中國的地質構造

A. 中國地質構造與成礦研究問題

按不同地質時代來研究中國礦床的形成和分布具有重要意義。盡管這項研究開始不久，且涉及問題十分復雜，但仍可能從中認識到中國大陸構造演化與成礦關系的一些趨勢，並從中對區域成礦研究提出新的問題。

中國太古宙地層基底主要分布在華北和塔里木，相當部分被後來地層主要是中新生代地層覆蓋。因此，重要礦床類型出露較少，其中鞍山式鐵礦、菱鎂礦、硼礦等少數礦種有重要經濟意義。

由於中國華北、揚子和塔里木三個地塊的面積較小，且長時期分離存在，因此，在前寒武紀時缺乏穩定巨型克拉通內部的重要礦床類型如大型鉻、鎳、銅、金等礦床，而只是在這三個陸塊的邊緣構造活動帶，如裂谷、深斷裂等環境，發育有較大規模的SEDEX型、VMS型礦床和岩漿型鎳、銅硫化物礦床。根據聯合古陸1450 Ma 時的再造圖(王鴻禎，1997)，華北、揚子和塔里木三個陸塊當時都位於赤道及低緯度線上，其構造動力環境和炎熱氣候條件對於SEDEX型和VMS型礦床的形成與分布可能提供了有利的地質條件。

古生代時期，中國各地塊仍分散游離，缺乏穩定的大型古陸的厚大地殼，重要的內生礦床較少。但由於幾個陸塊基本處在熱帶和亞熱帶區，氣候炎熱，雨量充沛，風化作用強烈而透徹，因此，沉積型鐵礦、鋁土礦床比較發育，而石炭紀和二疊紀的大型煤田也有其重要意義。

印支期是中國地質構造的重大轉折期，華北、華南和塔里木等陸塊完全匯聚，形成具有較強動力的復合大陸，開始有較大規模的中生代陸內構造岩漿活動，成礦物質也經歷了長時期、多階段的分異和在一段地區的相對集中，因而有可能開始發生大規模的成礦作用。在中國東部區域，由於東亞大陸與西太平洋各板塊的相互強烈作用，包括濱太平洋俯沖帶及其向西的遠程效應，在燕山期中晚階段，構造-岩漿-成礦作用發展到高峰，形成復雜多樣的中國東部構造-岩漿-成礦景觀。其形成的鎢、錫、銻、稀土等礦床眾多，且規模很大，形成了若干世界級礦床。而鐵、銅、鉛、鋅、銀、金、汞等除少數礦床外，一般都是較小規模且成礦組成復雜。這可能與中國這一復合大陸的變質基底礦源組成的復雜多樣性有關，也可能與東部構造域的淺表層次構造脆弱性、流體的多通道性有關。這些因素可能導致成礦流體和成礦物質的相對分散和小規模匯集，難以形成巨型礦床的宏大地質背景。

發展到喜馬拉雅期時期，中國大陸陸殼演化更為成熟，加上在巨型構造活動中軟流圈和岩石圈地幔流體及礦質的上涌和改造殼層作用，包括成礦物質在地幔中的再循環加富作用，致使在喜馬拉雅期這一較短時限內，形成較多數量的大型和超大型礦床，如青藏高原的岡底斯成礦帶的驅龍、三江成礦帶的玉龍、金頂、老王寨等礦床和台灣北部金瓜石礦床。在分析這種情況時，也應考慮到上述礦床的成礦深度較淺，且區域剝蝕程度適當這一有利條件。喜馬拉雅期礦床的「大器晚成」、「深度適當」又能被良好保存，這可能是青藏高原及西南三江地區等地區礦產資源潛力巨大，將成為中國21世紀新的礦業基地的一個自然地質原因。

B. 中國東部和西部的地質構造差異

中國的東部西部分界線為黑河-騰沖線，黑河騰沖之間連線以東的地方，在回中國區域地理上稱答為東部，以西的地方稱為西部。

• 東部大致包括地域上的東北地區、華北地區、中南地區和華東地區。

• 西部大致包括地域上的西北地區和西南地區。

  中國地形比較復雜。地勢西高東低，成三級階梯：

1. 西南部是「世界屋脊」，全球平均海拔最高的高原青藏高原，地勢最高，為第一階梯；

2. 以昆侖山脈、祁連山脈、橫斷山脈為界，向東向北下降為一系列高原和盆地，為第二階梯；

3. 在大興安嶺、太行山、巫山、武陵山、雪峰山一線以東多為平原，為第三

4. 中國山區廣闊，山地、高原和丘陵約佔全國土地總面積的三分之二。 長江為中國第一大河，其他主要河流有黃河、珠江、黑龍江、淮河等。

C. 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）。

D. 誰能分析一下中國的地質

中國地質構造的基本格局
關於中國地質構造的基本格局，李四光（、1973）、黃汲清等（1977）、任紀舜（1990、1997）、程裕淇等（1994），分別從構造體系和構造域兩個方面進行過概括和客觀描述。借鑒前人成果，結合此次編圖所取得的資料，認為中國的地質構造格局主要是板塊間相互作用與陸內構造活動的綜合反映，而板塊活動與陸內塊體再活動總是有一定的方向、方式和涉及一定地域，從而形成一定的構造體系域。這與構造體系和構造域的原義和范疇已不盡相同。強調板塊相互作用與板內構造活動都具有重要意義。現從構造形變的綜合形態、主體構造帶展向、復合關系及其動力體系角度，將全國劃分為古亞洲、特提斯、華夏—濱西太平洋、賀蘭—康滇等4個主要的構造體系域，它們東西橫亘、南北縱貫，東西約略對稱，並以上揚子地塊為中心構造結，構成了一幅大中華構造格架。
我國地質構造的一個顯著特點是斷裂構造十分發育，所編1:250萬地質圖上最主要的區域斷裂（表5-1）計89條（圖5-2），有45條屬發生過6級以上地震的活動性斷裂，他們分屬於不同的構造體系域，其中包括6條板塊結合帶和6條重要的微板塊結合帶和10條地殼拼接帶，多數有蛇綠岩帶、構造混雜岩帶發育。不少伴有規模較大的韌性剪切帶，其中有16條已發現有藍片岩帶。而含柯石英榴輝岩的超高壓變質帶主要在中央造山系發現。由於絕大部分具有較長的發育歷史和復雜的力學轉變過程，地質圖未能區分其屬性。
古亞洲構造體系域
該域包括任紀舜（1997）所劃分的古亞洲構造域，但范圍、時限更為廣泛，主要是還考慮了板塊拼合後的陸內造山作用。以李四光（1973）所劃分的3條巨型緯向帶為主體，還包括其間所鑲嵌的東西向排列的陸塊或地塊。這些構造形體總體循近東西向展布，中部約略向南彎曲或形成規模不等向南凸出的弧形彎滑構造，如淮陽弧、廣西弧等，並相伴有NEE、NWW向一對X型剪切構造。
該體系域主要發育於我國中北部，包括發育於晚元古代以來，定型於華力西期的天山—興蒙造山系和定型於印支期的中央造山帶以及其間的塔里木、華北陸塊。形成於燕山期發育於特提斯與華夏構造域之上的南嶺構造帶也是該域的新成員，以隆起—花崗岩帶為特徵，是陸內造山的產物。除此尚有一些規模較小的構造帶。
特提斯構造體系域
特提斯構造體系域為華力西、印支、燕山、喜馬拉雅期，特提斯洋迭次關閉，岡底斯—印度板塊多次相對向N或NNE方向聚合、碰撞造山形成的一個主體為NW向、中段為近EW向、東南段約略向南東撒開的反S狀弧形擠壓地帶，是總體為EW向的特提斯造山系在特定邊界條件下發生的構造畸變。其地域主要在中央造山帶之南，揚子陸塊以西的青藏高原地區，NW向的右江造山帶也屬該域組成部分。主體由一系列造山帶間夾羌北—昌都、羌南、岡底斯等長條狀弧形微陸塊組成，其中有一系列巨大的斷裂帶，亦呈反S狀，長達1 000～3 000 km余，多數伴有蛇綠岩帶、外來混雜岩塊或藍片岩帶，他們一般具有拉張、逆沖擠壓等復性特徵。東段兼有左行走滑和旋轉，南段顯示右行，其間的塊體有向SE擠出的趨勢。多數斷裂活動性較大，為地震多發帶。
金沙江－紅河斷裂帶全長3 000 km以上，北西段呈NWW向分為兩支：一支為羊湖—金沙江斷裂，發育西金烏金蛇綠岩帶，並有榴輝岩分布，在蛇形溝新發現有早二疊世深海放射蟲硅質岩；另一支為郭扎錯—若拉崗日斷裂，在藏北青南沿帶發育二疊—三疊系復理石、硅質岩、基性火山岩及二疊系灰岩外來岩塊，且有蛇綠岩殘塊及藍片岩。中段折向NNW至SN向，由金沙江蛇綠岩及含志留系—二疊系灰岩外來岩塊的泥礫混雜岩組成寬達30～40 km的強變形帶，以逆沖兼有右行剪切為特徵。南段經哀勞山延出國境，與越南黑水河消減帶相連，以逆沖兼有左行剪切為主，是一條對接於印支期的微板塊結合帶。甘孜－理塘斷裂帶為金沙江－紅河斷裂帶的NNW向分支，北段為逆沖左行剪切，南段以右行剪切為主，帶內有理塘蛇綠混雜岩和藍片岩、志留系二疊系灰岩的外來岩塊。
龍木錯—瀾滄江斷裂帶：西起龍木錯，過青海後轉沿瀾滄江南下，出境後與泰國清萊—馬來西亞結合帶連接。境內長2 800 km。西段於藏北加錯見蛇綠岩；雙湖地區也有藍片岩帶發育，南段有昌寧—孟連二疊紀蛇綠岩帶。可能是一條二疊紀晚世微板塊結合帶。
班公錯—怒江斷裂帶：前已述及，該斷裂帶西起班公錯，經改則、丁青轉怒江南下出境，中國境內長2 500 km。北西段分布有班公錯、改則、丁青、碧土、滇西三台山等三疊紀—白堊紀蛇綠岩帶和改則藍片岩帶；南段與瀾滄江之間的昌寧—孟連二疊紀蛇綠混雜岩帶，現歸於瀾滄江帶，但與怒江帶有何聯系，還值得研究。除此，伴有木嘎崗日群（J）含放射蟲硅質岩—復理石，顯示洋殼自北而南俯沖，岡底斯向北仰沖。結合帶最終對接於侏羅紀至早白堊世初。該斷裂帶南側此次新釐定的噶爾—納木錯斷裂帶，沿帶有6處蛇綠混雜岩和放射蟲硅質岩—復理石分布（K1），還可能與波密地區迫龍藏布蛇綠岩帶相連。小洋盆閉合於早白堊世末，斷裂帶顯示自南向北俯沖。
雅魯藏布江斷裂帶：沿印度河—雅魯藏布江河谷展布。自薩嘎以西分為南北兩支。東端在墨脫形成大拐彎出境，中國境內長1 700 km，寬幾至幾十千米。其北為岡底斯白堊紀—始新世火山弧，以南發育弧前盆地復理石楔。有雅魯藏布江蛇綠岩帶、放射蟲硅質岩、泥礫混雜岩和藍片岩分布。最近在林芝玉門有三疊紀蛇綠岩帶發現，說明洋盆在三疊紀已經出現，對接於白堊紀未。斷裂帶為自南向北俯沖。
道孚—康定、紫雲—南丹、右江等NW向斷裂以擠壓兼有左行走滑為特徵。道孚－康定斷裂帶也稱鮮水河斷裂帶，自二疊紀以來長期活動，中新世後左行走滑總距達80～100 km（許志琴，1997），南延有可能與小江斷裂帶相接，是一條地震活動頻發帶。
在喜馬拉雅造山帶有定日—洛扎斷裂、喜馬拉雅主中央斷裂和主邊界斷裂，為一組向南凸出的逆沖推覆斷裂系。喜馬拉雅主中央斷裂向北緩傾，傾角30°左右。主邊界斷裂帶北側的古老地層向南逆沖於山前的西瓦里克群（N＋Q）之上，顯然是印度陸塊向北俯沖的產物，其形成時代為10 Ma～22 Ma（潘桂棠面告）。同時伴有強烈的伸展作用：高低喜馬拉雅之間的藏南拆離帶，大規模向NE滑脫，向東至墨脫與雅魯藏布江斷裂帶疊接，形成時代為12 Ma～21 Ma（潘桂棠面告）。沿北喜馬拉雅構造帶由拉軌崗日群組成一條穹隆群，最近區調證實是伸展環境下發展起來的一串變質核雜岩構造。在岡底斯地區垂直造山帶有多條近於等距的SN向地塹或張裂帶，最近區調發現，其中當窮錯—許如錯地塹有中新鹼性世火山岩、侵入岩（26.1 Ma），申扎打個隆弄巴溝口SN向斷裂，為一強地震活動帶，它們也與印度陸塊的嵌入、高原隆升背景下的陸內伸展有關。
華夏—濱西太平洋構造體系域
任紀舜等將中國東部劃歸由在太平洋—太平洋動力體系形成的環太平洋構造域。程裕淇等則分為由揚子、華夏兩個古板塊相互作用形成的古華夏構造域和燕山期以來由歐亞板塊和太平洋板塊相互作用形成的濱西太平洋構造域。根據1∶250萬地質圖編圖資料，對古太平洋構造所知尚少，故在前人劃分基礎上稱為華夏—濱西太平洋構造體系域。華夏構造域地域限於中國東南部地區，濱西太平洋構造域則擴及整個東亞地區。華夏古板塊與揚子古板塊的相互作用，主要由南向北和由東向西以及由南東向北西的擠壓碰撞，自四堡運動至加里東運動完成拼合。印支、燕山運動時期兩個古板塊又發生強烈的陸內擠壓嵌合作用。加里東造山運動時期華南造山帶先自南向北不均一仰沖推覆，後自東向西仰沖拼貼，奠定了該區構造輪廓。形成了總體為NE向、中段為EW向的反S狀的江南地塊和反S狀欽—杭結合帶以及反S狀羅霄—北武夷—會稽山加里東期前緣褶沖帶，也可能是EW向構造帶在特定條件下的一個變種。除此，還發育有稍晚的近南北向疊加褶皺和一些更晚的NE向的褶皺帶、斷裂帶。該構造體系域的NE向反S構造帶與特提斯構造域的NW向反S構造帶在中國南部圍繞四川盆地，約略呈犄角之勢，只是前者規模略小，不完全對稱。
燕山運動以來，由於陸內收縮和歐亞板塊與古太平洋板塊相互作用，形成了東亞濱西太平洋構造體系域，主要包括遼闊的中國東部陸緣活化帶、完達山造山帶和台灣造山帶以及東南海域，在東部陸區疊加改造中國東部的華夏構造體系域與古亞洲構造體系域，形成了一系列NNE向的隆起—岩漿帶和松遼、華北等大型盆地，其間發育一系列的NNE向巨大的斷裂帶，包括大興安嶺—太行山、嫩江—青龍河、濟寧—團風、鎮江—廣州、麗水—海豐、長樂—南澳、台東縱谷、台灣中央山脈、台西山麓等斷裂帶，也捲入了狼山、彌勒—師宗、撫州—遂川等NE向斷裂，重要的有30條，不少斷裂的一些段落並不連續，呈左行側列排列，其性質以逆沖兼有左行走滑為主，且以自SE向NW仰沖居多。他們在晚白堊世時大部分轉化為正斷層，局部發生位移不大的右行走滑，其中以汾渭斷裂帶控制的「之」字狀地塹系最為特徵。台灣的一束NNE向斷裂在新近紀以來作疊瓦式向西逆沖，至今仍有活動。
該域著名的郯廬斷裂系縱貫中國東部，它是中生代以來在一些古斷裂的基礎上發展起來的，以郯廬斷裂帶為主幹，南北均有一些分支，形成一個具有成生聯系的斷裂系統。居於中段的郯廬斷裂帶由一束平直的走滑斷裂組成，斷面向E陡傾，在其兩側變形特點有明顯不同。東盤以長距離牽引拖曳為主，斷續出露的青白口紀張八嶺群、南華—震旦系及古生代地層，在廬江、張八嶺一帶呈NNE走向，向北逐漸向東偏轉，至蘇北宿遷—泗洪、響水—淮陰一帶轉為NE、NNE向。總體呈NE—NNE向大型弧形構造，其間可能有一些規模較小的拉斷現象，顯然具牽引弧特點。至於肥東地區出露於郯廬帶中的闞集岩群、肥東岩群等中深變質構造岩片，這些古老硬脆的塊體，很可能是走滑錯斷的碎片。還需要說明的是在郯廬斷裂帶的南部廣濟、宿松等地斷裂兩側的震旦紀及早古生代地層大致呈由NWW向轉為NE向的弧形，平移錯動不顯著，說明郯廬斷裂帶南部是在一個向南凸出的弧形構造基礎上發展起來的，最大走滑拖曳部位在郯城、廬江一帶，向南逐漸減弱消失。郯廬斷裂帶的西盤構造帶與構造線主要為NWW至EW向，與走滑斷裂帶直交，不具拖曳特點，出現巨大斷距。郯廬斷裂帶南端達長江北岸，與揚子陸塊北緣逆沖斷裂帶以及大別推覆體前緣斷裂帶同時終止廣濟附近，即他們具有共同終點。由此不難設想郯廬斷裂帶西側的深層俯沖和大推覆與郯廬斷裂帶的大平移有密切的成生聯系。平移作用導致和加強了西側華北陸塊的深層俯沖和大別塊體向南擠出與推覆效應。而推覆與俯沖是以郯廬斷裂帶為邊界條件，並使走滑斷裂帶隨推覆同步發展延伸。這種走滑與推覆的聯動現象在中國東南部已有多處見到。郯廬斷裂系南延部分的廬江—懷寧斷裂，平移距離很小，該斷裂在湖口與贛江斷裂帶相接後，因九嶺疊瓦式逆沖推覆帶沿其西側向SSW方向推移，使其平移特徵得到顯著加強，以後形跡斷續零星，至粵西地區主要是遷就利用了較古老的四會—吳川斷裂帶，又有所加強。郯廬斷裂系北段為舒蘭—依蘭斷裂帶和敦化—密山斷裂帶，斷裂走向也向NE偏轉，左行走滑作用明顯減弱，敦化－密山斷裂後期右行走滑則比較明顯。根據地質依據和大量定年數據，郯廬斷裂帶啟動於三疊紀末（2088Ma～245 Ma）（王小風等，2000），強烈走滑於侏羅紀—早白堊世（100 Ma～208 Ma），晚白堊世至古近世為伸展期，新近紀又有一些擠壓或右行走滑。斷裂帶西側大約也在印支期發生了華北陸塊向南俯沖，處於中下地殼的大別山「山根」受到擠壓深層發生超高壓變質，開始擠出，在中部層次形成低溫高壓藍片岩帶。於侏羅紀時岩塊大規模向南逆沖推覆，在白堊紀時大別山體開始隆升，周邊斷陷。東南沿海的長樂—南澳斷裂帶走滑剪切的時限集中於100 Ma～120 Ma（舒良樹，2000）。所以中國大陸東部的NNE向走滑作用啟動時間有所不同，但均結束於100 Ma前後。
除此，在東南陸緣還發育一組NW向張裂帶，斷裂形跡斷斷續續，向陸內逐漸閉合，沿帶發育中新生代火山、斷陷盆地和成串的火山機構及小型侵入體，沿九江－寧德、會昌－雲霄斷裂帶有中酸性同熔型斑岩、次火山岩或晶洞花崗岩分布，具深張斷裂特點。沿海的晶洞花崗岩沿九江－寧德斷裂帶達贛東北的靈山。
賀蘭—康滇構造體系域
該域主體縱貫我國中部，包括賀蘭山、康滇、黔中一帶的褶皺帶和斷裂帶，以及近SN向的鄂爾多斯盆地，松潘—甘孜造山帶東部以及四川盆地。該體系域居我國地質構造的中軸，而上揚子古陸塊（現四川盆地），則是多體系聚合施壓的穩定核心，構成中國的中心構造結。其西面是「北、西雙向」擠壓而成倒三角形的松潘—甘孜褶皺區（許志琴，1997），北、東、南三面為大巴山、江南、川南等弧形褶皺帶所圍繞。從深部構造看我國地殼西厚東薄，西南特厚、東南特薄，而該域地殼厚度為38～45 km，大致代表我國地殼的平均厚度，恰為「中性」的過渡帶（程裕淇，1994）。
該域有7條重要的斷裂帶，均為地震活動的敏感地帶。北端的鄂爾多斯斷裂帶，走向SN，向西陡傾，晚侏羅世—早白堊世時向E逆沖，東部相對下降，最大降幅可達800 m。中南段有著名的龍門山、箐河和小金河逆沖推覆斷裂帶，屬松潘—甘孜造山帶的前陸逆沖推覆系統。南段於康滇地塊發育3條近SN向斷裂帶，長度均為500～600 km。自西向東依次為綠汁江、安寧河以及小江斷裂帶，同為左行逆沖推覆斷裂帶，都是二疊紀玄武岩的噴溢通道，地震活動由西而東依次減弱。
上述格局說明該構造體系域主要是陸內近東西向擠壓和特提斯構造動力體系與華夏—濱西太平洋構造動力體系復合聯合作用的結果，同時還受到了古亞洲構造動力體系的復合影響。
以上四大構造體系域各具特點，同時又互相遷就、互相改造、互相干涉、互相疊加，形成我國復雜而有規律的構造面貌。
除此，近期限的一些調查資料表明千山帶內部先後的褶皺變形可以平行造山帶發生疊加，但也可以近乎直交。如江南地區四堡期限第1期褶皺帶為近SN向，第2期即主體褶皺為近EW向；贛中武功山區加里東期第1期褶皺帶為近EW向，第2期即主體褶皺為近SN向；湯家富也報導了（2003）安徽滁州、和縣、巢湖一帶印支期限早期褶皺為NWW向，後期為NE向，均近直交。這也可從板內構造活動和板塊碰撞兩種作用得到期解釋，是否如此，值得進一步研究。

漂移的大陸（2）(圖)

擴張的海底和活躍的板塊
30年後，隨著人類認識大陸向大洋挺進，地質學在洋底資料方面獲得了前所未有的巨大進展。大陸漂移學說也從中獲得了強大的生命力，以新的姿態煥發青春，終於戰勝了固定論，成為現代地質學的理論支柱。
50年代以來，科學家採用先進的科學技術對海底地貌進行了廣泛而精確的測量，發現大洋底並不像以前所想像的是平坦的，而是在存在著貫穿洋底的巨大海底山脈即洋中脊，它綿延各大洋達幾萬公里。在洋中脊的頂部為一連續的破裂帶。此外還發現了深海溝、斷措帶、海底平頂山及其分布特徵：深海溝與洋中脊大致平行，斷措帶垂直切割洋中脊，海底平頂山則按年代在垂直洋中脊的方向上排列成行。
面對這些新發現的科學事實，美國地質學家赫斯和迪茨分別於1961年和1962年借用地幔對流理論提出了海底擴張學說，認為地幔物質從洋中脊的破裂帶上涌冷卻形成了洋中脊。由於地幔對流，牽引著大洋地殼從破裂帶兩側向相反的方向運動、擴張，當遇到大陸地殼時就插入大陸地殼底下重又形成地幔物質，參加下一個循環的運動。當大洋地殼與大陸地殼碰撞下插時，使大洋地殼消減而形成深海溝，使大陸前緣受擠壓抬升而形成山脈或島嶼。據推測，大洋地殼全部更新一次約需1.5億年時間。所以海洋不是永存的，大陸也並非固定不動。比如，大西洋就是形成於聯合古陸內部的新生大洋，擴張著的洋底推動鄰接大陸向兩側漂移，大西洋便不斷展寬。而太平洋原來是聯合古陸以外的古老大洋，岩石圈一邊在脊頂生長，一邊在海溝俯沖潛沒，不斷的更新。古老的太平洋具有年青的洋底。聯合古陸的的分裂與大陸四散漂移，實際上是大西洋、印度洋新生和擴張的結果。大陸不是獨立地沿著洋底漂移，洋底與大陸一樣也在移動。海底擴張是大陸漂移的新形式。
對於這種學說，洋底廣泛發育的條帶狀磁異常現象提供了重要的證據。對古地磁的研究，是五十年代後期興起的一門新學科。它是從在億萬年前形成的岩石中保存下來的剩餘磁性，分析出大量有價值的地球運動資料。因為磁性有穩定的方向性和強度，對它的研究可以推斷出遠古時地塊的位置。1963年，科學家瓦因和馬修斯在海底擴張說的基礎上提出解釋海底條帶狀磁異常的新模式。他們認為在地幔物質沿著脊軸上涌，冷凝成新洋底的過程中，新生岩石圈會沿當時地球磁場的方向被磁化。大量調查表明，洋底正、負磁異常條帶的寬度與地磁場轉向年表中正極向、反極向期的時間間隔成正比關系，從而證實了海底擴張學說與他們自身提出的模式的正確性。
海底擴張說的提出，不僅使大陸漂移學說以新的形式重新活躍起來，而且引起了科學界的廣泛興趣。它為大陸漂移提供了動力的解釋。海底擴張說的提出以及深海溝的事實向人們提示，地球表面的岩石圈即地殼並不是完整的連續體，而被分隔成若干塊體。1965年，加拿大科學家威爾遜建立了「轉換斷層」概念，並首先指出，連綿不絕的活動帶網路將地球表層劃分為若干塊剛性的板塊。1967年到1968年期間，法國地質學家勒皮維和美國的摩根、麥肯齊及帕克將轉換斷層概念外延到球面上，定量的論述了板塊運動，確立了板塊構造說的基本原理。1968年，美國的艾薩克斯、奧利弗和塞克斯進一步闡述了地震與板塊活動之間的聯系，並將這一新興理論稱作「新全球構造」。按照這種學說具體說來，板塊是指由地震帶所分割的內部地震活動較弱的岩石圈單元。由於板塊的橫向尺度比厚度大的多，因此而得名。狹長而連續的地震帶勾劃了板塊的輪廓，它是劃分板塊的首要標志。全球地殼共分為六大板塊：歐亞板塊、美洲板塊(有人將它進一步劃分為北美板塊和南美板塊)、非洲板塊、印度板塊(或稱為印度洋板塊、澳大利亞板塊)、太平洋板塊和南極洲板塊。同時，根據地震帶的分布及其它標志，人們還繼續劃分了納斯卡板塊、科科斯板塊、加勒比板塊和菲律賓海板塊等次一級板塊。板塊的劃分並不遵循海陸界線，也不一定與大陸地殼、大洋地殼之間的分界有關。大多數板塊都包括大陸和洋底兩部分。太平洋板塊是唯一基本上由洋底岩石圈構成的大板塊。
板塊學說較為成熟的解釋了一些原先大陸漂移學說面臨的難題。板塊底下是處於半熔融狀態的上地幔物質，稱為「軟流層」，「軟流層」的對流為板塊運動提供了動力。當兩個板塊相遇碰撞時就擠壓隆起形成山脈，如喜馬拉雅山就是古印度洋板塊與歐亞板塊碰撞隆起而形成的。板塊之間的相互作用就是全球地殼構造運動的基本原因。板塊構造理論認為，不同的板塊可以結合為一體，同一板塊也可以分裂向不同方向移動，中間形成新的大洋，例如大西洋就是這樣形成的，而且人們預測，紅海、東非裂谷和加利福尼亞灣都在不斷分裂，正孕育著新的大洋，而太平洋則正在縮小。
實質上，板塊構造理論就是大陸漂移理論在新的歷史條件下的新的表現形式，它為經典大陸漂移學說提供了新的理論根據。它從大陸和大洋的全球規模來研究地球歷史，將人們傳統上加以割裂的大陸和海洋研究統一起來，不再是單一的以大陸的研究來推測海洋的發展，克服了經典理論的局限性。板塊構造理論能夠很好的解釋一些地質現象，不僅在說明地球基本面貌的形成和發展中取得了極大的成功，而且為人們建立新的地球史觀開辟了廣闊的前景，最終確定了人們地球史觀的活動論，徹底摧跨了固定論的束縛，成為現代地質學和地球史觀的理論基礎。
有力的證據
大陸漂移學說、海洋擴張學說和板塊學說事實上是辨證統一的學說。作為本世紀最重要的學說之一，它們從問世至今雖然在全球范圍內得到肯定，但仍受到少數人的質疑。然而有許多的發現可以為它們提供強而有力的證據。
首先是這一學說較好的解釋了地震的成因，即岩石圈板塊之間的相互運動造成了地震。地震活動也似乎支持這種觀點。科學家們認為，太平洋板塊向周圍大陸板塊的俯沖，印度和阿拉伯板塊與歐亞大陸板塊的碰撞，形成了環太平洋地震帶和喜瑪拉雅——地中海地震帶。事實上，全球發生的大地震百分之九十五以上都來自於這兩大地震帶。
其次，這一學說還可以用來解說其它地質現象。如本世紀日本和菲律賓的火山爆發，科學家們就說都是由地殼板塊運動引起的。大洋板塊同大陸板塊在太平洋的邊緣部分發生碰撞，大洋板塊被推向地殼下面，而大洋板塊里的固體物質被地幔里的高溫熔化或煮沸而變輕，再被推向上面以灰塵、煙霧和熔岩噴發到大氣里。還有，科學家們通過測定發現了一些數據。比如，科學家們發現，大陸板塊每年都以一定的速度在移動著，並且這一速度可以達到每年20厘米；還有我國和日本應用發自宇宙的電波進行的聯合研究揭示，日本茨城縣鹿島町與中國上海市的距離，由於地殼變動每年縮短2.9厘米；而科學家們發現歐亞大陸板塊在與鄰近板塊互相碰撞、擠壓作用下，每年平均上升約0·2——0·5厘米。據此可以推測，台灣海峽約在1.5萬年後變為陸地，祖國的寶島台灣將與祖國大陸在地理上合為一體!
世紀末的1999年，我國科學家在「世界屋脊」青藏高原上首次發現了一種環境敏感度極強的甲殼動物--新型介形蟲活體。介形蟲具有不遷移性，特定的介形蟲只適合在特定的環境中生存。而這些被稱為「馬氏唐古拉介」的小蟲被發現的位置，正好位於青藏高原的第二縫合帶——班公錯-怒江縫合帶上，這條縫合帶是大約在1億多年前的大陸碰撞、小洋盆地消亡後形成的，橫亘在西藏中部。因此，新型介形蟲的發現，很可能是大陸碰撞的「活證據」。也就是說，1億多年前，這些現存介形蟲的「祖先」就隨著印度板塊從非洲大陸分離並來到這里「定居」。
如此種種，不勝枚舉。
大陸漂移理論從其經典形式到海底擴張說，再發展成為板塊構造理論，經過幾代人不懈的努力，走過了大半個世紀，完成了它理論發展的三部曲，終於實現了地質學和地球史觀的偉大變革。它在探討山脈和海洋的成因、地震活動、礦帶分布、古氣候狀況、生物演化等各個領域都發揮著巨大的指導作用。然而歷史是不可逆轉的，人類在其短暫的歷史中無法親歷地球上動輒上億年形成的地質現象。站在青藏高原這一世界屋脊上，我們感慨曾經波濤洶涌、一望無際的大海在地殼劇烈運動中一去不復返，只能通過一塊塊海洋生物化石，一群群斷裂扭曲的山脈和一堆堆大大小小的鵝卵石，來領略昔日大海的風采。
面對滄海桑田的變遷，人類不能不為大自然的力量所折服。大自然用它的巨筆不停的在地球上作出了一幅幅令人嘆為觀止的畫卷，無時不刻的改變著地球的容顏。誰能知道，明天的地球將會是怎樣的呢？

E. 中國西部的地質構造

中國 西部地區由於受印度板塊與歐亞板塊南北方向：向擠壓作用的影響，區域構造版線呈近東內向權或北西西向，山系與低地相間、多發育擠壓性質的大型坳陷沉積盆地，如其北部（昆侖山以北，亦稱西北地區）的准噶爾盆地、塔里木盆地、柴達木盆地、吐魯番盆地和河西走廊一帶(包括酒泉盆地，亦稱走廊盆地)，合稱四盆一走廊。另外還有走廊以北的阿拉善三角形地區(包括潮水、銀根、巴音浩特、巴丹吉林等盆地)。南部包括西藏全部，並涉及青海省南緣和雲南省西南緣（滇西）。這些沉積盆地多屬山前或山間的大型坳陷盆地，形成時間旱，經歷過分異、疊加等長期演化。此外，尚有少數山間斷陷小盆地，由於這些盆地四周山地上升快、地勢高，風化剝蝕快，產生大量粗碎屑風化產物，盆地沉降快但充填也快，常處於補償或過補償狀態。另外，許多盆地形成時期節，沉積時間長，故沉積厚度大，粗碎屑物質多，河流相和洪積相很發育，湖泊面積也大，但變化快、湖水較淺，深湖區的比例小。另一特點是西部地區的地殼厚度大，一般40～50公里，最厚處達70公里，地溫悌度低，2～2.60/100甚至更低

F. 中國地質構造類型與礦產資源分布的關系

東北邊疆省份：黑龍江，吉林，遼寧；
北部邊疆省份：內蒙古自治區；
西南邊內疆省份：西藏自治區；容
南部邊疆省份：雲南省，廣西壯族自治區。

廣東臨海 故不是 邊疆是指兩國間的政治分界線或一國之內定居區和無人定居區之間寬度不等的地帶。 也就是與別的國家接壤的,廣東沒有與其他國家接壤 所以不是

G. 中國四大高原的地質構造是什麼

一般沒有說高原地質構造的。形成高原因素不同，多是地殼運動，大陸架邊緣。比如青藏高原就在大陸塊邊緣。

H. 中國的地質構造復雜，處於什麼板塊

我國大部分地區位於亞歐板塊，還有部分位於亞歐板塊與印度洋板塊交界處（西藏、雲南西部），亞歐板塊與太平洋板塊交界處（台灣、福建沿海）。

I. 中國南方的地質構造

中國南方地質構造
在中國南方，明顯的存在著兩個系統的地殼波浪：一是環太（平洋）構造帶和與之類平行的一系列外太構造帶以及夾在其間的那些波谷帶。一是地中（海）構造帶和與之類平行的一系列古地中構造帶以及夾在其間的那些波谷帶。二者的相互交織使中國有規律地呈現出斜方網狀構造格局。在大的斜方網格中，還有次一級、更次一級的斜方網格，把中國地殼次分、再次分為更小的以至顯微塊體。在中國的這種斜向構造網路之中，還可以看到疊加著一些遷就斜向構造而成的正向構造帶。這種以斜向交織的構造網路位置，有近東西及近南北的構造疊加其上的鑲嵌構造格局，不僅是近代地殼構造的特點，而且早在元古代就已具雛形。只是在一個地史時期以某一組斜向為主，到另一時期則以另一斜向為主。構造帶的具體部位也隨著地史發展不斷遷移，但總的格局無太大變化。
波浪狀鑲嵌構造說的實踐意義，在於它所強調的地殼運動的波浪性以及不同系統地殼波浪的交織。多年來，地質界普遍注意到了「等間距」問題，即：無論造山帶、沉積窪陷帶的展布，或是斷裂帶、岩漿岩帶、變質帶的分布，都具有似等間距性，從而與之密切相關的各類礦產的分布也具有似等間距性。波浪狀鑲嵌構造說用波浪運動的根本特性對「等間距」問題作出了合理的解釋。並利用不同級別的地殼波浪有著不同級別的似等間距這一特點，可以在已知若干礦點的基礎上推斷未知礦點和成礦有利部位，或在裸露礦床的基礎上推斷隱伏礦床，以減少普查和勘探工作的盲目性。不同系統地殼波浪的交織，使地殼的不同部位基本上顯示出三種不同的地質特徵，從而與之相應地發育著不同的礦產資源。兩個系統的波谷帶相交，形成較大的窪陷，即構造網眼中的地塊，多為含油氣盆地，其邊部多有煤田可供開采；波峰帶與波峰帶相交，形成較高隆起，即構造網的網結，多為構造較復雜的山塊，構造作用強烈，岩漿活動、變質作用發育，多內生及變質礦產；波峰帶與波谷帶相交，即構造網的網線部位，隆窪程度因具體情況而異，多形成以波峰方向為主導構造方向的交織，決定著油田的具體位置；復雜山塊和構造帶內次一級活動帶的交叉網點，是內生金屬礦生成的有利部位；構造帶邊部及內部窪陷地帶，對成煤和沉積成因金屬礦都較有利。波浪狀鑲嵌構造也同地震有關。中國歷史強震震中基本在兩組斜向構造帶內或沿其邊部周期地、交互地作跳動式遷移。在一段時期內，地震以沿北東向活動為主；到另一時期，則以北西向活動為主。構造交叉部位，一般是地震活躍部位，但也有某些交叉部位，表現出特長的地震活動周期，這都屬於地殼波浪的干涉現象。

J. 中國區域地質結構復雜

中國大陸和海域北鄰西伯利亞板塊，西南為印度板塊，東部和東南部為西太平洋正在發展的溝、弧、盆系，地殼結構復雜。中國大陸和海域是西伯利亞板塊、華北板塊、塔里木板塊、揚子板塊、印度板塊和太平洋板塊等長期相互作用下形成的由眾多微、小陸塊多期次拼合而成的復合體。

在西伯利亞板塊、印度板塊、太平洋板塊之間分布有塔里木、中朝、揚子3個較大的板塊和53個微陸塊，均具有前寒武紀基底。其中從西伯利亞板塊分離的微陸塊有5個，從岡瓦納大陸分離的微陸塊有6個，其餘42個微板塊屬古中華陸塊群，其中38個在中國大陸境內，占東亞微板塊群的70%（圖3-1）。

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（圖3-2）。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，其中，1000 M a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。

以塔里木、中朝和揚子等中小板塊為主，微陸塊群發育，是中國大陸構造最基本的地質特點，與全球其他大陸構造有顯著差異，並控制了顯生宙以來的地史演化。

圖3-1 東亞主要構造圖（據任紀舜，1999修改）

圖中數字（1-53）為捲入造山帶中的微陸塊編號

親西伯利亞陸塊群：1—巴爾古津；2—雅布洛諾夫；3—圖瓦—蒙古；4—艾瓦拉；5—中蒙古—額爾古納；古中華陸塊群：6—卡拉庫姆；7—克孜勒庫姆；8—科克切塔夫；9一伊塞克；10—巴爾喀什—伊犁；11—准噶爾；12—吐魯番；13—達里甘嘎；14—扎蘭屯；15—鄂倫春；16—結雅；17—敦煌；18—星星峽；19—旱山；20—雅干；21—托托尚；22—錫林浩特；23—松花江；24—布列亞—佳木斯；25—興凱；26—西昆侖中央；27—甜水河；28—阿爾金；29—金水口；30—冷湖；31—歐龍布魯克；32—中祁連；33—東秦嶺中央；34—武當；35—大別；36—蘇膠；37—京畿；38—昌都；39—若爾蓋；40—中咱；41—印支—南海；42—雲開；43—浙閩；44—嶺南；45—飛彈；46—北上山；親岡瓦納陸塊群：47—巴達赫尚；48—羌塘；49—中緬馬蘇；50—拉薩；51—喜馬拉雅；52—黑瀨川

圖3-2 中國構造分區示意圖

I—西伯利亞板塊：I₁—准噶爾—興安造山帶（包括松嫩、准噶爾、佳木斯微板塊）；I₂—完達山造山帶；Ⅱ—塔里木克拉通：Ⅱ₁—天山造山帶（包括伊犁微板塊）；Ⅱ₂—塔里木板塊；Ⅱ，—阿爾金造山帶；Ⅱ₄—中央造山系西昆侖造山帶（北）；Ⅲ—華北板塊：Ⅲ₁—赤峰造山帶；Ⅲ₂—華北克拉通；Ⅲ₃—中央造山系北部（包括柴達木微板塊與祁連、北秦嶺造山帶）；Ⅳ—揚子克拉通；Ⅳ₁—中央造山系南部（包括昆侖、南秦嶺、大別、蘇魯造山帶）；Ⅳ₂—揚子克拉通；Ⅳ₃—喀喇昆侖—松潘—甘孜造山帶；Ⅳ₄—羌北—昌都微板塊；Ⅳ₅—羌南微板塊；Ⅳ₆—右江造山帶；V一岡底斯—印度板塊：V₁—岡底斯微板塊；V₂—喜馬拉雅造山帶；V₃—印度地塊；Ⅵ—華夏陸塊：Ⅵ₁—華南造山帶；Ⅵ₂—欽州造山帶；Ⅵ₃—瓊南地塊；Ⅵ₄—台灣造山帶（台東屬菲律賓海板塊）

（一）穩定區

構成中國各古板塊穩定核心的有華北、塔里木、揚子和華夏4個克拉通。這些克拉通規模均較小，活動性較大，其生長、發育與固結時期先後不同。最早的陸殼出現於中國北部，逐漸向南增生。

1.華北克拉通

核心部分為華北古板塊，具有約38億年的古老的基底，是呂梁運動後即已固結的穩定陸塊。華北板塊北界以「內蒙地軸」北緣深斷裂到赤峰、開源深斷裂為界；南緣以祁連—秦嶺北緣深斷裂為界，東部延伸到朝鮮半島，西部到阿爾金斷裂。

華北板塊內部，中新元古界具過渡型蓋層特徵，從震旦亞界到中奧陶統以淺海碳酸鹽岩為主，中奧陶世後上升為陸，直到中石炭世再度海侵，早二疊世晚期轉為陸相沉積，從此結束海侵歷史。印支早期，秦嶺洋和祁連洋閉合，與揚子碰撞縫合，侏羅紀開始，受太平洋板塊的影響，在太行山以東廣泛發育燕山期的侵入岩和火山岩。中生代以後，板塊內以四條大的北東向或北東東向深斷裂把華北板塊分成隆、坳相間的五個次級構造單元，即阿拉善隆起、陝甘寧坳陷、山西隆起、華北坳陷、膠遼隆起。

2.塔里木克拉通

塔里木克拉通核心部分為塔里木盆地。克拉通北界為中天山南緣深斷裂，南界為喀拉昆侖山北緣深斷裂，東部為阿爾金斷裂。

克拉通內部，中新元古界沉積與華北克拉通相似，僅邊緣有活動陸緣沉積。克拉通基底最終固結於8.5億年。新元古代晚期至晚古生代早期，塔里木板塊內部與邊緣發育大型碳酸鹽岩等海相沉積。晚二疊世後逐步演化成大型陸相盆地，中新生界主要為山間、山前坳陷型沉積，西部有海侵。

3.揚子克拉通及華夏陸塊

揚子克拉通北界為山陽—桐城斷裂，東南邊界為紹興—江山斷裂，西界為龍門山—紅河斷裂帶，東部延伸到南黃海。華夏陸塊自青白口紀晚世以來迭遭裂解，主體位於華夏古陸，分離出來的塊體散見於瓊南、西沙等南海諸島及東海海域。揚子克拉通與華夏陸塊在加里東期拼合成為華南板塊。

揚子克拉通內部發育有廣泛分布巨厚的中晚元古代褶皺基底，主體於晉寧運動時最終固結。震旦紀開始穩定的以海相為主的沉積蓋層沉積，持續到早中三疊紀。在加里東期末，華夏陸塊與之拼合，形成華南克拉通。中晚三疊世以來，除了揚子四川盆地地區外，其他地區改造嚴重，沉積主要發生在這期間新形成的前陸盆地、拉分盆地和伸展盆地等陸相湖盆中。

（二）活動區

造山系帶主要形成於陸緣地帶，圍繞陸塊發育，為板塊間發生拼接形成。造山帶內往往有較多的微板塊嵌布其中，微板塊的拼接也形成結合帶。這都使造山帶結構十分復雜。板塊結合帶在板塊碰撞後，又經反復裂解與焊合，使早期形跡遭到改造或疊覆，故中國的四大造山系多數是復合造山系。

1.天山—興蒙造山系

由西伯利亞板塊和塔里木、華北板塊的陸緣造山帶組成，為加里東、海西期復合造山系。東西兩端有大量西伯利亞陸緣和塔里木與華北陸緣的古微板塊或地塊集群，從華北、塔里木陸塊分離出去的塊體，東部除佳木斯—松嫩微板塊外，還有錫林浩特等地塊，這個微板塊、地塊群有可能曾是一個較大的陸塊，內部結構也很復雜；西部有準噶爾、伊犁微板塊和中天山等地塊。

2.阿爾金造山帶

塔里木板塊與華北板塊、祁連、柴達木微板塊間的轉換地帶。該帶受到後期強烈走滑改造和消減疊覆，有青海拉配泉和芒崖兩條古生代的蛇綠岩帶發育，兩條蛇綠岩帶間為由中元古界、下古生界變質岩組成的金雁山中央隆起帶。阿爾金很可能是與秦嶺、祁連山、昆侖山洋盆相通的一個早古生代小洋盆，閉合於加里東運動。

3.中央造山系

中央造山系是塔里木、華北、揚子等3個古板塊之間的一條復合造山系。塔里木、華北古板塊與揚子古板塊結合帶的西段為康西瓦斷裂，祁連—秦嶺北緣深斷裂為界，過郯廬斷裂後，認為延至康西瓦—商南—牟平一線。南部以山陽—桐城斷裂為界，與揚子克拉通相鄰。中央造山系是一條多次開合的復式造山系，經歷了晉寧、加里東、華力西期陸—陸碰撞和印支—燕山期強烈的陸內俯沖造山。

4.青藏造山系

為揚子板塊與岡底斯—印度板塊之間的一個巨型造山系。北部以班公錯—怒江縫合帶為界，與中央造山系、華南板塊相鄰。班公錯—怒江帶南側為岡底斯微板塊、雅魯藏布江微板塊結合帶和喜馬拉雅造山帶，並以喜馬拉雅主邊界斷裂與印度陸塊相接。該區穩定性差，地質演化過程復雜。

5.華南造山系

位於揚子東南陸緣與華夏陸緣之間。華南加里東造山帶主體發育於華夏陸緣，西界至揚子陸緣的邵陽—城步一線。揚子陸緣的右江地區於晉寧期已基本固結，泥盆—石炭紀、早中三疊世先後發生北西向裂陷，褶皺於印支運動，屬印支期造山帶（任紀舜，1997）。

6.台灣造山帶

是一個中新生代造山帶，為歐亞板塊陸緣日本—菲律賓島弧造山帶的一環，以台東縱谷結合帶與菲律賓海板塊相連。台東縱谷是在燕山期玉里古太平洋板塊俯沖帶基礎上於新近紀形成的仰沖型板塊結合帶。

7.完達山褶皺系

完達山褶皺系屬錫霍特阿林褶皺帶的一部分，是晚侏羅世—早白堊世沿亞洲大陸東緣形成的陸緣增生帶。主要由石炭—二疊系的灰岩和綠片岩、中上三疊統含放射蟲硅質岩、濁積岩、混雜岩，以及下中侏羅統的碎屑岩和火山岩組成。這些岩層有的以外來岩塊形式出現在晚侏羅世地層中。該區逆沖、推覆構造十分復雜，並有印支期和燕山期的花崗岩類侵位。