广大地区为浅缓坡沉积相区；在昌乐—沂水—枣庄一线以东地区及东明、定陶、单县地区属深潟湖相区；两相区之间的过渡地带处于浅潟湖相区。
图5.3 早寒武世龙王庙中期岩相古地理[10]
Fig.5.3 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map ring the Middle Longwangmiao Stage，Early Cambrian[10]
（2）奥陶纪沉积-构造古地理
早奥陶世新厂期与晚寒武世凤山期为连续沉积，其海域和古地理轮廓与凤山期末基本一致。新厂期末，由于怀远运动的影响而上升成陆遭受剥蚀。新厂期为白云岩沉积，总体环境为局限台地潟湖，特别是新厂早期地层中含有“小竹叶”砾屑白云岩，说明当时处于中—深潟湖环境。
道堡湾期早期是继怀远运动上升剥蚀后再次沉降接受海侵的产物，海侵初期在不整合面之上多存在厚数厘米的砾岩。砾石成分相对较复杂，个别地区可见较多的石英砾石，说明此间断的时间间隔较长。早期为局限台地潟湖，普遍含有膏溶角砾岩，局部地区可达4层；中晚期以开阔台地浅潮下带为主，局部为潮间带。
图5.4 中寒武世张夏期岩相古地理[10]
Fig.5.4 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map at the Zhangxia Stage，Middle Cambrian[10]
道堡湾期晚期与道堡湾期早期沉积环境相似。早期同样为局限台地潟湖沉积，各地均可见明显的膏溶现象，中晚期为开阔台地浅潮下带沉积环境。当时的沉积盆地中心在沂沭断裂带附近的中东部地区，盆地呈箕状，向东南方向开口，盆地的西北边缘地形相对较陡，坡降较大（图5.5）。
中奥陶世包括大湾期和达瑞威尔期两个时期。大湾期为局限台地潟湖相沉积，潟湖海水相对较深，个别地区发育页岩及薄层白云质灰岩，膏溶角砾岩相对不发育，说明当时的海水流通相对较畅。达瑞威尔期早期为开阔台地浅潮下带沉积环境，以中厚层质纯的灰岩为主，生物化石丰富，而达瑞威尔期晚期的沉积环境又转化为局限台地潟湖，以藻席白云岩、岩（膏）溶角砾白云岩为主，其海水深度与大湾期相比则浅许多，海水不流通。达瑞威尔晚期海水退出山东，结束了奥陶纪的沉积历史。
图5.5 早奥陶世道堡湾晚期岩相古地理[10]
Fig.5.5 The distribution of sedimentary facies and inferred paleogeographic map at the Late Daobaowan Stage，Early Ordovician[10]
综观山东奥陶纪沉积环境，局限台地与开阔台地交互出现，处于局限台地潟湖沉积时期多形成石膏及白云岩，而处于开阔台地沉积时期多形成质纯的厚层灰岩，其内的颗粒物质多为藻屑，其能量相对较低，水体清洁、安静。
5.2.2 晚古生代海陆交互震荡沉积阶段
进入晚古生代，沉积-构造古地理格局发生了重大转变，构造活动区域活化，开始为缓慢沉降，很快便转为缓慢隆升，从海陆交互相沉积转为陆相沉积。
（1）晚石炭世沉积-构造古地理
本溪期区内地壳下沉发生海侵，海侵方向大致由南而北，大量的古风化壳物质沉积下来，由于风化壳中铁、铝质矿物较多，首先形成了一套铁铝质岩，局部为铝土岩，构成本溪组。受当时古地形等影响，各地铁铝质岩沉积厚度不一。此时海水相对较深，属浅海相沉积环境。
晚石炭世—早二叠世晋祠—太原期早期，海侵达到最高峰，沉积了一层相当于最大海泛面沉积的灰岩层，之后进入了海退时期，沉积环境由浅海相转入潮坪相，沉积物主要为泥岩、粉砂岩夹几层灰岩，由于当时气候湿润，植被发育，大部分地区有煤层形成。中期，全区普遍发生了一次规模较大的海侵，沉积了一层较厚的灰岩，继而又海退至潮坪-潮汐三角洲沉积环境，形成了一套砂、泥岩组合，砂岩含量普遍增多，在三角洲平原环境下形成了多层煤炭。末期，区内发生了第三次海侵，形成了太原组顶部潟湖相灰岩沉积。沉积厚度大体上南厚北薄、东厚西薄，其岩相古地理见图5.6。
图5.6 晚石炭世—早二叠世晋祠—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）二叠纪沉积-构造古地理
早二叠世山西期，表现为较快速的海退，进入了浅水三角洲沉积环境，从区内岩石分布看，海退方向为北西方向，南部地区主要为三角洲砂岩相环境，形成以砂岩为主夹泥岩及煤层沉积，北部地区则形成以泥岩为主夹砂岩及薄煤层沉积（图5.7）。沉积厚度大体上北厚南薄。
图5.7 早二叠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
山西期沉积结束后，区内完全进入了陆相沉积期，石盒子期黑山砂岩段沉积时，全区均表现为河流相沉积；万山泥岩段沉积早期，地壳整体下沉，发育了一套湖相泥岩沉积物，继而湖泊退缩，形成一套河流三角洲砂、泥岩沉积物；至奎山砂岩段沉积时，区内处于低水位期，河流冲洗作用强烈，发育了大套的砂坝相中粗粒石英砂岩沉积；孝妇河泥岩段沉积时，区内又发生了两次湖扩与湖退过程，分别形成了以泥岩与砂泥为主的湖相—滨湖相沉积物，从沉积物成分及厚度上可以看出，该时期陆相盆地整体趋于萎缩过程。
5.2.3 鲁东地区古生代沉积-构造古地理
鲁东地区至今未发现确切的古生代沉积盖层。有研究者曾认为在蓬莱群中发现了腕足类古生物化石[105]，因此提出蓬莱群形成于泥盆纪；后来山东地勘局经过专题研究认为，所谓的“腕足”类化石实际是由黄铁矿结核形成的假化石，故仍然坚持蓬莱群形成于震旦纪[106]。因此，前人多认为，古生代期间鲁东地区是持续隆起的古陆。20世纪80年代中期以来，陆续发现了一些有意义的信息，对鲁东古陆提出了质疑。
郭振一等[107]首次报道在诸城市皇华店镇莱阳群下部发现石灰岩和鲕粒石灰岩砾石，并于砾石中找到宽松苏伯特
长春地质学院在填图过程中，在五莲坤山地区石英岩和大理岩中发现丰富的红藻类、绿藻、甲藻以及真菌化石[110]，其中红藻类管孔藻科分子化石相当丰富，说明管孔藻类在当时的海洋中是相当繁盛的，是当时重要的生物类群之一。管孔藻是红藻门真红藻亚纲最重要的化石之一，世界其他地区最早见于寒武纪地层中，在我国震旦纪陡山沱组已有报道，这是迄今为止发现最早的管孔藻化石。五莲一带的管孔藻类可与最典型的管孔藻相比较，无论是细胞分化（可能保存生殖器官），还是形态特征都表现出高级藻类特点，因此认为该地区可能有震旦纪—寒武纪地层残留。
部分研究者基于对苏鲁造山带的构造研究、高压变质岩石研究、同位素测年和区域构造分析，推测苏鲁造山带中可能存在过古生代的沉积盖层[111，112]。
本书通过对鲁西地区的沉积-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。寒武纪时这种现象尤其明显，而且早寒武世鲁西大部分地区为古陆区。晚古生代，沉积沉降中心虽然逐渐远离沂沭断裂，但沉积物等厚线仍然被沂沭断裂截切。这种现象说明，古生代时鲁东地区同鲁西地区一样为海水覆盖，且向南东海水逐渐变深，沉积物变厚。中生代以来强烈的构造运动使鲁东地区古生代地层被剥蚀殆尽。
综上所述，认为鲁东地区曾存在过古生代盖层，在古生代期间鲁东地区同鲁西地区一样为广袤的海水所覆盖，而且由鲁西西部向鲁东地区海水深度逐渐变大，鲁东地区的古生代地层应是华北地层系统的延伸。有研究认为，从新元古代开始，扬子和华北板块之间形成秦岭-大别洋[113]。鲁东的苏鲁造山带地区，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，可能具有三叉裂谷性质。而鲁东北地区很可能同华北板块东南缘[113]一样，早古生代处于被动大陆边缘盆地，晚古生代转化为前陆复理石盆地，当时沉积-构造古地理格局的地理总趋势是南深北浅。
研究表明，中国中央造山带经历了泥盆纪和三叠纪二次碰撞造山，早古生代造山带的形成是中、晚泥盆世冈瓦纳超大陆边部古特提斯洋盆初始扩张的产物[114]。苏鲁造山带中的超高压变质岩同秦岭-大别地区一样，出现早古生代晚期—晚古生代早期（435～313Ma）同位素年龄[94]，表明在泥盆纪前后沿苏鲁地区发生过强烈的板块汇聚作用。
F. 山西北部晚古生代时期古植物、古地理、古构造、古气候概述，越详细越好！
中国山西保德晚古生代石炭二叠纪植物群49属，82种植物化石作了不同程度的内描述与比较。这些植物化石主要容涉及石松纲、有节纲、真蕨和种子蕨纲、苏铁纲、银杏纲、科达纲、松柏纲。瓢叶目暂时置于有节纲。真蕨和种子蕨纲包括古羊齿类、楔羊齿类、栉羊齿类、脉羊齿类、座延羊齿类、畸羊齿类、美羊齿类、大羽羊齿类和带羊齿类。保德植物群具有东方型鳞木、瓣轮叶类、齿叶类、束羊齿类、织羊齿类、大羽羊齿类和带羊齿类这些典型的华夏植物群分子，因此隶属于华夏植物群。
文稿对一些常见属种的分类体系沿革进行了讨论，重点描述和讨论了具有重要地层意义且尚未深入研究的深裂齿叶、华夏齿叶、二叠楔叶羊齿、假卵脉羊齿、翁氏原始乌毛蕨、美羊齿(未定种)和保德原始叶枝杉木等植物化石。其中深裂齿叶、假卵脉羊齿、原始乌毛蕨、美羊齿(未定种)具有表皮构造，而保德原始叶枝杉木具有解剖结构。在系统描述过程中，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”术语(Zhang et al.,2008)。“同源型”概念注重各级裂片的同源关系，该术语的提出有利于较完整的羽片的准确描述和属种之间的发育对比。
G. 华夏古陆构造古地理
在浙西和赣东北震旦纪、古生代岩相古地理调查的基础上，通过对陆缘沉积环境、砂岩模式成分、微量元素及稀土元素特征研究，探讨了该区震旦纪—古生代的构造古地理状况（Guo et al.，2003；梁鼎新等，1993）。本文所称华夏古陆之范围，只涉及浙东和闽北部分，它相当于通常所指的由前震旦纪变质地块构成的“华夏古陆”的西北边缘带部分。
5.3.1 华夏古陆是浙皖海盆东南缘陆源区
华夏古陆是浙皖海盆东缘沉积碎屑的主要源区，这是在震旦纪和古生代时期华夏古陆存在的有力佐证。虽然受印支运动影响，华夏地块沿江山-绍兴深断裂向北西逆冲，浙皖海盆边缘的沉积相带部分断失，但通过系统的岩相古地理分析，仍可找到显生宙华夏古陆继续存在的确切依据：①在浙江诸暨-江山-江西上饶一线，早震旦世早期的冲积扇广泛发育。由紫红色厚层砾岩、含砾长石粗砂岩组成的辫状河流沉积，厚度由南东向北西递减。古流向在北西向-南西向之间，离散度110 °左右（梁鼎新，1990）。②浙江江山、余杭一带中奥陶世广泛发育瘤状灰岩，它形成于碳酸盐台地浅水部位，水体半浑浊。其发育程度和层位的区域变化规律表明，泥质浑水系来自海盆东侧的华夏古陆（郭福生等，1993a）。③晚奥陶世晚期，长坞组、于潜组浊积岩系在浙西组成一个向西撒开的浊积扇体，据槽模和斜层理所作的古流向统计，临安、江山、兰溪一带的古流向为正西或南西向（梁鼎新等，1992）。对浙西晚志留世沉积所做的砾径分布图上也反映了上述流向。④早石炭世江山、兰溪一带的叶家塘组为粗碎屑岩组成的辫状河流沉积，但在常山、衢州以西，出现大面积的滨海沼泽沉积，已见Lingula等海相动物化石。晚石炭世早期，藕塘底组（浙西）、“叶家湾组”（赣东北）以滨岸河流沉积为主，在华夏古陆北西边缘组成一条狭长的碎屑岩带，有时夹碳酸盐岩形成混合沉积，向西迅速变为浅海台地相的黄龙灰岩（图5-4）（郭福生，1993）。⑤在闽西南下石炭统林地组和上石炭统船山组先后向东超覆，是华夏古陆滨岸界线变动的动态记录（林增品，1983）。
图5-4 晚石炭世威宁期华夏古陆及其西侧海盆岩相带分布图
Ⅰ—陆源碎屑岩及混合沉积区；Ⅱ—碳酸盐台地
5.3.2 华夏古陆古生代古地理状态演变
晋宁运动以后，华夏古陆呈持续的隆起状态，除燕山期火山岩和零星的陆相盆地堆积外，缺失盖层沉积，因而在探讨古陆的古地理变迁时，只能求助于盆缘沉积环境、沉积物组成及其成熟度的变化等。
对巴马哈滩的研究表明，现代碳酸盐沉积除了温度及水文条件外，没有陆源碎屑的侵扰也是一个重要条件（刘宝珺等，1985）。因此，清水海岸和浑水海岸的变迁是古陆剥蚀强弱的一个典型标志。震旦纪以来，古陆西北边缘经历过多次清水海岸和浑水海岸的交替（图5-5）。沉积相序的系统研究是在浙江江山地区开展的，该区缺失志留纪和泥盆纪沉积，奥陶系与上覆石炭系呈平行不整合接触，故图5-5海岸线不连续。
图5-5 古陆海岸性质的地史变化
晚震旦世西峰寺期和晚石炭世—早二叠世海盆边缘碳酸盐台地相广泛分布，厚度不大而且稳定。西峰寺组上部叠层石白云岩沿江山-绍兴一线呈带状分布，为潮坪环境产物，反映了滨线位置及其走向。台地的北西依次出现台地边缘浅滩和深水盆地，陆源碎屑很少进入盆地。中晚寒武世碳酸盐为较深水沉积，离陆岸较远。
早震旦世、晚奥陶世、早石炭世—晚石炭世早期盆缘出现大量的陆源碎屑堆积，厚度大，变化悬殊，是古陆隆起、剥蚀趋于强烈的产物。诸暨-江山-上饶一带，下震旦统志棠组下段是一套紫红色河流沉积。下部由块状砾岩、含砾粗砂岩组成辫状河沉积序列，发育冲刷面、平行层理、逆行沙波层理，普遍见大小不一的泥砾。向上逐渐过渡为二元结构的曲流河亚相，沉积序列由河床滞留沉积、边滩沉积和河漫滩沉积组成。层厚变薄，小型流水波痕发育，水动力明显减弱，是晋宁运动以后，地形在均衡调整作用下不断夷平的结果（梁鼎新，1990）。晚奥陶世长坞期，在浙西广大地区形成平均厚1500 m左右的中细粒碎屑岩系，是古陆经受长期的，但强度不大的剥蚀作用，堆积于盆缘斜坡再经浊流搬运而成（梁鼎新等，1992）。早-中石炭世叶家塘期和藕塘底期，辫状河和滨岸河沉积都由厚层砾岩、含砾砂岩组成，带有明显的山区河流的水动力特征（郭福生等，1993b）。
古陆地形年轻化和衰老化的交替还反映在盆缘沉积物成熟度的变化上。根据浙江江山志棠组、长坞组和藕塘底组80个砂岩薄片统计分析，从早震旦世、晚奥陶世到晚石炭世，砂岩成分成熟度依次增高（表5-2）。斯特拉霍夫（1960）认为，随着陆源区稳定性和化学风化作用的增强，沉积物中的微量元素有向粉砂岩、泥岩明显集中的趋势，因而用规则性系数（即含量明显向粉砂岩、泥岩集中的元素数与参加统计的元素总数的百分比）可表示化学风化作用的强度（刘宝珺等，1985）。计算结果表明，该区元素规则性系数随着地史变化明显增大。上述资料从不同角度反映了古陆形成以后，地形不断成熟，化学风化作用逐步取代物理风化而居主导地位。
表5-2 浙江江山陆源碎屑岩成熟度随地史变化状况
∗ 砂岩成分成熟度简式为（Q/（F＋R）），括号中数字为参加统计的岩石薄片数量；∗∗参加统计的元素为：Ba，Be，Pb，Ga，Ni，V，Zr，Co，Y，Yb，Mn，Ti，Cu，Cr。
5.3.3 华夏古陆构造环境演化
砂岩成分与其所产出的构造背景之间有明显的制约关系（Dickinson et al.，1979）。这种关系是蚀源区的特点、盆地沉积作用性质和源区与盆地的联结特点所决定的，其中首要的是蚀源区的特点，即源区物质组成、古地理面貌和构造活动强度。研究区及邻区早震旦世、晚奥陶世和晚志留世（江西玉山唐家坞组）砂岩在Dickinson三角图解中均落入再旋回造山带物源区，石炭纪和个别晚奥陶世砂岩则投入大陆蚀源区中（图5-6）。与Bhatin（1983）不同构造背景的砂岩化学成分参数比较，也得出类似的结论（表5-3）。早震旦世砂岩是晋宁造山运动后类似磨拉石环境的产物，源区物质组成带有岛弧和弧后盆地特点，古陆有十分年轻化的构造地貌和规模不大的火山活动。晚奥陶世—志留纪受加里东运动影响，华夏古陆曾持续地缓慢抬升，浙皖海盆受江山-绍兴深断裂、开化-临安深断裂、浙皖赣深断裂的控制，呈左行拉张的断陷海盆，古陆北西缘具被动大陆边缘性质。石炭纪砂岩成分反映了稳定大陆的特征。上述各时代的砂岩成分和稀土元素组成均呈明显的单向演化，这与前述的古地理演变十分吻合。由此可进一步推断，在晚震旦世至早石炭世期间，华夏古陆（浙西及闽北部分）没有出现过大规模的构造岩浆活动。
图5-6 砂岩模式成分三角图解
Ⅰ—大陆蚀源区；Ⅱ—再旋回造山带蚀源区；Ⅲ—岛弧型蚀源区
Q—石英颗粒总数；F—长石颗粒总数；L—不稳定岩屑总数；Qm—石英单晶颗粒总数；Lt—石英多晶颗粒总数
表5-3 不同构造环境的砂岩化学成分参数
∗据Bhatia，1983。
晚石炭世早期，在华夏古陆西北缘发育的粗碎屑岩与碳酸盐岩混合沉积，其中下段砂岩为海滩砂，上段为快速堆积的河流砂，呈向上变粗的反序结构。在华南晚石炭世的大规模海侵的背景下，本区的岸进序列具鲜明的特色。由此可见，晚石炭世早期华夏古陆发生过一次明显的差异性隆起，由于古陆隆起与大规海侵同步进行，因而古陆范围与早石炭世比较无明显变动。
早二叠世茅口期后，因地壳运动海水退至杭州-开化以西，闽西南的童子岩组（P1t.）呈明显的海退序列（福建省地质局，1985），古陆范围逐步扩大。早—中三叠世受印支运动影响，古陆范围已扩展至皖南、粤北一带，晚三叠世海水从原华夏古陆范围完全退出。在古陆内部只有晚三叠世—早侏罗世厚度不大的湖沼相含煤沉积。在闽西南有少量玄武岩喷发，属碱性玄武岩与高铝玄武岩过渡类型，属大陆玄武岩。安山岩为高钾安山岩。在里特曼投影图上它们均落在稳定区内（福建省地质局，1985）。晚侏罗世—早白垩世，原华夏古陆范围有大规模的酸性岩浆喷发，在里特曼投影图上全部落入造山区内，本区开始形成活动陆缘环境。
由此可见，华夏古陆（浙东、闽北部分）自震旦纪以来一直处于隆起状态，是晚三叠世以前浙皖海盆南东边缘陆源碎屑的主要供应区。晋宁运动以后，古陆的年轻地貌不断夷平，化学风化作用逐渐增强，盆缘沉积物成熟度不断提高。在震旦纪至古生代期间，华夏古陆只是在加里东中晚期和华力西中期有两次较明显的抬升，内部无重大的构造岩浆活动。加里东期华夏古陆北西缘具被动陆缘性质，晚古生代古陆有稳定大陆特点，中生代末期原古陆范围的构造岩浆活动不断增强，开始形成活动陆缘环境。
H. （一）第三纪含煤盆地形成及演化的古构造、古地理条件
中国现代大陆是由几个陆核经过漫长地质时期发展、演化、拼接和改造所完成的。太古宙中晚期华北陆核和南塔里木、佳木斯、川西等微陆核形成，古元古代末期形成华北陆块，新元古代中期塔里木陆块形成并与华北陆块对接，此期扬子陆块、华夏陆块亦已形成并与华北-塔里木陆块汇合形成原始中国大陆，完成了中国大陆的第一次拼接。新元古代晚期震旦纪，天山-兴安、昆仑-秦岭、南华等陆缘开始发展，早古生代末期扬子陆块东南固结、增生，古中国大陆形成；晚古生代后期塔里木—华北板块与西伯利亚板块对接，完成了中国大陆的第二次拼接。中生代早期藏滇板块与华南板块，华南板块与塔里木—华北板块对接，完成了中国大陆的第三次拼接。燕山期主要是环太平洋陆内造山及拗陷、断陷活动。新生代早期印度板块北缘喜马拉雅板片与藏滇板块南缘对接，至此完成了中国大陆的第四次拼接，现代统一的中国大陆形成。印支期、燕山期和喜马拉雅期是现代统一的中国大陆的定型阶段。中、新生代时期，中国大陆继续向北漂移，东部受库拉—太平洋板块向欧亚板块俯冲的影响，形成滨太平洋构造域，西部受印度板块的挤压，形成新特提斯构造域，从而改变了中国大陆古生代以来以古亚洲构造域为主导的构造格局，为现代大陆构造格架的形成创造了条件。
印支期是古生代与中新生代的过渡时期，古构造、古地理既沿袭了古亚洲构造域的特征，又对前期构造格架及古地理面貌有所改造。燕山期是重大变革时期，在滨太平洋构造域与新特提斯构造域地应力场效作用下，对已形成的中国大陆构造格架进行改造，东部形成北东、北北东向构造带，西部形成北西西、近东西向构造带。北东向构造体系自东部海域至大陆中部形成北北东向巨型隆起带和沉降带，由山系组成的隆起带多为中低山，由松辽、华北、江汉及鄂尔多斯、四川等大型沉积盆地组成沉降带。东西向构造带以天山—赤峰活动带、昆仑—秦岭活动带形成近东西走向的巨型山系，古天山、古阴山、古燕山、古秦岭及古南岭等中低山系自西而东横亘于中国大陆。北东、北北东向构造带和北西西、近东西向构造带相互交织、重叠形成新的构造格局，为现今构造、地貌格局奠定了基础。
进入新生代，亚洲大陆地球动力学机制出现转机，地壳应力状态发生改变，构造格架与燕山期有所不同，古地理面貌亦随之改变。古新世—始新世时期，西藏南部、塔里木西部、台湾等仍为海水淹没，地势在海平面之下，发育有海相沉积。藏南老第三纪早期海岸线位于班戈错—下岗江一带，中期退至雅鲁藏布江北侧的仲巴—林周一带，至晚始新世海水从西南和东南方向退出，西藏全境成为低山和湖沼洼地，海拔高程均在1000 m以下。塔里木盆地西部喀什海湾亦逐渐缩小、变浅，为地势平坦的潟湖，形成浅海相、潟湖相、海陆交替相沉积，周缘隆升为地势不高的山系。大陆东部，东海大陆架已经形成，时而为海，时而为陆，地势平坦呈向东倾缓坡。古新世至始新世为浅海相、滨海沼泽相沉积，渐新世为浅湖、河流沼泽相沉积。台湾地区构造活动增强，菲律宾海板块强烈挤压，火山喷发形成火山碎屑岩沉积，厚度超过万米，为后期台湾岛隆升准备了物质条件。始新世末，印度板块与欧亚大陆对接，最后形成完整统一的中国大陆，期后主要以剥蚀夷平为主，原来形成的中低山系被剥蚀后高差渐小，整个大陆被准平原化。
新第三纪时期，中国大陆西部印度板块喜马拉雅板片与藏滇板块刚刚碰撞，特提斯海与喀什海湾的海水退出不久，碰撞带尚处调整、固结阶段。此期印度板块在洋脊扩张的推动下继续向北北东方向推移，因纬向惯性力指向西，其量值虽小，两者合力则由原来指向北北东而转向北偏移，形成向北的挤压应力。同时欧亚板块在地球自转加速的情况下，形成指向赤道方向的经向惯性离心力的切向增量较大，形成向南的挤压应力。在南北挤压应力作用下，藏滇板块在水平方向被压缩变短，在垂直方向缓慢隆升达到2000 m左右的高度。中国大陆东部地应力亦经历了一个调整过程，燕山期的地应力状态是太平洋板块相对向北移动，亚洲大陆相对向南移动，两者运动相反而作逆时针对扭，派生出北西西—南东东方向的挤压应力，形成北北东向隆起带与坳陷带，以及北北东向的左旋压扭断裂带。晚始新世—渐新世初即喜马拉雅早期，太平洋板块运动方向由北北西向（或向北）转为北西西向（或向西），主压应力偏转了一个角度，扭动方向亦由逆时针扭动转变为顺时针扭动（或挤压）。由于主压应力方向偏转角度较小，延续时间不长，并未改变原构造带的总体走向，只是近似同方位挤压，使隆升与沉降仍然持续。在隆起带形成的纬向山系出现引张断陷，隆起带遭受风化剥蚀的同时还在缓慢隆升，坳陷带亦继续沉降，华北盆地整体沉降形成大型坳陷盆地。位于大陆东缘的台湾受菲律宾海板块的推挤，太平洋板块运动偏转后，中新世中期后台湾岛开始隆升露出海面。
渐新世末至上新世早中期是中国大陆现代地貌奠基阶段，大陆西部喜马拉雅山系隆升，海拔在3500 m以下，藏南抬升至2000 m左右，藏北盆地则隆升为高地，藏东古横断山达2000～3000 m，呈现东高西低的地势，水系由东向西入海。西北山系快速隆升，古天山、古祁连山及古喀喇昆仑山已抬升至中高山，几个大型盆地堆积了巨厚粗碎屑沉积物。大陆东部以剥蚀夷平和沉降堆积为主要特征，除古秦岭仍为中高山外，古阴山—燕山、古南岭山系均被剥蚀夷平为低山，而北东向的古五台山—古太行山已隆升为中高山，古大兴安岭仍保持为中低山，吉辽山地、闽浙高地以低山为主。华北盆地整体下沉形成拗陷型盆地，松辽、苏北盆地沉降范围扩大，江汉盆地沉降幅度减小，盆地亦稍有缩小。而台湾东部中央山脉开始隆升，西部海陆交替相沉积厚达6000～7000 m。东海北部及黄海大部仍为陆地，南海海域地壳较为稳定，开始整体下降为海，形成两隆三坳的构造格局。
上新世晚期至全新世，中国大陆古地理面貌发生了很大的变化。大陆西部应力状态并未发生重大改变，印度板块强烈向北推挤与欧亚大陆向南阻挡，两力相对挤压，碰撞带调整、固结基本完成。从上新世晚期开始青藏地区迅速隆升，地壳受挤压后大幅度缩短，喜马拉雅山隆起幅度远高于整个高原。青藏高原的东缘因失去印度板块的碰撞阻挡，出现强烈的顺时向扭动，从而整体形成旋扭构造体系。高原北侧因西伯利亚板块的向南推挤和高原的阻隔，南北向的挤压导致天山山系的隆升与准噶尔、塔里木盆地的沉降。大陆东部，更新世前地应力状态未发生改变，隆升的山系和坳陷、断陷盆地仍在隆升和下陷。早更新世时，地球自转速度减慢，太平洋板块向西俯冲推挤作用减弱，走向近南北的断裂带和坳陷带出现引张断陷。在青藏高原东缘由于南北向挤压又受到扬子陆块向西的推挤，被挤压向东蔓延的物质形成大雪山系，而本应隆起的四川盆地，因青藏高原地下壳幔物质东延顶托起莫氏界面，地表则沉降形成丘陵，被周缘山系围限后形成盆地。自中新世中期后，台湾岛强烈隆升与沉降，中央山脉强烈隆升，伴有火山喷发与挤压变质，西侧快速沉降堆积了巨厚沉积物。中新世末，南海北部强烈拉张形成北东东向的南海北缘槽地。上新世晚期前，南海中部经过两次扩张形成北东—北北东向中央海盆。
上新世晚期至更新世是中国大陆古地理面貌定型时期。青藏地块强烈抬升，从中新世中期2000 m抬升到中更新世时3000 m，至晚更新世时达4000 m以上。喜马拉雅山系和帕米尔高原隆升速度最快，达到7000～8000 m以上的高度，成为世界最高峰，整个高原呈现由西向东缓慢倾斜地貌。渐新世至中新世时期形成的剥蚀夷平面抬升到5000 m高度，构成了大陆地势最高一级阶梯。古天山山脉强烈抬升，西段最高峰达5000～6000 m，北山、阿尔泰山隆升为中低山，总体形成西北高、东南低的地势。塔里木、准噶尔盆地堆积了2000 m厚的陆相红色碎屑沉积，在山前坳陷形成巨厚的西域系，最厚达3000 m。更新世时期形成黄土高原，鄂尔多斯盆地边堆积、边抬升，高达1000 m，局部可达2000 m，成为现代黄土高原。随着阴山山脉和大兴安岭的抬升，内蒙古高原海拔高达800～1000 m。云贵高原自上新世晚期后，西段抬升达2000～3000 m，东段抬升较弱，山峰在2000 m左右，总体构成西高东低的缓倾高原。鄂尔多斯、内蒙古、云贵高原构成中国大陆第二级阶梯。大陆东部，华北盆地的沉降形成由西向东至渤海湾缓慢倾斜的大平原，海拔高度由几十米至3～5 m，渤海、黄海、东海陆架时而为陆，时而为海。早期隆起的山系仍在继续隆升，大陆南方闽浙高地经过强烈风化剥蚀，至晚更新世晚期夷平为200～500 m高度的低山、丘陵，局部达到中低山高度。南岭山系虽遭剥蚀仍为中低山。台湾岛活动最强烈，中央山脉继续强烈隆升，最高达到中高山，陆地亦在不断扩大。整个大陆东部形成以平原和低山丘陵为主的平缓地势，构成中国大陆最低一级阶梯—第三级阶梯。
中国大陆经过新构造运动的强烈变形改造，西部的古特提斯海变成世界屋脊，青藏高原构成大陆地势的最高一级阶梯，中部的隆升与沉降过渡带，几个宽缓隆起高原成为中间一级阶梯，东部剥蚀山地和沉积平原构成大陆最低一级阶梯，最后一次冰期后，海水退出大陆，现代海岸线基本定型，中国现代大陆构造地貌最后定型。
老第三纪中国大陆古气候以南北分带为特征，北带为东北、华北，以及苏北、南阳、江汉等，气候温暖潮湿，以落叶林和常青树为主，植物生长繁茂。下第三系为褐煤、油页岩等杂、暗色沉积。北带西部气候比较干燥，形成陆内湖相砂泥岩沉积或山间断陷砂泥岩沉积。中带为天山—六盘山—大别山以南，冈底斯山—南岭一线以北，以干旱植物为特点，形成红色碎屑岩和含膏盐沉积，属干旱亚热带气候。南带为雅鲁藏布江以南及南岭以南，早期为干旱气候，中晚期受印度洋和太平洋季风影响，气候湿润，以常绿树植物为主，属热带—亚热带气候，形成利于成煤的杂、暗色沉积。
新第三纪，由于古构造、古地理的演变，中国大陆古气候变化比较复杂。受东西向喜马拉雅山系及南岭的阻挡，印度洋、太平洋季风形成的降雨仅在南岭以南地带，受大兴安岭、太行山、武陵山等近南北向山系的阻隔，太平洋季风形成的降雨也在山系以东地带，因而潮湿、半潮湿气候带主要分布在中国大陆的南部及东部。东北东部和华北北部，由于海洋性气候的影响，温暖湿润，生长针叶、落阔叶混合林植物群，属温带、亚热带气候，中新统有褐煤、油页岩、硅藻土沉积。华北南部至南岭以北，由于海洋性气候影响，温暖湿润，以亚热带植物为主，有褐煤、硅藻土沉积。南岭以南及横断山脉以东，地处热带、亚热带湿润带，又受海洋性气候影响，暖热潮湿，以常绿阔叶植物为主，为含褐煤层暗、杂色沉积。昆仑山以南及横断山脉以西青藏高原，更新世前喜马拉雅山虽已上升，其高度尚不足以阻挡印度洋潮湿气候的侵入，以常绿树植物为主，气候温暖潮湿，雨量充沛，以含褐煤暗色沉积为主。藏北地势高寒气候干燥，植被为灌木，草原为杂色碎屑沉积。昆仑山、西秦岭以北及大兴安岭、太行山、武陵山以西，青藏高原隆升阻隔了印度洋暖湿气流，近南北向山系亦阻隔了太平洋季风，属于大陆性干旱气候，上新世变为盐碱草原和沙漠，为河流相、湖泊相、山麓相红色沉积。
新生代时期，第三纪含煤盆地的形成与演化是新特提斯构造域与滨太平洋构造域相互制约的结果。经历了板块拼接的中国大陆，在两种不同地球应力场作用下，西部形成了近东西向的纬向构造体系，东部形成了北北东向构造体系，两种应力作用形成的两种构造体系相互交织、叠加，造就了第三纪时期中国大陆构造格局，形成了第三纪时期古地理特征，从而导致了中国大陆古气候、古植物的演化变迁，这些即是第三纪含煤盆地形成与演化的主导因素。中国大陆第三纪含煤盆地以中小型断陷盆地为主要特征，其分布主要集中在大陆东北部和西南云贵高原，除此在台湾、渤海湾、黄海和东海陆架及南海北部亦有分布。大陆北方含煤盆地以老第三纪为主，大陆南方则以新第三纪为主。第三纪含煤岩系变质程度较低，多以褐煤为主。
中国大陆西部属新特提斯构造域范畴，印度板块向北推挤和西伯利亚板块向南阻隔形成的南北挤压应力，呈现为南部强烈向北逐渐减弱的趋势。大陆西南部藏滇板块和喜马拉雅板片（渐新世前）碰撞前，即新特提斯海发育时期，青藏高原的地势仅有1000 m海拔高度，是受海洋气候影响的温湿低中山区，随着海域的南迁海水向南退缩，出现海陆交替相含煤沉积。青藏高原数以百计的第三纪沉积盆地，勘查探明的微乎其微，但已被证实的札达、昂仁等盆地确实含煤。由于两大板块的碰撞，青藏高原隆升成为阻隔南北的屏障，高原气候转寒，山间断陷盆地成煤条件较差，新第三纪含煤盆地不很发育，仅见藏北伦坡拉盆地、藏南札达盆地等。
青藏高原以北塔里木陆块和准噶尔—兴安活动带的西部，即中国大陆西北地区，老第三纪时期昆仑山、天山等横亘东西的山系并不高耸，镶嵌在山系间的塔里木、准噶尔、柴达木等大型沉积盆地发育较好，老、新第三纪沉积盆地仍有陆内河湖相沉积，塔里木盆地西南地区早期尚有海相、海陆过渡相沉积，但由于处于不利植被生长的干旱气候带，缺少成煤有机物质，未能形成含煤盆地。新第三纪青藏高原和东西向的山系隆升后，加剧了区内干旱气候环境，无论是大型沉积盆地或是中小型断陷盆地都未能形成含煤沉积建造。
中国大陆东部属滨太平洋构造域范畴，太平洋板块对亚洲大陆的俯冲与亚洲大陆的阻挡，先是逆时针而后转向顺时针的压性扭动，显现出东部强烈向西逐渐减弱的挤压应力。大陆东北部的华北陆块和准噶尔—兴安活动带的东部地域，老第三纪继承了燕山期构造特征，古地貌亦呈现出北北东向的隆起山系和与其相间的沉陷盆地，由于大兴安岭—太行山—武陵山的阻隔，使其东西部气候差异悬殊，东部为有利于植被繁生的温湿气候带，西部却是不利植被生长的干旱荒漠气候带。在东部，早期形成燕山期后复活的敦化—密山断裂带、依兰—伊通断裂带及郯城—庐江断裂的南延带，以及老第三纪形成的下辽河、渤海湾、华北裂谷带都有含煤沉积，由于盆地发育较好，沉积岩相匹配，加之成煤有机物源充沛，裂陷盆地成为良好的聚煤带。依兰—伊通断裂带西侧的松辽盆地老第三纪整体隆升，仅在盆地北部有第三纪沉积，钻井已钻遇含煤岩系。西部的海拉尔、二连盆地，早白垩世含煤沉积发育较好，第三纪时期古气候条件不利成煤，形成陆内红色河湖相碎屑岩沉积。鄂尔多斯盆地老第三纪开始隆升，新第三纪仅在盆地周缘有沉积，亦为陆内红色河湖相碎屑沉积，在盆地周缘发育的断陷盆地亦未形成含煤沉积。新第三纪仅在华北陆块北缘冀北蒙南一带和天山—赤峰活动带围场一带发育有含煤盆地。
中国东部的南方大陆第三纪时期处于隆升构造背景，断陷盆地零星分布，大部未形成含煤盆地。黄海、东海海域属延伸的大陆架，老第三纪由陆相转为海相又转为海陆过渡相沉积，在滨海相、海陆交替相形成含煤沉积。台湾活动带第三纪为海相、海陆过渡相沉积，新第三纪形成前陆坳陷含煤盆地。海南北部新第三纪裂陷槽形成含煤沉积，南海弧后盆地亦形成含煤沉积建造。
与中国大陆东北含煤盆地遥相呼应的是西南云贵高原，它位于藏滇板块南段，华南板块的西缘，介于两个板块的交接部位。由于印度板块向北推挤，华南板块向南挤压，板块拼接带两侧相协形成北西—南东向弧形构造，在区域扭压应力背景下形成隆升的高原，并形成广布全区的小型断陷盆地，在新第三纪温湿的气候环境下，有充沛的成煤有机物源汇集到有利成煤的沉积盆地，往往形成富煤沉积盆地。由于成煤期较晚，含煤岩系埋藏较浅，煤岩变质程度较低，绝大多数为褐煤。
I. 中生代古盆-山构造-地貌展布的数学模型
燕山陆内造山带中生代隆起与火山-沉积盆地在空间上相间分布，并具有明显的近等距性展布特点，构成典型的古盆-山构造-地貌格局（图4-5）；而且这种中生代古盆-山构造－地貌可以据适当的数学模型予以合理描述。
燕山地区中生代隆起与火山-沉积盆地相间分布，具有明显的等距性（图4-5）。
中生代燕山地区发育3条一级纬向隆起带与五条一级北东向隆起带。自北向南，主要纬向隆起带有：围场—喀喇沁旗—阜新北隆起带、崇礼—承德北—凌源隆起带、密云—青龙—绥中隆起带。自东向西区内主要北东向隆起带有：昌黎—山海关—医巫闾山隆起带、迁西—凌源隆起带、兴隆—撰山子隆起带、崎峰茶—围场隆起带及三义庄—宣化隆起带。顺这些隆起带轴部，广泛出露太古宙—古元古代中深变质岩系与中元古代—早古生代碳酸盐岩-碎屑岩系，而其中中生代火山-沉积岩较少或不发育，反映它们在中生代多处于隆起剥蚀状态。在北东向与纬向隆起带交汇部位，两者复合形成隆起区。而在隆起带之间为坳陷沉积区，其中发育中生代火山-沉积盆地，如建昌盆地、朝阳-北票盆地、宁城盆地、滦平盆地、宽城盆地、蔚县盆地等（图4-5）。
J.G.Ramsay指出，对褶皱构造可以据傅里叶函数予以定量描述。对燕山地区规律性分布的隆起与坳陷带，也可用类似方法进行定量分析，从而建立燕山地区中生代隆起与盆地分布的数学模型。
选取西南端叠加隆起区中心点为坐标原点，y轴平行于纬向隆起轴，向东为正向；x轴垂直y轴，向北为正向；y′轴于平行于北东向隆起轴，北东向为正向；x′轴垂直于y′轴，北西向为正向。设x轴与y′轴交角为α，则存在如下坐标变换关系：
燕山陆内造山带金-多金属成矿作用与构造-成矿关系
设纬向隆起带轴间距为a，北东向隆起带轴间距为b。
纬向隆起带强度或隆起相对高度z1自北向南急剧增加，可由以下公式描述
燕山陆内造山带金-多金属成矿作用与构造-成矿关系
北东向隆起带呈强弱相间的分布特点，围场—丰宁—涞源隆起带和朝阳—建平—迁西隆起带隆起较强，其它3个带隆起较弱，可由下式描述
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H、h、k皆为拟合过程中所采用的常数，k＞1，其数值可据叠加隆起区形态等特点确定。承德隆起区及该隆起区中心的侵入体呈近圆形分布，说明通过该区的张家口—丰宁—隆化隆起带与撰山子—承德—兴隆隆起带的褶皱隆起强度相近，故可在该区近似地取
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图4-5燕山陆内造山带中生代古构造－地貌格局与相对高程等值线分布图
Fig.4-5Mesozoic palaeo-basin-range network and the distribution of uplift isobath in the Yanshan intracontinental orogenic belt
1—中生代相对高程等值线；2—中生代沉积岩系；3—中生代火山岩区；4—区域隆起带轴部
将x′＝-2b,x=a代入（4.3.3）至（4.3.5）式得：
燕山陆内造山带金-多金属成矿作用与构造-成矿关系
设纬向与北东向隆起的波长与波高之比相等，则
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隆起带叠加可表示为
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据1:50万地质图，测出a=18.5cm,b=17cm，α＝41.5°。将a、b代入（4.3.7）式得k=2.50。将这些参数代入（4.3.9）式后得
燕山陆内造山带金-多金属成矿作用与构造-成矿关系
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z即为燕山地区中生代相对隆起高程。据（4.3.10）式计算出全区中生代相对隆起高程等值线（图4-5）。从图中可以看出，中生代火山－沉积岩系主要分布于z≤0的坳陷区，而隆起带z≥1；坳陷中心z≤－1，隆起中心z≥2。实际中生代盆地形态与z≤0或z≤－1的坳陷区形态吻合得较好。（4.3.10）式即为描述燕山地区中生代隆起与坳陷分布的数学模型。