中國古陸構造發(fā)展階段

1、 中國自始太古代開始孕育陸核以來，大致可劃分為古陸殼生長發(fā)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、中生代板塊活動與陸內構造時期等4個大地構造發(fā)展演化時期，特別是隨著陸塊的形成，于中晚元古代開始板塊活動以來，出現(xiàn)一系列重大的地質構造事件。太古代早元古代古陸殼生長時期 始太古代鞍山白家墳深成侵入巖的形成是我國已知最古老的構造熱事件，說明華北原始陸核已開始生長，塔里木陸核也在稍晚進入孕育時期。陳臺溝運動（任紀舜，1997）和遷西運動至中太古代末阜平運動，華北、塔里木也可能包括上揚子有陸核形成。這時陸殼已有一定剛度，于晚太古代五臺期和早古元古代滹沱紀時已開始有大

2、規(guī)模裂陷作用發(fā)生。此后陸殼繼續(xù)生長，至早元古代末經(jīng)呂梁運動中國早前寒武紀克拉通基本形成。其中華北陸塊已基本固結，塔里木陸塊也已初步成型。中晚元古代古板塊早期活動與中國古陸塊形成時期 中晚元古代時期開始了古板塊活動，經(jīng)裂解匯聚，中國古陸塊基本形成，也是羅迪亞超大陸的形成時期。四堡晉寧期1 中元古代早期裂谷期 華北、塔里木、揚子等早前寒武紀古克拉通離散，華北與揚子間有中元古代松樹溝等蛇綠巖帶發(fā)現(xiàn)，其間當有洋盆相隔。華夏早前寒武紀克拉通這時從揚子克拉通分離出來，出現(xiàn)了華南小洋盆。各克拉通內部或邊緣廣泛發(fā)生裂陷，華北陸塊北部形成了渣爾泰-白云鄂博裂谷帶，中部有太行-燕山裂谷帶，南緣有漢高-熊耳裂谷帶。

3、晉冀魯三省發(fā)育的巖墻群主要巖脈K-Ar年齡值1 680 Ma1 775 Ma。在塔里木板塊周緣如阿爾金北側和中天山地區(qū)的中元古界為含火山巖的砂泥質復理石，均屬不穩(wěn)定型沉積，揚子地區(qū)在早前寒武紀古克拉通的基礎上，大部分地區(qū)形成了巨厚的濁流沉積，在江南陸緣桂北、湘北有科馬提巖分布。華夏克拉通北緣及閩中的陳蔡巖群，馬面山巖群發(fā)育雙峰式火山巖，也形成于被動陸緣或裂谷環(huán)境。2 青白口紀晚期中國古陸塊的聚合與裂解 這一時期發(fā)生的四堡（晉寧）運動使揚子陸塊固結并與塔里木、華北陸塊相聯(lián)，揚子陸塊東南緣與華夏陸塊碰撞，從而拼為一體的中國古大陸基本形成，并很可能成為羅迪尼亞超大陸的成員（陸松年，2001）。 關于

4、這場運動的發(fā)生演化，在華南研究較詳。在四堡（晉寧）運動留下的區(qū)域不整合面之下的浙西雙溪塢群章村組鋯石SHRIMP年齡887188Ma，該不整合面之上的青白口紀晚世的板溪群、丹洲群底部或下部SHRIMP年齡分別為8148Ma、8198Ma（王劍，2000），贛東北藍閃片巖Ar-Ar 同位素年齡866148Ma（舒良樹等，1995）。同造山期的皖南許村、贛北九嶺花崗巖鋯石SHRIMP8U-Pb年齡分別為82388Ma、 81998Ma（李獻華，1998）。由此推斷造山時間約在850 Ma前后，也可能是Ridinia超大陸聚合之時。 Ridinia 超大陸開成不久，旋即伸展解體，進入強烈的火山裂谷期

5、，出現(xiàn)了勞亞、古中華、岡瓦納三大陸塊群。中國古陸塊分解成大大小小的碎塊，并使陸塊邊緣復雜化。根據(jù)前述的青白口紀晚世板溪群等一套火山裂谷相地層的SHRIMP年齡值，說明裂谷活動開始于820 Ma前后，即古中國陸塊和Ridinia 超大陸解體之時。這一時期在裂谷海盆形成了巨厚的火山濁流沉積，在陸塊邊緣則形成一套厚度不一的火山磨拉面堆積。約在810 Ma前后在陸塊邊緣地帶有一次強度不一的地殼抬升，贛東北廣豐地區(qū)有地層不整合出現(xiàn)。大約在800 Ma或稍后陸殼又一次隆升造陸，即青白口紀末的晉寧運動（），導致?lián)P子陸塊增生和進一步固化。南華紀三疊紀古板塊主要活動與中國古大陸鑲合時期 這一時期為古板塊活動最活

6、躍時期，出現(xiàn)了多島洋的古構造格局。根據(jù)此次匯集的我國大量蛇綠巖帶的分布表明，古生代蛇綠巖主要出現(xiàn)于中西部，自北向南天山至康西瓦昆中蛇綠巖帶時代為加里東、華力西期，喀拉昆侖松潘甘孜主要為華力西印支期，班怒帶及其以南的藏南地區(qū)為三疊紀白堊紀，而中國東部除完達山、臺灣一帶蛇綠巖為中新生代外，僅有的3條蛇綠巖帶屬四堡興凱期。這種時空分布特點，反映我國陸?！伴_”“合”的總趨勢，即大陸東部古板塊可能拼接較早，而西部在南華紀三疊紀“開”“ 合”頻繁。塊、弧、盆結構復雜，秦、祁、昆阿爾金一帶成為枝杈狀小洋盆。歷經(jīng)興凱（泛非）、加里東、華力西、印支運動用，最終鑲嵌成了歐亞大陸。興凱/泛非期1 南華震旦紀裂谷期

7、形成不久的中國古陸塊，這時解體成大大小小的陸塊，并使陸塊邊緣復雜化。由于古亞洲洋擴張，從塔里木、華北陸塊中分離出準噶爾伊犁、佳木斯松嫩微陸塊群。華北、揚子陸塊間也為海盆所隔，北秦嶺北祁連山、阿爾金一帶由于強裂離散形成枝杈狀小洋盆。阿爾金小洋盆北通古亞洲洋，使塔里木、華北陸塊分離。這時塔里木陸塊、柴達木、祁連微陸塊與揚子陸塊很可能相拼或相近，沉積特征相似，南華紀冰磧物主要分布于揚子、塔里木陸塊，而華北陸塊僅在西部的賀蘭山區(qū)有少量出露，震旦紀含磷層和早寒武世黑色頁巖也主要發(fā)育于上述地區(qū)。2 興凱/泛非運動 興凱運動主要見于阿爾泰和蒙、吉、黑地區(qū)。阿爾泰地區(qū)的震旦寒武系喀拉斯群與奧陶系不整合，有可能

8、為興凱運動的表現(xiàn)。額爾古納微板塊與松嫩、佳木斯微板塊可能于這一時期在新林與呼瑪一帶對接，形成了額爾古納斷裂帶震旦紀末的上庫力藍片巖帶和震旦紀末或寒武紀初的新林蛇綠巖帶。伊蘭牡丹江Ar-Ar年齡值為664.9 Ma、599 Ma的藍片巖帶，以及張廣才嶺、佳木斯地區(qū)年齡為638 Ma、614 Ma（程裕淇等，1994）的花崗巖類都可能為興凱運動的產(chǎn)物。泛非運動與興凱運動的時間相近，藏南地區(qū)的變質基底，初步認為形成于寒武紀早中世的泛非運動，但它們的構造活動特點還有待進一步的研究。加里東期 早古生代地殼繼續(xù)沉降，除岡底斯、喜馬拉雅等地區(qū)外，寒武紀時海平面上升達于高峰，同時進入了一個重要的生物孕育時期，

9、導致寒武紀初生物大爆炸。至奧陶志留紀開始了加里東運動，這是我國又一場波及范圍很廣的造山運動，各板塊又一次發(fā)生匯聚。天山興蒙造山系西東兩端聚合造山作用相當明顯。西部活動地帶主要是在阿爾泰至北天山一帶。北疆和內蒙額爾齊納旗奧陶志留系屬活動陸緣沉積的碎屑巖、火山巖夾放射蟲硅質巖。中、南天山則為塔里木北緣夾雜小型碳酸鹽臺地的深水沉積，僅局部夾火山巖。與上覆的泥盆系在阿爾泰天山為不整合接觸，在南天山則為整合接觸。其間有多條下古生界蛇綠混雜巖帶，中天山南緣有加里東期藍片巖、榴輝巖帶，表明北天山中天山一帶于志留紀末曾發(fā)生塊體匯聚，阿爾泰天山一帶曾發(fā)生廣泛的加里東期造山。在造山系東端額爾古納與喜桂圖一帶發(fā)生加

10、里東期造山，其中有伊敏河藍片巖帶。伊蘭牡丹江藍片巖帶第二次運動的變質事件時間為445414 Ma（Ar-Ar）；另據(jù)趙春荊研究（1996），佳木斯微地塊與華北板塊也在這一時期拼合。經(jīng)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(lián)為一體。 經(jīng)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(lián)。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。據(jù)地層記錄，華南海盆在寒武紀早世裂陷加劇，海水突然變深， 揚子陸緣臺地邊緣向NW大距離后退，在其東南斜坡帶形成非補償性深水黑色硅泥質沉積。奧陶紀時兩個古板塊開始匯聚，揚子陸塊內部隆起，出現(xiàn)了

11、黔中古陸，陸塊邊緣斜坡帶都逐步向ES方擴展或遷移。這時華夏陸緣的華南造山帶開始造山，造山帶花崗巖的年齡值集中在 410 Ma460 Ma，即為早奧陶世志留紀，上奧陶統(tǒng)含大量的礫巖楔。贛南鵝婆鉀長花崗巖等造山后花崗巖的測年多為380 Ma410 Ma，即頂志留世早泥盆世。大部地區(qū)不復有志留紀沉積，僅在造山帶前緣的贛西南地區(qū)發(fā)現(xiàn)有可能屬上志留統(tǒng)的灰色磨拉石堆積。在華南加里東造山時期，處于前陸盆地的江南地區(qū)，揚子陸緣斜坡帶在早志留世又轉回來向NW方移動，下志留統(tǒng)向黔中古陸上超，約在中志留世末最終使兩個板塊拼為一體，華南絕大部分（欽州海槽、滇東曲靖、麗江金平一帶除外）在中晚志留世上升為陸。華力西印支期

12、1 泥盆紀中二疊世華力西期 早期表現(xiàn)為古亞洲洋中西部和中國西南部古特提斯洋的強烈擴張，全國處于“西開東合”態(tài)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，包括與岡瓦納古大陸間的班公錯怒江洋，中國西南部出現(xiàn)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。全國地勢總體西低東高、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(qū)。天山興蒙造山帶是我國華力西運動的主要場所，西部阿爾泰天山地區(qū)的華力西運動具有多幕的特點，大部分地區(qū)泥盆系與石炭系均為海相或海陸交互相碎屑巖火山巖，厚度在萬米左右。二疊紀為陸相碎屑巖夾火山巖

13、。泥盆系、石炭系、二疊系間均為不整合接觸，代表華力西、幕。在南天山運動較弱的泥盆系至二疊系下統(tǒng)間均以碳酸鹽巖為主，二疊系中上統(tǒng)為陸相碎屑巖夾火山巖，僅泥盆系、石炭系間為不整合接觸。在伊犁盆地見二疊系上統(tǒng)含煤地層與中統(tǒng)陸相碎屑巖、火山巖間為不整合。該區(qū)晚古生代蛇綠混雜巖帶有10余條之多，內部微陸塊、小洋盆、島弧演化關系甚為復雜。根據(jù)南北生物群落的差異，洋盆于中二疊世末（華力西主幕）消亡于依林哈別爾尕西拉木倫一線，此后該區(qū)即入陸盆時期。 古特提斯洋約在中晚二疊世時已開始萎縮，昆南洋盆于中二疊世末先行消亡。根據(jù)龍木錯瀾滄江結合帶的晚古生代蛇綠巖、藍片巖帶推測，瀾滄江古特提斯洋也可能于這時閉合造山，岡

14、底斯印度板塊與揚子陸塊靠攏，岡底斯中二疊世淺海相碳酸鹽巖，含煤地層與揚子區(qū)地層特點已十分相近。華南欽州殘留海槽也于中二疊世末造山，并有同期花崗巖分布。2 晚二疊世三疊紀印支期 揚子西南陸緣的松潘甘孜、右江地區(qū)自晚古生代始一直是離散邊緣盆地、小型碳酸鹽巖臺地與深水槽盆硅泥質沉積并存。中二疊世晚期擴張加劇，形成了著名的川滇玄武巖流。三疊紀時印支運動開始活動，松潘甘孜、右江一帶轉變?yōu)閰R聚邊緣。印支陸塊由SW而NE的聚合作用，在右江地區(qū)留下完整的運動記錄，早三疊紀世盆地容納空間突然加大，形成較薄的非補償性灰泥質沉積，同時揚子陸塊上碳酸鹽巖臺地邊緣從黔南迅速撤退到黔中；早三疊世末中三疊世安尼期表現(xiàn)為盆地

15、沉降幅度顯著增大，形成了超補償型巨厚砂泥質濁流沉積，川南黔北出現(xiàn)盆緣隆起；從安尼拉丁末期，盆地沉降中心由廣西移入黔南，而盆緣隆起中心卻從川南移到黔中；中三疊世末，揚子陸塊碳酸鹽巖臺地南緣下沉，形成深水瘤狀灰?guī)r、鐵錳質灰?guī)r和泥砂質濁流沉積。至此右江盆地基本被填平。隨之發(fā)生了強烈的印支造山運動。這場運動是中國大陸一次“向心式”匯聚作用，地殼強烈收縮。經(jīng)這場運動我國大部地區(qū)海水基本退去，蓋層廣泛褶皺，并完成了與歐亞大陸板塊的鑲合。陸內造山作用有所增強，在我國北部作近SN向收縮，天山興蒙造山帶進一步受到擠壓。中央造山帶由于強烈擠壓又一次形成了高壓、超高壓變質帶。中國南方各板塊或地塊主要朝上揚子方向聚合

16、。在西南古特提斯洋漸次萎縮，金沙江洋盆消亡。據(jù)姚冬生提供的東南地區(qū)造山動力主要來自古太平洋方向，中三疊世末，主要造山范圍資料，近期發(fā)現(xiàn)揚子板塊西南緣陸相上三疊統(tǒng)與下伏下中三疊統(tǒng)呈明顯的區(qū)域超覆不整合接觸，印支運動在該區(qū)有明顯表現(xiàn)。華南地區(qū)造山動力主要來自古太平洋方向。中三疊世末主要造山范圍在華夏古板塊及欽杭結合帶兩側，中三疊統(tǒng)與上覆的晚三疊統(tǒng)煤系地層為角度不整合。在長江中下游以三疊紀末的印支運動第二幕南象運動較為明顯，但不很強烈。而與之毗鄰的大別造山帶印支運動十分強烈，兩地何以差別如此之大？推測大別造山帶是在燕山運動早期才長距離地推移到現(xiàn)位，在印支運動時可能距長江中下游稍遠。晚中生代以來現(xiàn)代板

17、塊活動與陸內構造活動時期 早古生代形成的歐亞板塊，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。根據(jù)雅魯藏布江結合帶內三疊系侏羅系中混有大量二疊系灰?guī)r外來巖塊和晚三疊世蛇綠巖的發(fā)現(xiàn)，雅魯藏布江洋盆在晚三疊世時已經(jīng)出現(xiàn)，即金沙江洋盆閉合之時。這時岡底斯拉薩地區(qū)是處于班公錯怒江與雅魯藏布江兩個洋盆之間的微陸塊。班公錯怒江特提斯洋自東向西由二疊紀、三疊侏羅世至早白堊世依次關閉，該洋盆南面噶爾納木錯小洋盆分支緊隨其后于早白堊世末閉合，岡底斯微板塊與歐亞板塊拼接。1 侏羅紀早白堊世燕山運動 這是一場具有重大意義的造山運動，波及范圍很廣。這時歐亞大陸板塊與古太平洋板塊和岡底斯印支板塊之間強烈相互

18、作用。同時陸內強烈收縮造山，對中國大陸進行了一次深層次的改造。已拼貼的西伯利亞、塔里木、華北、揚子、華夏板塊間近SN向的陸內壓縮，使天山興蒙、中央造山系強烈陸內造山，同時有南嶺陸內造山帶形成。 根據(jù)雅魯藏布江結合帶內三疊系侏羅系中混有大量二疊系灰?guī)r外來巖塊和林芝玉門晚三疊世蛇綠巖的發(fā)現(xiàn)，雅魯藏布江洋盆在晚三疊世時已經(jīng)出現(xiàn)，這時岡底斯拉薩地區(qū)是處于班公錯怒江，與雅魯藏布江兩個洋盆之間的微陸塊。班公錯怒江特提斯洋自東向西由二疊紀、三疊侏羅世至早白堊世依次關閉，該洋盆南面噶爾納木錯小洋盆分支緊隨其后于早白堊世末閉合，岡底斯微板塊與歐亞板塊拼接。 燕山運動的主要場所為包括中國東部在內的東亞地區(qū)，形成了

19、陸域廣闊的構造活化帶和包括臺灣在內的陸緣島弧造山帶。眾所周知，這場運動除了深入內陸腹地而外，且其運動擴展方向是從陸內向大洋方向遷移，運動啟動于陸內古板塊或微板塊結合帶、地殼拼接帶以及深斷裂帶。自北而南佳木斯松嫩微板塊、華北陸塊、華夏古板塊向W或NW方向強烈擠壓造就了NNE向大興安嶺、大行山以及雪峰、羅霄、云開等燕山早期構造花崗巖帶。華夏古板塊這時明顯沿欽杭古板塊結合帶向N、NW方向壓縮，據(jù)臺灣黑水地學斷面大地電磁資料該帶巖石圈劇增厚至300 km（袁學誠，1990），顯示這里是一條上地幔俯沖帶的殘跡。其他段落如今是地殼或巖石圈顯著的梯級帶，也發(fā)生了強烈的深部構造作用。同時古太平洋板塊的俯沖作用及其與大陸間相對左行走滑導致的構造作用也是顯而易見的。結合地震層析資料，燕山運動中晚期古太平洋板塊自臺灣玉里帶向陸內俯沖，前緣抵武夷山東麓，在北部可能到達松嫩微板塊以東地帶，時代推測為晚侏羅世至早白堊世?？梢哉J為中國東部大陸造山是陸內擠壓碰撞或俯沖與太平洋板塊陸緣俯沖的共同結果。 中國東部燕山期巖漿成礦大爆炸，時空上與運動的發(fā)展聚密相關。巖漿侵入與噴出活動在早中侏羅世開始出現(xiàn)，且主要啟動于陸內。晚侏羅世至早白堊世早期是鈣堿系列酸性火山巖噴發(fā)與酸性花崗質巖漿侵入活動最強烈時期，也是金屬成礦大爆炸的主要時期。至早白堊世中晚期堿長、堿性晶洞