中国地质构造演化要阶段

1. 构造演化阶段及动力学机制

为了研究构造的形成机制、动力作用方式和构造演化规律，在野外系统收集了各类节理5000余条，结合区域应力特征进行野外分期配套，并在室内采用求解主应力状态的应用程序，全部节理点应力状态由计算机自动恢复，同时，结合煤镜质组反射率各向异性的测定和典型断裂带岩石定向样的岩组分析，确定构造演化阶段，恢复各期古构造应力场。

通过点应力状态恢复，求得中间主应力轴σ₂近于直立（σ₂倾伏角为80°～90°），最大和最小主应力轴σ₁和σ₃近于水平（σ₁，σ₃倾伏角变化于0°～12°之间）。选用σ₁、σ₃水平线做各期应力轨迹图，以反映各期应力在全区的变化趋势。根据构造形迹间的复合关系和从动力学及运动学方面对动力源、动力作用方式及其特点、运动机制、运动性质及动力作用路线的研究，结合区域构造分析，可将本区主要构造演化分为三个阶段，即印支期、燕山期和喜马拉雅期。与此相对照，形成了三期古构造应力场，这些方面的研究是认识控气构造及其网络发生发展的基础，也是厘定现今导气、阻气和储气构造的直接依据。

5.3.1 第一阶段——印支期

由图5.38可见，最大主应力σ₁作用于近南北方向，σ₁在全区的平均方位为NE8°。最小主应力σ₃在全区的平均方位为N100°。σ₁在北区北部和南北区的交界地带为南北向；在南区和北区南部，σ₁方向略偏转为北北东－南南西方向（σ₁在南区为NE10°，在北区南部为NE8°）。从全区来看，本期应力场分布比较均匀，全区未出现明显的应力集中与分散现象。

图5.38 印支期主应力轨迹图

1—矿区边界线；2—最大主应力迹线；3—最小主应力迹线；4—地层压缩方向；5—点应力状态

从动力学角度分析，上述主应力来自因秦岭地槽的最终封闭和华南陆块的向北推挤作用，鄂尔多斯地块遭到了强大的由南向北的推挤力，动力作用方式以挤压为主，动力作用路线为南北向。因此产生一系列东西向展布的压性构造和南北向展布的张性构造。区内近东西向的褶皱等压性构造可能形成于这一时期。野外节理资料表明，这一时期也形成了北西向与北东向两组共轭剪节理。它们都为后期构造的发育奠定了一定基础。

5.3.2 第二阶段——燕山期

本期构造应力场的主要特征是，最大主应力σ₁处于南东－北西方向，平均为N307°，最小主应力σ₃处于北东－南西方向，平均为NE38°。应力在全区分布较均匀，应力集中与分散现象不明显，且主应力轴方位稳定。南区σ₁作用于N295°一线，北区σ₁作用于N306°一线。但应力在南北区之间的交界地带分布明显不均，由北向南，应力先分散后集中，且主应力方向变化较大，总体上σ₁作用于N320°一线（图5.39）。

图5.39 燕山期主应力轨迹图

1—矿区边界线；2—最大主应力迹线；3—最小主应力迹线；4—地层压缩方向；5—点应力状态

此期的动力学特征是，随着库拉－太平洋板块对中国大陆施加的影响加剧，使得中生代已经发育起来的鄂尔多斯沉降盆地遭到强烈的侧向挤压和扭动，导致原沉降盆地上隆消失。动力源来自东南方向，动力作用方式仍为挤压作用，但在受到鄂尔多斯东缘近南北向的边界限定后，又使其发生左旋扭动。这样，由于动力作用路线及运动性质的改变，便在本区发育起一系列以左行压扭为特征的构造形迹。区内的F₁正断层和F₂逆断层在这时均应属压扭性逆断层，受此期应力影响，有可能使原印支期内已发育起来的东西和北东向构造因受挤压而产生不同程度的闭合，唯有原已存在的北西向构造因受张应力复合而开启。同时，还可能产生新的北西向张裂和近于东西和南北方向的共轭剪节理。

这个时期的构造作用对本区影响最大，为了确定煤层中构造动力作用方式、性质及作用路线，也为了准确印证此期左旋扭动作用的存在，作者在南北两区各选择了两个采样点采集定向煤样，用显微光度计在无划道的正常镜质组区域分散颗粒上测定反射率值。同时，在象山矿边部于F₁断层带上采集定向岩样进行X射线岩组分析。

由近1600个反射率数据的测定结果表明：

1）区内各样品反射率具明显各向异性，其最大值为2.412，最小值为1.247，中间值为1.707。正性光率体和负性光率体都有，并和邻近地区所测数据也有较好的对应性（表5.12）。显然区内镜质组反射率正向光率体和负向光率体都有。说明区内镜质组反射率为两轴光性，系侧向挤压应力作用的结果。

表5.12 主反射率、双反射率值一览表

2）光率体长轴方位的最大值为54°，最小值为35°。平均值为44.5°，与区内北东向褶皱和断裂方位基本相同。由此恢复的古构造挤压应力方位为N140°，与燕山晚期区域应力场的挤压方向也基本吻合（表5.13，图5.40）。

表5.13 光率体长轴方位与主干构造走向方位对照表

图5.40 区内及邻近矿区煤层镜质组光率体水平截面分布图

3）平均反射率和最大反射率的变化与区内构造的复杂程度差异性相对应，越接近主要褶皱轴部其数值越大，而这里遭受的构造变动相对剧烈。最小值位于桑树坪矿所在地带，这里的构造相对比较简单。总的平均反射率由西向东有增大之势。而北东向构造的影响大体上也是由东向西减弱的。

上述三点表明，燕山期动力作用在煤层中有明显反映，因此煤层构造也主要形成于这一时期。

X射线岩组分析是在宏观构造变形研究的基础上进行矿物晶格变形研究的一种新方法。其原理可简述为在同一定向标本上采取一定量岩石制成粉晶，然后测量矿物各面网衍射强度值，并由计算机直接绘制粉晶曲线图，该图反映的矿物面网无变化，即说明矿物无定向性。其次是在同一标本上切制定向薄片，作X射线衍射分析。用得出的曲线图与粉晶曲线图上对应面网衍射强度进行对比。其值接近1（一般相差不大于5%），即认为矿物无定向性，反之则具定向性。此定向性一般是因构造挤压、剪切或压扭作用造成的。对比图5.41、图5.42可见，F₁断层带方解石和白云石矿物的许多面网峰值强度在两种曲线上有明显差异，对应面网衍射强度比值差均大于5%（表5.14）。这就说明了这两种矿物均具有明显或较明显的定向性。结合断层面大量发育的擦痕和节理构造特点，这种定向性是压扭作用的产物。

图5.41 象山沟口F₁断层面定向岩块粉晶X射线衍射曲线图

图5.42 象山沟口F₁断层面定向岩块薄片X射线衍射曲线图

表5.14 X射线衍射数据表

注：A为粉晶；B为定向岩块；①为具较明显定向性；②为具明显定向性。

以上分析进一步说明了本期构造变形的动力作用方式是以压和压扭作用为主。

5.3.3 第三阶段——喜马拉雅期

从图5.43反映的喜马拉雅期主应力轨迹图上可见，本期应力场的主要特征是：最大主应力σ₁，转为北东－南西向，全区平均方向为NE38°，最小主应力σ₃为北西－南东向，平均为N130°。该期应力场在全区分布不均，集中表现在应力场在南北区交界地带明显集中，σ₁迹线在此呈明显聚拢之势，导致这里的构造复杂化。就全区而言，σ₁方向变化不大，主导方位为NE40°，只是在北区北端略向北北东－南南西方向偏转，主导方位为NE23°—N203°。喜马拉雅期构造演化就动力学和运动学特征而言，又可分为古近－新近纪和第四纪两个时期。

图5.43 喜马拉雅期应力轨迹图

1—矿区边界线；2—最大主应力迹线；3—最小主应力迹线；4—地层压缩方向；5—点应力状态

5.3.3.1 古近－新近纪时期

此期欧亚板块、太平洋板块和印度板块之间几乎同时发生了两起重大构造事件，一起是原向北北西方向运动的库拉－太平洋板块在库拉板块向北消亡后，太平洋板块转向北西西方向运动；另一起是澳大利亚－印度板块与欧亚板块碰撞制止了欧亚板块的逆时针旋转。同时，印度板块在碰撞后继续向北推挤，对中国大陆施加强大的右行压扭作用。黄汲清等也认为，新生代以来华北等地一系列右行张扭性断陷盆地的发生、发展以及现代地震的产生都和这一作用有密切关系。其他构造特征也显示出亚洲大陆相对于太平洋板块正作由南向北的运动。

第一起事件的动力作用方式以挤压为主，动力作用路线为由东至西的推挤，渭河断陷的产生即是这种动力作用的结果。

第二起事件较第一起影响更为深刻。此时平行于龙门山方向的挤压作用力遇到秦岭褶皱带时分解为一对左旋扭动力，而在鄂尔多斯东南缘则组成为右行扭动力偶，在这对力偶作用下，北东向构造显张性，北西向构造显压性（煤层褶皱的形成与此期有关），而东西向和北北东向构造或具压扭性，或具张扭性。但考虑到区域主张应力方向为北西－南东向，故本区扭性和压性作用应不是主要的（图5.44），而沿近南北向的拉张伸展作用和沿北西－南东向的拉张伸展作用开始起主导作用，这个时期在邻区形成了汾河地堑，使汾渭地堑系连为一体。

图5.44 新近纪区域应力场及局部应力场示意图

5.3.3.2 第四纪时期

第四纪以来，随着汾渭断陷盆地的大幅度拉伸作用，区内有些断层明显活动，地震活动、滑坡、水系变迁等现象非常普遍。牵动了早期已形成的各种构造形迹，使它们均发生不同程度的张裂。如作为北东向活断层代表的F₁大断层，不同程度地切穿和控制了第四系沉积，其上盘第四系厚度在禹门口一带仅100m，而在英山一带却可达400m；卫星照片还清楚地反映出受F₁影响的许多水系发生明显的右旋错位现象，北西向活断层在韩城县城及F₁断层上盘发育较多，在近三千年内相对错动距离约2m，每年活动速率为

韩城矿区煤层气地质条件及赋存规律

这与马杏垣等所确定的华北板块同期移动速率大体一致，从区域上看，北东向及东西向活断层的活动速率可能较北西向更大，这样，若把第四系下限放在2Ma前，F₁断层第四系以来沿倾向水平位伸了479m，这个距离与F₁主断面以上阶梯状断层组平面组合宽度也大致相当。

按史牛坡断层产状计算，第四系地层平面拉伸距离约0.55m，这与韩城上峪口、西垣山、华子山、西北庄一带灰岩出露区所见的缝型裂隙张开宽度的平均值也很相近。

区内东西向断裂活动直接控制第四系沉积的例子不多，但参照本区西南邻近地区的东西向断层的活动特征，仍可说明本区此时的张裂活动幅度。如邻区的鲁桥－关山断裂，其上盘第四系厚度大于1200m，下盘约600m，如果和区内北东向活断层的活动幅度比较，东西向构造的活动幅度可能要较北东向或北西向更大。

图5.45 鄂尔多斯及其周缘地壳垂直形变速率图（1955～1986年）

等速率线单位：mm/a

（据国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988）

由此可见，区内此期动力作用方式主要为拉张伸展，动力作用路线沿北西－南东向，其次为南北向以及由之所派生的北东－南西向。结果形成了一系列近东西向和北东向的正断层和北西向的传递断层，正断层均沿伸展方向呈阶梯状跌落、传递断层则由于北东和东西向正断层扩张速度的差异而产生，但也以张性或张扭性为主。区内多方向拉张伸展作用一直持续到现代，据近期大地测量成果可见，本区地壳垂直形变速率为2～7mm/a（图5.45），邻近地区的地壳垂直形变地质剖面也显示了较大幅度的沉降作用（图5.46），这些都是平面拉张伸展效应的直接依据，二者也有很好的对应关系。

图5.46 绥德—西安垂直形变（1976～1986年）地质剖面图

（据国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988）

综合上述，区内在地史时期因多期多方向构造应力作用产生的多组构造形迹，从其最终显示的力学性质来看，北东—北北东向破裂构造应具张或张扭性质，近东西向构造具张性，北西向具张扭性，其他方向均具不同程度的压或压扭性。喜马拉雅期以来，煤层中虽也形成或继承发育一系列近东西和北西向褶皱，但均比较宽缓，沿其轴部和两翼，张性破裂复合是一重要构造特征。

伴随汾渭地堑系张裂伸展构造的广泛活动，致使全区各种构造形迹均受到不同程度地牵动而发生开启，尤以上述几组方向的破裂构造开启最甚。就南北区而言，南区更靠近汾河地堑和渭河地堑伸展系的交汇处，故破裂构造的伸展开启作用更强于北区。

2. 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、地貌反差显著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QbS^1－6)，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。

3. 构造演化阶段

早古生代二连盆地是在元古宙陆壳基础上裂解而成的陆间洋盆，即蒙古洋(焦贵浩等，2003)。古生代时期为蒙古洋的一部分，以西拉木伦河蛇绿岩带和贺根山蛇绿岩带为代表的大洋地壳，分别在古生代末侵位，形成西拉木伦河加里东造山带和贺根山海西造山带，此后大洋封闭，洋壳转化为陆壳。

二连盆地的断裂构造主要分为3组(图2-14)。最早的一组是EW向断裂，即沿着西拉木伦河一带，据研究该带在早古生代时期曾经是陆间洋盆，即蒙古洋(焦贵浩等，2003)，是在元古宙陆壳基础上裂解而成的，该洋盆古生代末封闭，形成长期活动的断层区。其次是控制二连盆地发生和发展的NE向断层，古生代末，亚洲东部向环太平洋构造域转化，体现了古太平洋的作用加强(肖安成等，2001)，由于古太平洋板块向NW方向运动，东北地体群向北移动的速度(1.0cm/a)明显大于华北板块向北移动的速度(0.4cm/a)，于是在华北板块的北缘形成一条以拉张为特征的构造变形区域，二连盆地早-中侏罗世的伸展盆地就是在此基础上发展起来的。早白垩世时期是二连盆地最为重要的发展时期，在100～130Ma的早白垩世之间，库拉板块相对于欧亚板块的运动速率平均为16.5cm/a，强烈俯冲带来了亚洲东部地下深部的高热流作用，俯冲作用导致的地幔物质上升，造成弧后伸展扩张，使得二连盆地早白垩世出现强烈的伸展作用，形成了一系列的盆地边界和坳陷边界的控制断层。最晚的一期构造是NW向的断裂活动，古近纪以来，太平洋板块由NW向转为NWW向运动，同时，印度板块与欧亚板块发生强烈陆壳碰撞作用，产生一系列NW向断层F₁、F₂、F₃，且沿着断层喷发出大量的第四系玄武岩。

图2-14 二连盆地主要基底断裂分布图

反转构造在盆地形成和矿产资源的聚集上有重要的影响，二连盆地在晚侏罗世晚期产生大规模构造反转，本期反转的结果造成上侏罗统的部分缺失和下-中侏罗统内大量逆冲断裂的形成(李思田等，1990;朱绅玉，1997)，晚侏罗世末的这种强烈的板内缩短变形，可能源于板块边缘的汇聚作用。从区域上研究得知，本期反转影响最重大的构造事件是西伯利亚与布列亚地块碰撞形成蒙古-鄂霍次克缝合带(王骏等，1997;Yinetal.，1996)。

早白垩世末期，二连地区在早白垩世断陷作用后期形成了一幕正反转构造，该期活动导致了早白垩世以至侏罗世地层产生收缩冲断且地层被隆升剥蚀，太平洋板块的运动转向时期恰恰是二连及邻区盆地的构造反转期，这是因为太平洋板块的向北运动，导致中国东部乃至日本与朝鲜地区产生区域性的左旋剪切(Otoh et al.，1996)。另外，蒙古-鄂霍次克洋早白垩世末期的闭合，可能是导致区域性盆地反转的动力之一(Yin et al.，1996)。

晚白垩世以来，二连地区处于一种稳定、持续性的调整时期，主要表现为内部无差异性构造运动，沉积作用微弱，也可以说作为中生代的盆地已经处于静止和死亡状态，新生代亦无成盆历史。

马新华等(2000)研究了二连盆地的构造反转历史认为，二连盆地早-中侏罗世以来可以分为4个演化阶段(图2-15)，即伸展(早-中侏罗世)、构造反转(晚侏罗世)、强烈伸展(早白垩世)、抬升反转(晚白垩世以来)。尤其是伸展阶段，形成狭长的隆-凹相间的构造格局，据统计大小断陷相加共53个，凸起22个，反映了二连盆地规模不大、但结构非常复杂的特征。

图2-15 二连盆地中生代构造演化阶段(据马新华等，2000，修改)

4. 区域地质构造演化与成矿的阶段性

根据前述区域地质构造特征，以及该区盛产的多金属、贵金属等矿产分布来看（图1-11），所有这些矿产在时空分布特征上与大地构造关系极为密切。不同的矿产资源受控于不同的大地构造格局或大地构造环境，不同的大地构造体制、格局、环境，形成不同的岩浆作用的矿产组合类型。

1.大陆裂谷体系成矿作用阶段

大陆裂谷体系以具双峰式海相火山沉积岩为特征，在此火山喷发的间歇期发生了强烈的火山喷气成矿作用，形成了研究区以清水沟—尕大坂一带铜、多金属矿床（点）为主的铁－铜－硫系列矿产（邬介人等，1998）。除此之外，还在铜、多金属矿体内或围岩中伴（共）生有金矿床（点）或金矿化，如郭米寺、尕大坂、下沟、弯阳河、下柳沟西山梁和拴羊沟等。

2.古板块构造演化成矿作用阶段

北祁连山大陆裂谷自晚寒武世逐渐向大洋裂谷演化，到早中奥陶世进入沟 弧－盆共同发展的板块构造演化阶段，大致沿黑河一带形成大洋裂谷系，生成洋中脊型蛇绿岩，其中产有岩浆作用成因的铬铁矿、铜镍矿和火山喷气－沉积成因的铁矿、铜（锌）矿、铅锌、多金属型矿床（点）等（玉石沟、阴凹槽等）。此后，在造山作用过程中，大洋中脊型蛇绿岩仰冲到托勒山北坡一带，形成与构造挤压相叠加的蛇绿岩杂岩有关的构造蚀变岩型金矿床（点），如川刺沟、红土沟、热水大坂、撒拉河等。

随着洋盆扩张，大洋板块冷却，逐渐致密，继而自SW往NE方向向华北大陆板块俯冲，由于俯冲作用诱发产生岛弧火山作用，形成与原大陆裂谷双峰式海相火山岩或含矿岩系相伴出露的早中奥陶世俯冲杂岩和岛弧火山岩系。岛弧火山活动驱动海底火山堆积物中的热卤水形成循环体系（邬介人等，1994、1996），并在岛弧火山作用所派生的酸性凝灰质沉积岩中形成块状硫化物及金的工业堆积（如二道沟、野马沟、大岔西岔、寺大隆、桦木沟、直河、银灿、浪力克等）。

由于俯冲作用引起的该火山岩带在区域上表现为韧性剪切构造十分发育，已知的原生金矿床（点）均受到韧性剪切带或构造蚀变带控制。金的化探异常也与该构造一致，呈带状分布。就目前掌握的资料来看，寒山金矿及青分岭（团结）金矿就产于该岛弧火山岩带中。结合寒山金矿的发现，在具找寻原生金矿前景的北祁连山中段（青海省境内）早古生代火山沉积岩区韧性剪切带或构造蚀变带，亦包括黑河以北已知的黄铁矿化强构造蚀变区段，获得找金工作的突破是大有希望的。

图1-11北祁连山地区沟－弧－盆体系多金属、贵金属矿床（点）分布示意图（据夏林圻等，1998，修编）

Ⅰ—塔里木－中朝板块；Ⅱ—走廊弧后边缘海区；Ⅲ—北祁连山沟 弧－盆体系；Ⅳ—中祁连陆块。1洋盆扩张脊；2—弧后盆地扩张脊；3—裂谷岛弧或岛弧带；4—俯冲带；5—被动陆缘裂谷；6—深断裂、走滑断裂及构造分区；7—铜多金属（金）矿床（点）；8—金矿床（点）

由于俯冲作用的加强，在岛弧火山链的后方发生拉伸，形成弧后盆地，并发育弧后盆地扩张脊型蛇绿岩，这些蛇绿岩中的中基性火山岩内产有喷气火山成因的铜（金）、多金属矿床（点），如九个泉、石居里及北祁连山东段老虎山猪嘴哑巴等。

中—晚奥陶世时，由于古浪运动造成大洋盆地缩减，转化为残留洋盆；晚奥陶世时北祁连山是残留洋盆的演化时期。从早志留世开始，残留洋盆已转化为海盆，这一时期主要表现为残留海盆碎屑建造，而火山活动变得微弱。截至目前还未见有金矿方面的报道，仅在肃南一带发现了沉积型微细粒蓝辉铜矿矿床。

泥盆纪为碰撞造山带上升期，至今未见有这一时期形成的矿床。

从石炭纪开始，北祁连山造山带进入陆内造山阶段，该阶段的前期为上叠盆地期，从石炭纪延续到三叠纪，造成时空跨度都较大的滨浅海沼泽环境，为该期北祁连地区煤炭资源的成矿作用创造了条件。该阶段后为盆－山构造期，成矿作用以煤炭、石油、蒸发盐类及砂金为主。北祁连山火山岩带韧性剪切蚀变岩型金矿正是这种多阶段富集成矿作用的产物。

总之，北祁连山大地构造与古板块运动的演化历史和成矿信息告诉我们，北祁连山海相火山沉积岩地区有金成矿的良好环境和地质条件，有金来源的矿源层，具有金矿的潜资源优势。在此火山岩带内注意寻找有利于金元素活化、迁移、再富集的加里东期及其以后多阶段的地质事件叠加改造相对集中的区段（如构造破碎蚀变带、多期次的韧性、韧脆性剪切构造蚀变带、糜棱岩带、多期次岩浆侵入体相对集中区段等），坚信这一点，在以后地质研究与找矿实践中定会有新的突破。

5. 经历多阶段演化过程

中国大陆是在地质历史上由多个古陆核或多个陆块拼合而成的复合大陆。自始太古代开始孕育陆核以来，大致可划分为古陆核形成及古陆壳生长发展时期、古板块早期活动与中国古陆块形成时期、古板块主要活动与中国古大陆镶合时期、中新生代板块活动与陆内构造时期等4个大地构造发展演化时期，并发生了一系列重大的地质构造事件（表3-1）（中国地质调查局，2004）。其中，1000 Ma前形成了罗迪尼亚（Rodinia）超级大陆，中国显生宙以来的构造演化就是从超级大陆的裂解开始的。

（一）古板块活动与中国古大陆镶合时期

罗迪尼亚（Rodinia）超级大陆在南华纪时期（约750M a）开始分裂，元古宙大洋逐渐发育。震旦纪—早寒武世为大洋扩张期，华北、塔里木、扬子等陆块与印度、西伯利亚、哈萨克斯坦等陆块一样，进入了全球古陆分裂离散阶段。晚古生代是联合古陆与泛太平洋形成的时代。

1.南华—震旦纪构造演化

形成不久的中国古陆块，经“兴凯地裂运动”发生解体，形成许多小洋盆和微陆块，并使陆块边缘复杂化。小块体间相距不远，为有限分离，之间发育有南天山洋、祁连洋、秦岭洋和阿尔金海槽。

2.早古生代构造演化

寒武纪时海侵达到高峰，同时进入了一个重要的生物孕育时期，导致寒武纪初生物大爆发。奥陶—志留纪开始了加里东运动，各板块又一次发生汇聚。经过这次汇聚作用，西伯利亚板块、华北板块与其间隔的佳木斯、松嫩等微陆块、地块群至此有可能已联为一体。寒武纪（550M a）时各分散陆块几乎都处于赤道附近的低纬度区，大致格局与震旦纪相同。

中国寒武纪稳定沉积以碳酸盐岩为主，主要分布于华北、扬子陆块和塔里木陆块，在扬子地区有蒸发岩沉积。奥陶系早期继承了寒武纪构造格局，海陆分布范围基本保持一致，稳定、活动和过渡型沉积组合的空间展布也未发生重大变化。其中华北为陆表海碳酸岩沉积，塔里木和喜马拉雅—滇西地区以稳定类型的碳酸盐岩沉积为主，扬子以碳酸盐岩和泥岩沉积为主。同一时期，西准噶尔洋、北天山洋张开。

表3-1 中国地质构造演化与主要地质事件简表

加里东阶段晚期，华北与柴达木碰撞，扬子与华夏完成对接。华南地区大部分为遭受剥蚀的古陆，到志留纪末，除钦防海槽外华南洋大部关闭。华北区志留系沉积仅在边缘地区发育。兴蒙古海槽为半深海活动型沉积；北秦岭成为华北陆块南侧陆缘海；志留纪末南、北祁连相继褶皱，华北与柴达木拼合。塔里木在志留纪继承了奥陶纪末东低西高的构造面貌，主要为一套稳定型滨浅海碎屑岩沉积。扬子陆块志留纪时，浅水台地仅限于龙女寺—乐山隆起及其边缘黔北一带，并向东南沟通了湘中海槽，此时的扬子海也变成为正常浅海。

经加里东运动阿尔金、祁连—西秦岭洋已封闭，塔里木、华北、扬子板块相联。扬子板块与华夏板块间的华南裂谷海盆这时形成了一条重要的造山带。

3.晚古生代构造演化

晚古生代早期，古亚洲洋中西部和中国西南部古特提斯洋的强烈扩张，全国处于“西开东合”态势。约在石炭—二叠纪时昆南、金沙江、澜沧江洋盆打开，扬子陆块西南缘大范围裂解，中国西南部出现4个中小型洋盆。但西伯利亚板块佳木斯、松嫩微板块与华北、扬子、华夏等古板块的东部仍连为一体。全国地势总体西高东低、海水向东浸漫，但洋壳未能扩及额尔古纳、喜桂图和东秦岭、大别地区。

在稳定陆块上，泥盆系主要分布在华南和塔里木，华北主体缺失泥盆系底层。石炭系较泥盆系分布广泛，沉积类型复杂，华北、华南和塔里木仍为稳定型沉积；而天山—兴安地区、川西—滇西地区和昆仑—秦岭地区多属活动型沉积。

晚石炭世曾经是滨海的塔里木和华北地区，在二叠纪逐步转为巨大的内陆开阔盆地。并且，东西准噶尔和塔里木联为一体，海水逐渐从中亚、蒙古、华北—祁连—塔里木退却。华北、柴达木自二叠纪起已基本脱离海洋环境，北缘发生过挤压作用，南缘秦岭海槽继续存在。西藏—滇西地区，继晚石炭世沉积的含砾泥砂质冰水沉积之后，又形成了开阔的冈底斯—喜马拉雅海，属于冈瓦纳大陆陆棚海一部分。

华南从下二叠统中段的栖霞中期起，发生地史上最大的海侵。早二叠世末扬子西缘康滇古陆两侧发生峨眉山玄武岩喷发和全区的海退。华南地区自西而东分为三个不同的沉积相区，上扬子浅海仍以碳酸盐岩沉积为主；东南区的华夏、云开、武夷等隆起上升为陆，形成大面积的碎屑岩充填沉积；在西南区的滇黔桂裂陷区，主要为盆地硅质岩沉积。

4.印支阶段构造演化

印支期为古板块演化阶段与现代板块演化阶段的过渡时期，扬子与北方陆块的拼接，中国东部连成一片大陆，松潘—甘孜海槽褶返，亚洲大陆向南增生扩展，迫使海水退至新生的特提斯洋及毗邻地区。

（二）中晚中生代以来现代板块活动

古生代至印支期形成的欧亚板块，东接古太平洋板块，西以班公错—怒江洋与冈底斯—印度板块相隔。中生代中期以来，三叠纪形成的特提斯洋从西向东扩张，再次将塔里木与扬子分开，并使扬子沿华北—柴达木南缘逐步向东南推移。华北自侏罗、白垩纪开始，发育了郯庐、汾—渭等北东向断陷系统。

1.侏罗纪—早白垩世大陆伸展

侏罗纪至早白垩世是中国大陆裂谷作用、断陷作用发育阶段，大陆处于伸展状态。我国广泛发育侏罗至白垩纪断陷，并形成了塔里木、准噶尔、鄂尔多斯、四川等大型内陆坳陷。晚侏罗世，松辽地区形成大陆裂谷，并在白垩纪发展成大型坳陷盆地。晚侏罗世，在东南沿海的浙、闽、粤地区和东北的大兴安岭地区，形成陆内断陷和火山喷发。

2.晚白垩世以来的大陆会聚和现代盆山格局形成

中国晚白垩世，雅鲁藏布江带碰撞、青藏高原开始隆升；太平洋板块与库拉板块之间的洋脊向北北西迁移，并以低角度倾没于亚洲东部之下。新近纪时，菲律宾海板块在台东拼贴，台湾强烈造山，华夏陆块南部裂解，形成了南海海盆。

西部由于印度陆块向北作陆内俯冲，青藏高原、昆仑山、天山、阿尔金山迅速隆升。在中国东部大兴安岭—太行山—武陵山以东，受太平洋板块俯冲的影响，从古近纪开始形成纵贯中国东部的早第三纪裂谷系，裂谷系东北的依兰—伊通延伸到渤海湾、江汉。新近纪转为区域性坳陷沉积建造，其东的黄海—东海—南海边缘海地区，古近纪构造与渤海湾裂谷盆地基本相同，新近纪才转为海陆交互相—海相沉积。

第四纪，西部受印度板块碰撞、东部由于太平洋板块运动方向的转向，并间歇性向中国东部俯冲，导致中国东西分带和南北分块特征。中国西部在挤压作用下，山体崛起、逆冲推覆向前陆盆地发展，盆地萎缩；中国东部以拉张为主，盆地下沉；中部地区处于中等抬升阶段，形成高原。

（三）盆地演化

区域构造演化过程中包含了盆地演化过程。我国以华北、扬子、塔里木等克拉通盆地在早古生代及其以前为大型海相盆地，晚古生代为大型海相—海陆交互相—陆相盆地。中生代以来，这些大型海相沉积盆地萎缩消亡，陆相沉积盆地开始广泛发育。从我国区域地质演化规律可以看出，华北、扬子、塔里木等克拉通盆地的演化一般经过形成、发展、萎缩三个演化阶段，一般不会完全消亡；大陆边缘盆地、裂谷盆地、前陆盆地一般经过生成、发展、萎缩、消亡四个阶段。盆地的不同演化规律也影响其石油地质特点。

克拉通盆地具有长期、多旋回演化历史，从最初的部分沉降接受沉积，逐步发展到全面海侵，广泛接受沉积，并在海侵最大时期一般形成区域性优质烃源岩，在板块汇聚阶段，沉积面积逐步缩小，最后停止沉积，结束盆地演化过程，盆地演化过程与板块开合过程基本对应。我国的克拉通盆地一般经历两期盆地演化过程，对应我国早古生代和晚古生代两期板块开合过程，之间发生的加里东运动对克拉通盆地的破坏作用有限，两期盆地演化形成克拉通叠合盆地。而中生代的印支和燕山运动对克拉通盆地的改造是明显的，但即使经过强烈的构造改造，仍可保留部分盆地，如四川盆地为扬子克拉通的一部分；鄂尔多斯盆地为华北克拉通的一部分；而塔里木盆地则保留了塔里木克拉通的主体。

大陆边缘盆地在板块离散阶段开始广泛发育，发育持续时间也较长，规模很大，据测算，扬子北缘被动大陆边缘宽度在200km 以上，塔里木、华北被动边缘盆地的规模也很大。但在板块汇聚阶段一般会成为首先发生构造改造的地区，并常常被完全改造破坏而消亡，形成造山带。扬子及华南北缘被动大陆边缘盆地、华北、塔里木被动大陆边缘盆地等古生代广泛发育的被动大陆边缘盆地，在海西和印支运动过程中基本都转变成为造山带，扬子南缘被动大陆边缘盆地在加里东期就转变为造山带。

裂谷盆地一般发育在板块离散最快时期，主要发育在被动大陆边缘和克拉通盆地边部。裂谷盆地发育时间一般较短，有两个演化方向，一是进一步发展成为具有洋壳基底的洋盆，二是停止发育，成为克拉通或被动大陆边缘的一部分。我国古生代发育的裂谷盆地在加里东和海西、印支构造活动改造中，多已消亡。现存断陷盆地主要发育在中新生代，盆地规模一般不大，往往成群出现，包括单断箕状断陷、双断地堑式断陷和复合断陷。断陷盆地沉积演化阶段一般都很短，一般经历初始断陷阶段，断陷发展阶段和萎缩消亡阶段。

前陆盆地主要发育在板块汇聚阶段，类前陆盆地发育在陆内造山带和克拉通之间。我国在早古生代末加里和周缘造山带之间形成了大量前陆盆地。目前，这些前陆盆地为造山带的一部分，已经不具有前陆盆地形态和结构，只有从沉积特点判断其沉积时的盆地类型。

6. 构造演化阶段划分

云台山地区出露的最老地层是太古宇登封群变质岩，其锆石U-Pb SHRIMP年龄为3400Ma。在其3400Ma漫长的地质演化历史中，经历了多期构造变形、变质作用、沉积演化、隆升和剥蚀。根据区域地质发展历史、古构造演化规律和古环境变迁过程，变质作用、沉积建造和构造变形综合分析，云台山世界地质公园的构造演化历史可以划分为三个大阶段，即太古宙－古元古代克拉通结晶基底形成阶段、中元古代－古生代稳定克拉通盖层演化阶段和中新生代盆山构造与东亚裂谷形成演化阶段。其中，克拉通盖层演化阶段又进一步分为中新元古代拗拉槽演化时期、早古生代稳定浅海发育时期和晚古生代海陆交互盆地演化时期（图3-7）。

图3-7 华北地台克拉通基底形成时期构造－热事件年龄统计分布图（图中统计资料包括变质岩与侵入岩的Rb-Sr等时线年龄、Sm-Nb等时线年龄、锆石U-Pb法年龄与³⁹Ar-⁴⁰Ar法年龄）

美国科罗拉多大峡谷地区出露的最老岩石是1840Ma的Elves Chasm 片麻岩，在大峡谷及周边地区地层中存在多个沉积间断，但区域性角度不整合界面主要有三个，即中新元古界大峡谷超群与古元古界变质岩之间的角度不整合界面、大峡谷超群与古生界之间的角度不整合界面、中生界与新生界之间的不整合界面。根据三个区域性不整合界面，可将该区划分为太古宙－古元古代结晶基底、中新元古代克拉通盖层、古生代－中生代克拉通盖层和新生界四个构造层，并且以前三个构造层为主。同时根据不同构造层的沉积建造、构造变形、岩浆活动、变质作用，将大峡谷地区的构造演化划分为太古宙－古元古代结晶基底形成阶段、中新元古代克拉通盖层演化阶段、古生代－中生代克拉通盖层演化阶段、新生代伸展抬升阶段。

7. 中国地质构造及岩石圈深层结构

中国位于欧亚大陆的东部，受北部西伯利亚大陆、东部太平洋和西南印度俯冲带的挤压形成。

构成中国陆地部分的华北古地台（图13.1），其稳定的基底形成于太古宙和元古宙晚期。地台的上部建造是沉积岩、变质岩和侵入岩，甚至地台的基底也有过多次构造运动，这种运动在中生代和新生代尤为明显，当时在稳定地块出现了活动断层，形成了叠加盆地和断裂带，被陆源沉积物、复理石层或者碱性及玄武火山岩生成物充填（Милановский，1991）。中生代早期和中新生代时期形成的稳定陆地和盆地区域的地壳厚度在34～36km之间，在断裂带地壳厚度变薄，减少到34km。格拉切夫（2000）认为高效运移层的埋藏深度是软流圈顶部，埋藏最深的区域是在稳定地块的77～146km处，中等深度的是在盆地区域的92～100km处，最薄的区域是在断裂带的 82～122km处。

在中国的西北地区、中部地区和东南地区分布着3个年轻的地台，都是在中新元古代形成的。华南地台与华北地台相同，地壳厚度平均36km，而软流圈却在深达77～146km的区域。塔里木和华中地台的地壳厚度是50～56km，软流圈的位置尚未探明。

这些地台被古生代（加里东和华力西）、中生代（印支和燕山）和新生代（喜马拉雅）的褶皱构造包围并分割开来，并被活动断层所局限或被迁移（图13.1）。

褶皱构造形成于元古宙和古生代。在构造演化过程中，这些构造经过挤压或拉伸变形，或者停止运动，或者运动加速，形成复杂的褶皱-逆掩断层和褶皱盖覆构造。地壳的断裂和拉伸过程促使形成地堑盆地，或者相反形成陆地火山。这一时期形成的断裂带后来被中生代和新时代的沉积物所覆盖，厚度大约为5～10km。前中生代褶皱构造带的地壳厚度是30～44km，年轻地台地壳的厚度是38～51km。软流圈的顶部位于深92～99km处，在松辽古断层带地壳厚度为30～32km，软流圈位于92km处。

在中生代早期（印支运动）褶皱构造带，地壳平均厚度是42km，在新生代地壳运动以后，其厚度减少为32km。软流圈顶部在稳定地块119～146 km深处。经过地壳变动，埋藏深度变为80～121km。在西藏和喜马拉雅山东部，地壳厚度是平原地区地壳厚度的1.5～2倍（67～71km）（现代垂直运动的速度是每年10 mm）。在海拔最高的山区，软流圈的深度增至89～100km。

在中生代和新生代，软流圈曾有过新的构造岩浆活动，因此在古地台形成了盆地和横移断层，从西北环绕鄂尔多斯地块（银川-河套断层），并从中部（山西断层）和南部（河淮断层）切断。在东北形成了华东断裂带，由很多断裂盆地（渤海、辽河、黄骅等）和切分隆起构成（图13.1）。在始新世和渐新世，断裂盆地积聚的陆源沉积物厚度从3～6 km，到10～12 km（渤海断层）。根据勘探资料，其中有0.5～2 km厚的超基性和碱性玄武岩流体及结晶体，被火山体和大量岩墙覆盖形成正断层。

图13.1 中国的基本地质构造

现代断层大多在更新世晚期和全新世形成。中国东部大部分是浅正断层（壳断层）和平移断层，很少有上冲断层：在唐城-立张地区有活动正断层，在大同-汾河-渭河地区、台湾地区有正断层和平移断层，还有郯庐平移正断层等。在西部主要有深部断层（地幔断层），是受左右两方的挤压或挤压拉伸作用，局部属于正断层和平移断层。它们具有北西或者近东西走向，往往呈拱形（兴安-西藏、喜马拉雅、东帕米尔及东部山区的其他断层）。这些地区呈带状分布着花岗岩、安山岩、正长岩和闪长岩。在地台内部较深层位的活动断层及切割碰撞与小规模的火山喷发有关，喷出物成分为拉斑玄武岩、碱性玄武岩和碱性超基性岩的岩浆，是辉绿岩、辉长辉绿岩岩墙，包括地幔辉石岩（Lithospheric，1989；Грачëв，2000）。

中国的岩石圈属于强烈的地震活动带。在中生代以前这个区域就发生过地震，中生代尤其是新生代地震活动更为频繁（Wu等，1985；Chen，1988）。中等震级为里氏6.5级。绝大部分地震发生在东部地区（M>7～8），尤其是集中在鄂尔多斯周围的断裂带，或者在渤海湾、东南沿海、台湾省和四川云南一带（潘西古断层）。在西北地区，地震带分布在准噶尔、塔里木和柴达木盆地。周围地区的震级强度低于6～7级。只是在阿尔泰活动断层区域、天山、西藏，特别是喜马拉雅一带最高震级为8.0级>М>7.0级（Lithospheric，1989）。

东部地区的大地构造应力的现代活性（300m深处小于10MPa）比西部地区低（500m深处大于30MPa）（Ming，1997）。因此可以断定，东部地区应力场的主要类型是张力场和中性场，西部地区是压力场，很少有中性场。

岩石圈的热力场对于内应力过程的演变、构造活性以及紧张度具有明显的影响，因此可以证明各级动力活性在各种年龄、各种类型的地质构造中，地热参数值的变化不同（Pollack等，1977；Morgan，1984）。

8. 构造演化阶段与盆地演化史

南华北地区特殊的大地构造位置（华北板块南部及其与秦岭—大别造山带结合部，东临著名的NNE向走滑断裂系—郯庐断裂系）决定了其独特而复杂的构造演化历史。通过对深部地球物理、区域地质及大量的地震、钻井等地质资料的系统研究，认为南华北地区新元古代—新生代构造演化及形成的不同类型盆地与中元古代泛亚洲古板块裂解（刘长安，1979）、古秦岭洋及古—新特提斯洋形成演化、华北板块与扬子板块碰撞、太平洋板块与欧亚板块俯冲、郯庐断裂走滑有关。其构造演化基于太古宙—古元古代结晶基底、长城纪—蓟县纪坳拉槽形成演化，经历了6个阶段（表2.1、图2.3）。在区域大地构造背景下，本书从盆地沉积格局和充填层序特征出发，探讨南华北地区新元古代—中生代不同构造演化阶段原型盆地沉积演化特征，以便能够深入地认识奥陶系充填的沉积体系类型、特征及层序发育模式。

自中元古代始，古中国板块大陆地壳在离散构造背景下导致大陆裂解（程裕淇，1994）活动的不均衡性，即以先存的古元古代线型构造为先导，形成了一系列三叉裂谷，构造演化上是从裂陷向坳陷过渡，沉积上是从火山岩建造向碳酸盐岩过渡，于华北陆块南北边缘演化成为坳拉槽。以栾川—固始断裂为界，其北为豫西坳拉槽及徐淮坳拉槽，其南的北秦岭区仍为裂谷环境。表现在沉积—火山岩建造上，栾川—固始断裂两侧截然不同。北侧的南华北地区由北向南分别发育了五佛山群和汝阳群，总体上，它们主要为一套石英砂岩、长石石英砂岩、页岩，夹少量白云岩，底部普遍为含砾砂岩的滨岸—潮坪相碎屑岩沉积，厚度向南加大达1000～4000m。栾川-方城地区的管道口群及栾川群以碳酸盐岩沉积为主，岩性以白云岩为主，夹大量燧石条带、团块，含丰富叠层石，说明向南海水变深。总体上，自北向南由滨岸-潮坪过渡为局限台地沉积环境。

表2.1 南华北地区构造演化阶段及盆地类型一览表

图2.3 南华北新元古代—新生代构造演化及盆地类型

豫西坳拉槽位于华北陆块南部边缘中段，东起汝南、确山，西至晋、豫、陕交界的潼关，南临秦岭梅槽，北到侯马、长冶，呈三角形展布。盆地具二元结构，由早期裂陷和晚期坳陷相叠加而成，组成完整的坳拉槽发展旋回。

2.1.3.1 新元古代被动大陆边缘裂谷—克拉通坳陷阶段（Pt₃）

（1）构造演化

自新元古代开始，伴随着华北陆块北部兴蒙海槽强烈扩张，华北陆块南缘的秦岭海槽也同时强烈扩张，扬子和华北陆块之间已经形成了秦岭—大别洋，为松树沟—宽坪洋的继续发展。沿商丹断裂带发育的中、新元古代松树沟蛇绿岩及宽坪蛇绿岩属小洋盆型蛇绿岩（张宗清等，1991；周鼎武等，1995；张国伟等，1995），表明在秦岭中部已经出现洋盆。

青白口纪末期，华北陆块受挤压作用，南部边缘掀斜抬升，豫西盆地沉积终止，发生构造反转，成为剥蚀区。只有徐淮及其以东区域保持大面积海水覆盖。

华北陆块与扬子陆块自晋宁运动拼合不久，在震旦纪拉张应力作用下发生裂陷和热沉降，秦岭海槽再次开裂，海水沟通，震旦系在河南境内主要分布于叶县—鲁山断裂以南及安徽境内。在徐淮及其以东区域发育了一套滨—浅海相富镁碳酸盐岩夹泥页岩沉积序列，厚3500～5000m。震旦纪晚期，华北陆块整体抬升遭受风化剥蚀。之后，于早寒武世初期在安徽的淮南、河南的确山、临妆等地形成了浊积扇粗碎屑沉积。该套沉积前人（章雨旭等，1998，曹高社等，2006）认为是震旦纪山麓冰川型的冰碛岩沉积，从其沉积特征及砾屑的成分来看，这套砾岩应为早寒武世初期的产物。同时在徐准盆地的中、北部发育了一套泥页岩—碳酸盐岩—碎屑岩的蒸发台地相沉积，表现出华北陆块南北沉积环境的明显差异。

（2）盆地类型

南华北地区大致以栾川—确山—固始—肥中断裂为界，其北的华北地区仍然保持稳定克拉通的沉积构造环境，其南侧因北秦岭海槽的继续发展，逐渐演化成被动大陆边缘，华北陆块形成克拉通坳陷盆地（余和中等，2006）。南华北陆块南部发育克拉通—被动大陆边缘盆地，其内部可分为豫西—徐淮台坳及周口台隆（图2.4）。分布于栾川—固始断裂以南的四岔口岩组及谢湾岩组为一套复理石杂砂岩夹基性火山岩、泥质碳酸盐岩建造，厚达3000～6000m（席文祥等，1997），说明北秦岭区仍为裂谷盆地环境。新元古代北淮阳地区亦处于裂陷环境，安徽境内的新元古代—早古生代佛子岭岩群为一套绿片岩系，其下部郑堂子岩组的原岩为双峰式火山岩及碎屑岩（周鼎武等，1998）。南部边缘发育700～600Ma大红口组碱性火山喷发岩，也表明为大陆裂谷环境。

豫西—徐淮台坳沿义马、驻马店、淮南—徐州一线呈北西向展布，北东部即为周口台隆，为碎屑岩—碳酸盐岩建造，沉积厚度最大达到700m。该台坳是克拉通盆地南部的边缘坳陷，南与古秦岭洋相连。该台坳发育有青白口系八公山群，属一套陆棚相为主的沉积，以泥岩及具丘状交错层理的泥晶灰岩为主，表明海水比河南南部更深，这些沉积均属典型克拉通稳定型碎屑岩—碳酸盐岩建造，沉积厚度1200m以上。

震旦纪时，南华北地区盆地类型及沉积格局与青白口纪既有继承性又有差异性。震旦纪，周口台隆范围扩大，豫西台坳趋向于消失，徐淮台坳持续发展（图2.5）。

徐树桐（1987）研究认为，南华北地区早古生代克拉通盆地的构局是“一隆一坳”，即栾川—阜阳台隆北为洛阳—宿州台坳，洛阳、登封地区厚度最大，可达 1430m。通过进一步研究认为，南华北地区这种被动大陆边缘—克拉通盆地台坳及台隆格局变化较大。古生代盆地是新元古代克拉通盆地的继承和发展，早寒武世初，华北陆块整体沉降，海水由东南侵入，以克拉通坳陷的稳定沉降、碳酸盐岩夹碎屑岩沉积为特征。

图2.4 南华北地区青白口纪原型盆地

图 2.5 南华北地区震旦纪原型盆地

2.1.3.2 早古生代早期被动大陆边缘克拉通坳陷阶段

（1）构造演化

早寒武世—中寒武世，华北陆块南侧继续存在的古秦岭洋持续扩张，南华北地区在前期基础上演化为成熟的被动大陆边缘—克拉通盆地，沉积环境分析显示水体总体向南加深。寒武系总体以台地相及潮坪、 湖相白云岩及颗粒灰岩为主，夹粉细砂岩及泥岩，为典型台地型沉积。

（2）盆地类型

寒武纪辛集期，南华北地区古地势西高东低，海水由南部海槽入侵，形成漯河台坳及徐淮台坳（图 2.6），其中的徐淮台坳比漯河台坳规模大。漯河台坳呈近东西向，而徐淮台坳呈近南北向，沉积了一套滨海相含磷碎屑岩地层。

图 2.6 南华北地区辛集期原型盆地

寒武纪馒头期南华北地区盆地海水继续由东向西侵入，沉积范围扩大，水体加深，漯河台坳又演变成登封台隆，淮南台坳分解形成鹿邑台坳和灵璧台隆，西北及东南为登封台隆及灵璧台隆的构局（图2.7）。早期，形成杂色（以紫红色为主）的碎屑岩夹碳酸盐岩地层，发育藻丘及生屑灰岩；晚期，水体不断加深，海侵范围最大，主要沉积了一套碳酸盐岩地层，厚 204 ～ 955m。

图2.7 南华北地区早馒头期原型盆地

2.1.3.3早古生代中期主动大陆边缘弧后盆地—克拉通坳陷阶段（₃—O₂）

（1）构造演化

早寒武世末期，古秦岭洋壳向华北板块俯冲，导致了华北板块南缘性质发生了根本变化，由前期的被动大陆边缘转化为主动大陆边缘，南华北南缘形成了完整的沟—弧—盆体系，南华北南侧演化为弧后盆地。古生代丹凤蛇绿岩是古秦岭洋的残迹。二郎坪群代表了弧后盆地形成和扩张时期的记录（李亚林等，1999）。受古秦岭洋的制约，华北陆块南部边缘先后经历了复杂的由离散边缘到会聚边缘的演化过程，早古生代晚期至晚古生代早期，由主动大陆边缘俯冲转换为碰撞，南华北地区处于隆升状态。

其中，于二郎坪群火神庙组基性熔岩中获得的全岩Rb—Sr年龄为581Ma±39Ma（河南区调队，1994），玄武岩夹层中硅质岩获得了丰富的微体化石（王学仁等，1995），包括牙形石类Acosoneotensis和放射虫类Entanctinia complanata，其时代属早、中奥陶世。而南华北主体发展为挤压背景下的克拉通盆地，这种挤压作用使华北陆块南缘抬升，克拉通坳陷沉积向北退缩。加里东晚期整个华北板块主体因同时受其南、北两侧的板块汇聚俯冲作用的影响，表现为整体抬升剥蚀。

晚奥陶世—中泥盆世，扬子板块向华北板块继续俯冲，主俯冲带的位置可能为勉略—岳西缝合带（张国伟等，1988；董树文等，1993）。早古生代中晚期，秦岭洋消亡，华北陆块与扬子陆块对接，东秦岭—大别山与华北已经发生陆陆碰接，西秦岭仍存在残留海（任纪舜等，1991），因而造成了南华北地区缺失早奥陶世—早石炭世沉积。

晚寒武世—中奥陶世总体以台地相及潮坪、湖相白云岩、颗粒灰岩夹泥岩为主，为典型台地型沉积。沉积环境分析显示地势南高北低，水体总体向北加深。

（2）盆地类型

晚寒武世南华北盆地开始发生构造反转，南缘逐渐抬升，海水向北退缩。由早古生代早期的北高南低转化为南高北低。崮山期及炒米店期沉积一套灰色灰岩、白云岩，厚100～380m，北厚南薄。由于受怀远运动的影响不仅频繁间断暴露，而且使灵璧台隆及开封台隆趋于消失，淮南隆起，淮北地区转化为坳陷，即淮北台坳（图2.8）。

图2.8 南华北地区崮山期原型盆地

中奥陶世下马家沟期，由于华北陆块南缘抬升为陆，与秦岭海槽隔开。南华北地区海水由北向南侵进，到达三门峡—汝南一线，形成太康—周口台坳（图2.9）。此时在南华北地区沉积了一套碳酸盐岩。中奥陶世上马家沟期，地壳受挤压抬升，海水补给减少，蒸发量远大于补给量，淮北台坳向北萎缩，在徐州以北受怀远运动影响，形成近东西向展布的大型碳酸盐岩蒸发台地，沉积浅灰色白云岩、夹多层石膏和盐岩。中奥陶世峰峰期末，加里东运动使坳陷隆升为剥蚀区，下古生界遭受剥蚀。

图2.9 南华北地区奥陶纪原型盆地

2.1.3.4晚古生代克拉通—陆内坳陷盆地阶段（C₂—P）

（1）构造演化

晚古生代，华北陆块与扬子陆块及西伯利亚陆块对接后，表现出陆块会聚拼合的继承性（解东宁，2007）。早期坳陷向北倾斜，海侵来自北东方向。晚期坳陷的海侵从北东、南东双向进入，这可能与南秦岭海槽打开有关。晚二叠世，华北、扬子地块完全焊接，强烈的陆内走滑造山作用形成北秦岭逆冲褶皱带。

（2）原型盆地

晚石炭世起，南华北地区海水从北东方向侵入并不断向南西方向扩展，晚石炭世末期海水抵达了三门峡—郑州一带，沉积了一套滨浅海相砂泥岩地层，夹灰岩和薄层煤。底部则为穿时的铁铝质风化壳层，与下伏地层呈不整合接触，厚度20～40m。沉积中心位于开封及徐州地区，为开封—徐州台坳（图2.10）。

早二叠世太原期—山西期，由于华北板块与西伯利亚板块对接碰撞，使得华北板块古地势转变为北高南低。海水也已由早先的北东方向的侵入转变为东南方向的入侵，在华北地区形成了广阔的陆表海环境，由于各种环境适宜，沉积了一套准碳酸盐台地相和三角洲—

湖潮坪相的暗色砂泥岩、灰岩和煤层，此时古地理格局复杂，三角洲—湖潮坪相中容易形成煤炭资源（图2.11）。此期为华北地区的主要成煤期之一。

中二叠世下石盒子期，南华北地区的沉积特征与北华北地区具有明显的差别，主要表现在南华北地区当时为适合植被生长的温湿气候环境，因而植被茂盛，沉积了一套以三角洲相带为主的黄绿、灰绿色含煤砂泥岩地层，中上部夹多层硅质海绵岩，东部含煤品质较好而西部较差。硅质海绵岩的出现，表明此时该地区仍为受海水影响的近海环境。

图2.10 南华北地区晚石炭世本溪期原型盆地

图2.11 南华北地区早二叠世太原期原型盆地

晚二叠世上石盒子期，随着华北板块南北向挤压作用的增强，华北盆地整体抬升，海水完全退出，盆地进入陆相沉积发展阶段。华北板块北部强烈隆升，古地形北高南低，沉积物源自北向南（徐辉，1987），此时的气候由温暖湿润转变为干旱炎热，沉积了一套以河流相为主的红色碎屑岩地层夹淡水灰岩及石膏（图2.12）。

图2.12 南华北地区晚二叠世上石盒子期原型盆地

晚古生代南华北地区盆地主要包括开封—徐州台坳及民权—丰县台隆（图2.10、2.11、2.12）。开封—徐州台坳位于民权—丰县台隆以南，台坳总体呈北西向，但形状不规则，太康以北地区沉积厚度最大；民权—丰县台隆位于开封—徐州台坳以北地区，南至商丘南，在早二叠世发育的台隆，呈南北向展布，该台隆面积较小、发育时间短。2.1.3.5 早中生代陆内坳陷阶段（T₁—T₃）

（1）构造演化

晚二叠世末海水完全退出，南华北海相沉积终止。三叠纪，南华北地区演化为大型陆内坳陷盆地，形成陆相碎屑含煤沉积。由南而北三叠纪地层厚度逐渐增厚，并且北部三叠纪地层发育齐全，南部主要发育早三叠世地层，平顶山北坡落凫山—王家寨下三叠统刘家沟组实测地层厚＞466.72m（平顶山幅1∶25万区域地质调查报告，2005），豫西厚550～700m，铜川和济源地区分别为沉积中心，沉积厚度达1000m以上。刘绍龙（1986）研究认为，华北三叠纪沉积中心位于地块西南部的华池—铜川—洛阳—郑州一带。

早、中三叠世，南华北盆地基本继承了二叠纪的格局，湖盆较晚古生代盆地原型略有减小，由湖泊相沉积逐渐转变为河湖相和河流相沉积，粒度明显变粗，气候变干旱炎热，一般为红色碎屑岩沉积。盆地原型属于克拉通陆内坳陷盆地（图2.13）。

中三叠世末的印支早期运动后，大型内陆盆地的面貌发生了剧烈变化，表现为盆地大幅度萎缩。即中三叠纪表现为克拉通盆地萎缩阶段，构造环境为碰撞造山（挤压）。造成原型盆地内三叠纪地层的大范围的剥蚀，且剥蚀厚度较大，高达3000m。三叠纪末的印支运动结束了三叠纪盆地的发育，使盆地向西北进一步退缩。

北秦岭地区也有上三叠统发育，其露头主要出露于周至柳叶河、商县以东蟒岭南侧、卢氏双槐树—汤河（瓦穴子盆地地层厚1710.75m）、南召县鸭河、马市坪等地（马市坪—留山盆地地层厚942.06～681.4m）。区域上分布于栾川—固始断裂以南，呈东西向条带状展布，由于断层切割及侵蚀缺失，造成现代以隔绝的小盆地形态出露。对于其沉积环境，前人多认为是山间断陷盆地，但在南召东南部发育的上三叠统以细碎屑岩沉积为主，属湖泊沼泽相沉积，表明了在北秦岭地区曾出现过较大范围的湖相沉积。根据其岩相及植物群均可与延长群对比，且未见到晚三叠世山间盆地磨拉石堆积，推测有可能它们原来与华北是连成一片的，是华北大型坳陷盆地的边缘相带沉积。该时期在秦岭—大别造山带以北可能发育有前陆盆地。合肥盆地和信阳盆地印支期剥蚀，均缺失三叠纪沉积。由于三叠系在周口坳陷分布局限且钻井揭示不多，在此不多叙述。

（2）原型盆地

早、中生代三叠纪南华北盆地主要为洛阳—济源坳陷、临汝坳陷，南部周口—六安一带尚有长山—太和隆起（图2.13）。

洛阳—济源坳陷位于洛阳、济源一线，呈北东向展布。义马市谢洼—李庄三叠纪地层厚度最大，为2730m，其余地区地层厚度在688～874m，其中济参1井874m、洛1井688m、伊1井860m。它由伊川台坳演化而来。开封坳陷三叠系包括中下三叠统和上三叠统，厚0～3500m，其中上三叠统仅发育在济源凹陷，厚1050～1750m，为灰黑、深灰色泥岩、粉砂岩和砂岩互层沉积，为中生界主要生油岩系。中下三叠统厚800～1800m，为红、褐色泥岩和暗紫色砂岩不等厚互层，横向分布差别较大。西部的济源凹陷沉积最厚，达1800m，至中牟凹陷的杜营次凹厚仅800m，民权也有中下三叠统。黄口、成武、鱼台则缺失中下三叠统。中牟、民权、黄口、成武、鱼台地区相对隆升，处于剥蚀环境，缺失上三叠统。而以西的济源地区相对沉降，发育与中三叠统连续的上三叠统。厚度除济源地区可达2000～500m（T₃-J₂）以外，大多仅1000m以下。

图2.13 南华北地区三叠纪原型盆地

周口坳陷三叠系主要分布在北部凹陷带的鹿邑凹陷以及淮阳、倪丘集凹陷，向南大部分地区缺失。残存地层为中、下三叠统，与上覆古近系呈不整合接触。三叠系中下统在周参9井钻厚445m（全部为刘家沟组）、周参13井钻厚652m，顶部产赫尔末克星孔轮藻和直轮藻未定种，属二马营组，根据地震资料解释，其下与二叠系孙家沟组之间应属刘家沟组和和尚沟组。中、下三叠统岩性主要为河流相发育的棕红色砂岩、泥岩互层夹砾岩层。

临汝坳陷位于太康隆起北部，呈不规则状。向北到中牟、成武，三叠纪地层厚度变化较大，为390～1293m，其中周参8井钻厚1292m（其中刘家沟组厚391m，和尚沟组厚232m，二马营组厚669m），鹿1井大于1090m，南1井1390.5m。

2.1.3.6晚中生代前陆盆地—断陷盆地阶段（J₁—K₂）

（1）构造演化

燕山早期，南华北地区发生由南向北的逆冲推覆，随着陆内挤压，逆冲作用向前推进，其逆冲前锋达潼关—鲁山—淮南一线。南华北南部已为地形高差很大的剥蚀区，在栾川—确山—固始主逆冲断裂前缘形成晚三叠世—早、中侏罗世前陆盆地。因此，在晚三叠世—早、中侏罗世，南华北地区发育了以合肥盆地为代表的陆内前陆盆地，并与周口坳陷以及位于秦岭—大别褶皱带内的信阳盆地组成统一的坳陷型“河淮盆地”（图2.14）。在鲁山—淮南一线以北，印支运动表现为大型的隆拗结构，晚三叠世—侏罗纪形成复向斜的继承性坳陷盆地，如济源盆地及成武盆地。其中，早侏罗世在河南渑池和安徽六安一带沉积了下侏罗统含煤岩系，它们与中侏罗统之间为连续沉积。中侏罗统下段沉积后，发生一次构造运动，造成中侏罗统下段与中侏罗统上段之间的区域性不整合。中侏罗世，在河南省渑池-济源、成武-鱼台和安徽省舒城-合肥地区形成凹陷，沉积了中侏罗统河湖相含煤碎屑岩系。

图2.14 南华北地区侏罗纪原型盆地

（2）原型盆地

前已述及，南华北地区晚中生代自北而南主要发育开封断陷、周口断陷及合肥前陆盆地。另外，在平舆—蚌埠隆起以北的泗县、南召马市坪、留山一带也发育小型断陷盆地（图2.14）。

印支运动后，开封断陷在相对凹陷的地区发育了早、中侏罗世，它们一般规模不大，其分布相对独立、分散，盆地走向多为近EW或NWW向，属大陆内断陷盆地，即开封断陷早、中侏罗世盆地原型为局部断陷盆地。

中、下侏罗统厚0～850m，分布于济源、黄口、成武、鱼台凹陷，其中济源凹陷侏罗系分为下侏罗统鞍腰组和中侏罗统马凹组。鞍腰组厚300～460m，由深灰—灰黑色泥岩、粉砂质泥岩与灰色砂岩、灰质粉砂岩组成，其中深灰、灰黑色泥岩具备生烃条件；中侏罗统马凹组厚130～280m，上部主要由褐色、深灰、灰黑色泥岩及浅灰、棕红色粉砂岩、砂岩组成，下部为一套长石石英砂岩。济参1井鞍腰组厚为35m、义马组厚为244m、马凹组厚160m。黄口、成武、鱼台凹陷侏罗系中、下统为汶南组，厚850m左右，为一套紫色、灰紫色泥岩、粉砂质泥岩、含砾砂岩、砖红色中细粒砂岩。

晚侏罗世—早白垩世期间，周口地区的构造环境主要受控于大别造山带核部热穹的强烈隆升和郯庐断裂带、麻城—商城—夏邑断裂带的右行走滑以及复活的北西西延伸的左行活动的断裂的联合作用。周口断陷中、下侏罗统较少，厚度200～500m，主要见于周参10井、23井，岩性为深灰、灰黑色泥岩与灰—浅灰色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、砂岩及砾岩夹少量灰黑色碳质泥岩和煤层。其中，周23井碳质泥9m、煤6m；周参10井碳质泥岩88m、煤8m。另外，周22井、周26井可能存在中、下侏罗统。与上下地层角度不整合接触。周口断陷带南部东岳凹陷，周参6井中、下侏罗统地层主要为一套红色碎屑岩沉积，厚267.5m，在南部固始、淮滨、息县一带钻探的地质浅井也揭示了这套地层，岩性为一套紫红、暗红色泥岩与灰、灰白色泥岩互层，厚度大于500m。

合肥盆地位于华北板块的南缘，其南部边界为秦岭—大别造山带，东部以郯庐断裂带为界。三维埋藏史揭示，合肥盆地的中、新生代沉积演化历史受大别造山带和郯庐断裂带的共同控制，盆地沉积中心的迁移与大别造山带和郯庐断裂的活动密切相关。盆地内发育的中、新生代地层主要包括侏罗系、白垩系、古近系以及新近系，目前的最大沉积厚度超过10000m（王利等，2007）。侏罗纪为前陆盆地，沉积中心早期位于舒城凹陷，晚期位于郯庐断裂一侧，即丁集—肥东凹陷东部的肥东一带（图2.15）。仅安参1井钻遇下侏罗统（厚1261m），安参1、合深3井两口井钻遇中、上侏罗统，其中，安参1井钻遇中侏罗统厚2040.5m、上侏罗统厚366.5m，合深3井钻遇中、上侏罗统厚约1600m。侏罗系岩性以泥岩与砂岩呈不等厚互层为主，下侏罗统岩性主要为厚层砂质泥岩、泥岩夹薄层泥质粉砂岩，主要分布于盆地的南部，沉积中心位于舒城凹陷，最厚达2500m，向北逐渐超覆尖灭，尖灭线位于合深3井至合深6井一线。中、上侏罗统主要为紫红色泥岩、粉砂质泥岩与紫红色、灰色粉细砂岩组成不等厚互层，局部分别形成砂岩、泥岩富集段，合肥盆地以西的河南商城—光山地区出露的上侏罗统朱集组为一套砂砾岩粗碎屑沉积，厚度可达2000～3000m。推测这套侏罗系沉积在南华北地区南部（舞阳—合肥）属一个统一的断陷盆地，向北减薄（倪丘集凹陷现今残存侏罗系仅500余米）。其北侧为太康—蚌埠前陆隆起，推测侏罗纪时期其缺失沉积并很可能成为其南、北侧盆地的剥蚀物源区。在以济源为沉降中心的豫西及开封—黄口地区则主要表现为一套上三叠统合肥盆地以侏罗系的稳定克拉通型陆相沉积，以砂岩、粉砂岩夹泥岩为主，总体上沉积物粒度较周口—合肥前陆盆地要细，且其成分成熟度较高，以石英质砂岩占多。

白垩纪时期，大别造山带对该盆地的控制减弱不明显，而郯庐断裂带却发生了大规模的走滑拉张运动（Zhuetal.，2005），受其影响，合肥盆地也表现为走滑—拉分盆地特征。朱巷组是郯庐断裂带挤压挠曲凹陷沉积。新生代以后，随着郯庐断裂活动性减弱，大别造山带重新成为控制合肥盆地演化的主要因素和主要物源区（王利等，2007）。

从始新世中、晚期开始，太平洋板块运动方向再次发生显著的变化，板缘的俯冲、消减作用造成了地幔物质的调整和运动，引起板块内部不均衡升降以及岩浆活动。由于印度板块继续北移，青藏高原急剧隆升，对周围块体产生侧向挤压。华北盆地南部地区于渐新世末期整体隆升及遭受一定程度的剥蚀，从而形成新近系与古近系之间的沉积间断及角度不整合，这是喜马拉雅运动的主要表现。

至中新世，华北盆地南部地区普遍整体下沉，形成了新近纪华北盆地南部统一的大型坳陷型盆地，现今所谓的华北盆地南部也就是指该期盆地。本区新近系和古近系在全区分布广泛，厚度在平面上变化不大，沉积中心位于北西向展布的中牟—西华—周口一线，向两侧逐渐减薄，其中最大厚度可达2000m。

综上所述，南华北地区自震旦纪至新近纪经历了被动陆缘盆地—克拉通坳陷盆地—拉张/拉分盆地—伸展盆地的演化历史，即Z—₁古秦岭洋拉张，华北南部随之下沉形成被动陆缘；?₂—S古秦岭洋关闭，华北南部隆升；C₂—P₁古勉略洋扩张鼎盛期，华北南部下沉发育近海克拉通内聚煤坳陷；T_2—3大别造山，华北南部沉积区由南向北、由东向西萎缩；J—E叠加陆内分隔型盆地，沉积差异明显。

9. 山东省构造演化阶段划分

地球经历了46亿年漫长的演化历程，形成了现今海洋、大陆分异，地质复杂的自然状态。其演化的基本特征包括：演化历史的长期性和阶段性，物质组成和结构构造在时空尺度上的不均一性和非均变性，地球动力系统的复杂性，地质构造作用的多阶段、多类型、多成因、多级序性。中国大陆是欧亚大陆的重要组成部分，是全球构造演化的产物。中国现代大陆是由几个主要陆核经过漫长地质时期的发展、演化、拼接和改造后形成的，地质构造复杂，发展演化历史悠久，但地质构造演化具有明显的阶段性或多旋回性特点。程裕淇等将中国地质演化划分为陆核发展阶段（2600Ma以前）、陆块发展阶段（2600～800Ma）、陆缘发展阶段（800～205Ma）和陆内发展阶段（205Ma以来）4大阶段^[17]，认为陆核和陆块两个阶段属原始板块体制范畴，陆缘阶段属古板块体制范畴，而陆内阶段则属现代（近代）板块体制范畴。任纪舜等将中国大地构造演化划分为早前寒武纪地台形成（古元古代早期及以前）、晚前寒武纪地台形成（古元古代晚期至震旦纪以前）、古亚洲逐步形成（震旦纪至石炭纪）、中亚洲逐步形成（二叠纪至中侏罗世）、西太平洋及其沟、弧、盆逐步形成（晚侏罗世以来）5大阶段^[18]。李锦轶将中国大陆地壳的形成演化划分为太古宙—古元古代、中元古代—新元古代中期、新元古代晚期以来3个构造阶段^[16]

构造演化阶段划分是大地构造演化研究的基础，将复杂的地质过程分解为几个自然阶段研究，符合地质演化的阶段性规律，有利于复原地质演化的过程，反应不同时间段地质构造的特色。本文对山东省构造演化阶段划分的基本原则，一是尽量保持与大区域构造演化阶段划分相协调，二是与板块演化的地球动力学背景相吻合，三是与山东地质构造特征相结合，每个阶段都有各具特色的地质事件群，四是以主要构造层为单元，以重要的构造运动界面作为分界。

山东省位于中国大陆的东部，大地构造演化具有与中国大陆相似的阶段性演化特点。按照上述构造阶段划分的原则，将山东省构造演化大致分为四个演化阶段：早前寒武纪为不成熟陆壳向成熟陆壳转化和陆块碰撞拼合阶段，陆核、微陆块逐渐形成，伴随着华北各微陆块之间发生的碰撞拼合，构造岩浆活动强烈，地壳由不成熟的过渡型地壳（可能相当于玄武质-安山质基底）演化为成熟的花岗质地壳，花岗岩由TTG组合演化为GMS组合，基底固结并逐渐克拉通化，至古元古代末形成现在华北克拉通的基本格局；中新元古代为大陆裂解与聚合阶段，中元古代标志性地质事件是代表大陆裂解环境的基性岩墙群，新元古代标志性地质事件是同碰撞花岗岩和山东早期盖层沉积，为非全域的沉积盖层，新元古代中期，中国各陆块可能接近形成一个整体，形成原始中国大陆或古中国地台；古生代为海陆变迁阶段，是中国现代意义板块构造形成和剧烈演化期，山东构造演化受华北板块与扬子板块、西伯利亚板块对接碰撞的影响，经历了海陆变迁演化，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，为全域海相沉积，晚古生代，板块逐渐抬升，海水退出，转化为陆相沉积；中新生代为构造体制转折和岩石圈减薄阶段，山东大陆地壳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。白垩纪是中国东部岩石圈强烈减薄期，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。

10. 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。