全世界除中国大陆所在的亚洲以外，基本都是由单个克拉通组成，而亚洲却是由不同克拉通在不同时期拼合而成的复式大陆(任纪舜等，2000).现已证实中国及邻区的几个稳定块体在晚古生代以前不仅不连接，而且均被洋盆所分隔，彼此相距甚远.所以，中国海陆大地构造格局的形成与演化，实质上就是各期大洋的扩张和封闭，以及各个块体之间的碰撞聚合过程.

对于怎样展示中国海陆的形成与块体的演化过程，国内外众多学者在不同时期进行了不同程度的尝试，其中，古大陆再造(Scotese，2006；万天丰和朱鸿，2007)及古地理编图(刘鸿允，1955；王鸿祯，1985；刘宝珺和许效松，1994；崔克信，2004)是重建地质历史中的海陆分布格局、构造背景和沉积演化的重要途径和手段(李增学等，2010)，同时编制这样的图件难度也较大.

由于中国海陆构造演化的复杂性及缺乏大型克拉通，在包括Scotese(2006)在内的各种全球古大陆再造图中，中国或者没有自己的位置，或者处于“天涯海角”，有些图件甚至是错误的.中国大陆特殊的构造特征提升了其在全球古大陆重建中的地位，因此，从中国大陆的实际出发，研究中国大地构造演化，编制能反映活动论的演化图，是中国地球科学发展的必然和需要.

中国海陆大地构造宏观格架演化图运用以活动论为内涵的全球构造理论为编图的指导思想，把中国古大陆中的主要块体置于全球构造古地理格架中，从全球构造发展来认识中国海陆各主要块体自古生代以来的发展和演化，反映中国陆地和海域的宏观构造特征及其演化规律.

中国海陆大地构造宏观格架演化图的编制是以刘光鼎院士的五幕演化史(刘光鼎，2007)为编图的理论依据(表 1)：

表 1(Table 1)

表 1 中国海陆大地构造演化简表 Table 1 Tectonic evolution of China seas and continent 地壳发展阶段 地质时代 备注 阶段 时期 新全球构造 俯冲，沉降 E23-Q 拉张，聚敛 K2-E23 挤压，改造 T3-K1 中间阶段 P-T2 古全球构造 稳化 D-C 同序时差 Pt3-S 成台过渡 Pt3-O 陆核形成 Pt1-2 Ar

表 1 中国海陆大地构造演化简表 Table 1 Tectonic evolution of China seas and continent

(1)550 Ma 以前时，在大洋中先后出现华北、扬子、华南、印支、塔里木等古陆核.它们当时多位于南半球中低纬度，大致呈近 EW 向排列，其中华北、扬子和塔里木等块体与冈瓦纳大陆有较强的亲缘性.

(2)550～200 Ma 期间，华北、扬子、塔里木、华南、印支等古陆核逐渐增生，形成相对稳定的块体，并先后漂移过赤道，大致接近现今的位置，在古生代末期-晚三叠世，拼合形成绝大部分的古中国大陆.

(3)200～30 Ma 期间，从冈瓦纳大陆漂移来的羌塘、冈底斯、印度等块体相继与塔里木块体碰撞、缝合，导致出现不同时期特提斯洋的关闭，同时也使古中国大陆遭受多期次的严重挤压、改造.

(4)30～23 Ma 期间，在 4 条南北向转换断层之间形成的太平洋板块向北西方向俯冲于菲律宾海板块之下，出现了马里亚纳沟-弧-盆体系.同时菲律宾海板块向欧亚板块之下俯冲，使中国东部及海区地壳拉张减薄，形成一系列陆相断陷盆地.

(5)23 Ma 以来，由于澳大利亚板块的向北漂移，发生板缘的俯冲，继而造成中国大陆东部的板内沉降，形成断陷(拗陷)盆地.这些断陷盆地在沉降过程中覆盖了一套陆相沉积地层，在重力均衡补偿作用下，最终形成中国大陆“西高东低”的地势特征.

确定中国主要块体地质历史时期的古位置可以综合使用古磁学、岩石学、沉积学、生物古地理、古气候、地质构造史和板块理论等依据(图 1).一般来说这些依据很难做到统一，有时候甚至互相矛盾，因此需要进行综合分析，合理的筛选与取舍.

图 1

Fig. 1

图 1 古大陆再造方法流程图Fig. 1 Flow chart of paleocontinent reconstruction

(1)古地磁依据

古地磁学的发展为我们提供了可以根据古地磁资料(磁倾角、磁偏角、视古地磁极)来恢复地史中板块(或块体)所处的古地理位置.一般来说，古地磁学确定的古纬度位置可信度较高，而古经度位置仅具有参考价值.高精度的古地磁数据能够为我们提供两个方面的信息：第一，用来确定板块(或块体)的古纬度和古方位；第二，利用两个板块(或块体)的极移曲线的拟合来确定板块(或块体)之间的相对位置(朱岗崑，2005).

古地磁学是进行板块(或块体)运动过程及古地理重建的最为有效的方法之一.自20世纪80年代以来，国内外学者发表了大量有关中国大陆的古地磁数据，并利用这些数据探讨了中国大陆主要块体的起源和碰撞拼合演化过程.古地磁学的原理表明，虽然古地磁数据可以定量的确定板块(或块体)的古纬度和古方位角，但如果仅仅利用古地磁数据进行古大陆再造，而不考虑其他地质约束，其结果将是片面的，甚至是错误的.针对应用古地磁资料进行古地理重建遇到的问题，首先要精选比较可靠的、测试精度比较高的古地磁数据.根据国际通用的古地磁数据可靠性判据，筛选出置信度比较高的数据.

(2)岩石学依据

利用岩石学来约束板块(或块体)碰撞拼合的时代，主要是通过精确的放射性同位素测年数据来获得.例如，要确定塔里木和哈萨克两块体的拼合时间，在南天山发育代表古洋壳记录的中-上志留世蛇绿混杂岩系(汤耀庆等，1995)，那么这意味着在中志留世时，这些洋壳可能就开始俯冲消减，在北天山一侧存在着早于泥盆纪的洋壳俯冲证据，在中天山形成了泥盆纪-石炭纪的岛弧型中、酸性岩浆岩，这就是从岩石学的角度约束了塔里木与哈萨克块体的碰撞拼合时代，即塔里木和哈萨克块体相互碰撞的时间为晚志留世至早泥盆世.其他板块(或块体)碰撞拼合的时代也依照此思路来确定.

(3)沉积学依据

决定岩相古地理演变的主导因素是构造格局的形成及其发展变化，例如，二叠纪、三叠纪和侏罗纪时，塔里木块体以稳定沉降为主要特征，沉积了一套以砂岩、细砂岩、泥岩夹煤层为主的类复理石建造，这就表明该时期塔里木块体地壳

构造沉降缓慢，古纬度并没有相差很大，塔里木块体并未发生明显的漂移现象(刘训，2004).但是在古地理重建时，还需要将这种约束置于大的构造背景下综合考虑，并结合其他方面证据来进行综合分析，不然也会得出片面的结论.

(4)古生物依据

在进行地质历史时期中古大陆位置重建时，古生物化石是一个很好的指示器.古生物组合的分布能够为我们提供块体的古纬度以及相邻块体间的相对位置.例如，冷水动物群和暖水动物群反映了不同古纬度的古海洋环境；古植物群系特征同样也反应了不同古纬度的古气候条件.依据古生物群落的组合特征及生物亲缘性，我们可以得出该时期的生物地理分区，查明深海大洋及高山、地峡的阻隔影响，进而可以推断海、陆的空间分布和块体间的离合时间(Scotese，2006).但是，由于古生物化石的确定往往取决于对其表征的识别和专家的经验，这就需要结合其他地质依据来合理定夺.

(5)古气候依据

地球的气候是太阳能量横穿地球表面重新分配的结果，赤道温暖，越往两极逐渐寒冷.在赤道附近潮湿，在亚热带干燥，在温带潮湿，极点又变得干燥.地球在地质历史中的古气候分带特点与现代气候分带特点基本一致，即两极相对较冷干燥、赤道相对温暖潮湿.因此，古气候可以为我们提供古纬度方面的信息，从而与古地磁数据相互约束、印证.某些类型的岩石形成于特殊的气候条件，例如，煤通常产出在湿润的环境，铝土矿生成在温暖潮湿的地方，蒸发岩发育在温暖干旱的地方，冰碛岩形成于寒冷潮湿的环境.因此，这些特殊的沉积物能指示一定范围的古纬度.板块(或块体)中如果发育此类沉积物，则可以作为古气候的标志，指示该板块(或块体)在漂移过程中如何穿越不同的气候带，据此可以将其恢复到该时代所处的大致古纬度.因此，古气候可以为古地理重建提供一种比较可靠的约束条件(陈旭

(6)地质构造史及板块理论依据

要进行精确的古地理重建，还必须要知道各板块(或块体)边界的构造演化史.只有了解一个块体的构造演化史才能据此确定该块体的断裂活动、俯冲消减、陆陆碰撞过程.

除了综合应用、考虑以上所述依据外，在古大陆重建过程中，还必须依据板块构造理论.即要知道在一定时间内，所有块体只可能沿某一定的轨迹、进行一定距离的漂移，不能出现某一块体在短时间内“飞越”其他块体的现象.根据现今地球上已知板块的最大绝对运动速率不超过22 cm/yr的事实，限定在重建时板块(或块体)最大的运移速率不超过20 cm/yr(万天丰和朱鸿，2007).

在编制演化图系列图件时，时间断面的选取主要依据下述四个方面的因素：

(1)重大地质事件，特别是对中国大陆地质构造产生重大影响的构造事件的发生时间.

(2)全球板块构造格局发生重大变革的时间.

(3)收集用于古地理重建的地质依据的丰富性及其可靠程度.

(4)人员、经费、工作时间和工作量的安排.

基于上述因素，在古地理重建时我们选择540 Ma、440 Ma、410 Ma、360 Ma、270 Ma、210 Ma、150 Ma、100 Ma、50 Ma、23 Ma等10个时间断面，绘制了1:5000万全球古大陆再造系列图件，然后聚焦于中国主要块体，进而编制了1:2000万中国主要块体活动古地理重建系列图，依此来概要性的展示古生代以来中国海陆大地构造宏观格架演化过程.

首先是海洋与陆地的划分(图 2).陆地分为剥蚀区(棕色)和沉积区(黄色、绿色、褐色).剥蚀区和沉积区是一个相对的概念，以一定时期内的主要地质作用为依据加以区分.对剥蚀区的命名，主要是反映其地理位置和地貌特征，对沉积区则根据沉积特征，同时指出其构造性质.

图 2

Fig. 2

图 2 通用图例Fig. 2 General legend

图 3

Fig. 3

图 3 早古生代中国海陆大地构造格局(a)中、晚寒武世；(b)晚奥陶世.Fig. 3 Early peleozoic tectonic evolution maps of China seas and continent(a)mid-late Cambrian;(b)late Ordovician.

图 4

Fig. 4

图 4 晚古生代中国海陆大地构造格局(a)早泥盆世；(b)晚石炭世；(c)晚二叠世.Fig. 4 Late peleozoic tectonic evolution maps of China seas and continent(a)Early Devonian;(b)Late Carboniferous;(c)late Permian.

图 5

Fig. 5

图 5 中生代中国海陆大地构造格局(a)晚三叠世；(b)晚白垩世.Fig. 5 Mesozoic tectonic evolution maps of China seas and continent(a)Late Triassic;(b)Late Cretaceous.

图 6

Fig. 6

图 6 新生代中国海陆大地构造格局(a)古近纪；(b)新近纪.Fig. 6 Cenozoic tectonic evolution maps of China seas and continent(a)Paleogene;(b)Neogene.

陆地剥蚀区通常是地壳持续上升的地区，按持续时间的长短将剥蚀区分为稳定的剥蚀区和暂时的剥蚀区.剥蚀区一般为古老地层的出露区，其边缘则为较新地层不整合超覆区.若在某一时间节点，编图地层缺失，其上超覆有较新地层，则应视为该时期的剥蚀区.由于不同地貌区的界线不易划定，对剥蚀区并未用不同颜色加以区分.

陆地沉积区包括河流、湖泊、沼泽以及陆相火山组合.河流常形成网状，河槽沉积一般较粗，形成砾石层和粗砂层；河漫滩则形成粗砂-粘土层；河流下游地形开阔，常形成三角洲.三角洲上游为陆相，下游深入滨海形成海相沉积，三角洲沉积常视为海陆交互相沉积.湖泊常沿深大断裂分布，湖滨可有河流相砾石及粗砂沉积，向湖心沉积变细，逐渐有细粉砂岩、粘土岩，甚至泥灰岩.沼泽常与早先封闭的湖泊有关，由粉细砂及黑色草木有机质组成，可形成厚薄不一的多层煤层，在滨海地带常受潮水进退影响，也常构成海陆交互相沉积.

海洋一般分为滨海、浅海(浅蓝色)、半深海(大陆坡)(较深蓝色)、深海(深蓝色).滨海相指潮上-潮间带的碎屑沉积少量碳酸盐岩沉积，常具泥裂、雨痕、鸟眼、岩晶痕等构造，含植物化石及海相生物化石.浅海相指潮下带以外的陆棚浅海沉积，近岸带常为泥岩及碳酸盐岩交互沉积，外陆棚则以碳酸盐岩沉积为主，向外逐渐变为碳酸盐岩沉积，富含海相化石.半深海相指大陆斜坡带沉积，以浊流沉积或复理石沉积为标志，海相化石少.深海相指深海盆地沉积，以暗色粉砂泥质及硅质沉积为标志，海相化石稀少.有些断陷槽谷，较浅海为深，一般作半深海处理.潟湖处于滨、浅海之间或海湾地带，作浅海处理.滨海相和滨海沼泽相交互区，视为海陆交互相.三角洲相也视为海陆交互相.海域性质除用陆表海、陆棚海外，有时也用边缘海、断陷海槽等带有构造意义的名称.

其次，作为活动构造古地理编图的重要内容，断裂及各时期古俯冲带用不同红色线条符号加以表示；筛选计算的古地磁参考点位置用紫色五星符号注明；据古生物化石、沉积结构、沉积构造、地层超覆关系等判断的海侵方向以蓝色箭头表示.

早古生代，组成亚洲大陆的几个古老块体彼此分离.西伯利亚块体位于北半球中低纬度地区；澳大利亚、印度、阿拉伯等块体和南极洲、非洲、南美洲等块体属于统一的冈瓦纳古陆，它们大部分位于南部球中高纬度地区(李春昱等，1982；万天丰，2004)；而中国的几个主要的块体，如中朝、华南、塔里木、柴达木等块体则位于二者之间的原特提斯洋中，主要分布在南半球中低纬度地区，与冈瓦纳大陆更为密切(万天丰和朱鸿，2007；朱日祥等，1998；黄宝春等，2008).至早古生代末，除羌塘、冈底斯等块体仍和冈瓦纳古陆相连外，中国的几个主要块体均已远离冈瓦纳古陆，形成之间的古特提斯洋.

该时期，中国的几个小块体几乎全部被海水淹没，发育了以碳酸盐岩为主的沉积地层.中朝块体在寒武、奥陶纪是稳定的陆表海沉积，中奥陶世后大部分隆升为陆地，仅在其陆缘(如鄂尔多斯、朝鲜)仍受海侵影响.塔里木块体东部主要为滨浅海、次深海沉积，西部则主要为台地相沉积.扬子块体早期西部为浅海稳定沉积，东南部则为半深海沉积；晚期由于和华夏块体的碰撞拼合，东南部整体抬升成陆(王鸿祯，1985；王鸿祯等，1990；刘宝珺和许效松，1994；崔克信，2004).

晚古生代，中国的几个主要块体仍表现为北向漂移.石炭纪中晚期，西伯利亚块体西南部同哈萨克斯坦块体碰撞.晚古生代末，西伯利亚南部同中朝块体碰撞，直至印支期才完全闭合.二叠纪，羌塘块体从冈瓦纳古陆裂离并逐渐向北漂移，其南面形成中特提斯洋，而北侧的古特提斯洋则逐渐减小(林金录，1989；马醒华和杨振宇，1993；程国良等，1996；万天丰，2004).

中朝块体自中奥陶世开始上升为陆后直到中石炭世才重新下降并遭受海侵，北部为台地相，南部为滨浅海、半深海沉积，二叠纪总体上升为陆.华南块体西南部自泥盆纪开始海侵，至石炭纪末大部分被海水覆盖，早二叠世末期受海退影响，南部发育海陆交互相沉积，晚二叠世末期又发生大规模海侵.塔里木块体泥盆纪早期在西部发生海侵，沉积碳酸盐岩；石炭纪海侵范围扩大，西部为滨浅海碳酸盐岩沉积，东部发育半深海碎屑岩夹火山岩，北部为稳定的浅海碳酸盐岩沉积；二叠纪末海水全部退出.柴达木块体早期北部发育海陆交互相含煤建造，南部为半深海碳酸盐岩建造；晚期海水全部退出.羌塘块体早期一直海水覆盖，发育浅海碎屑岩及碳酸盐岩组合；二叠纪羌塘块体从冈瓦纳古陆裂离北移，但大部分仍被海水淹没，发育稳定的浅海碳酸盐岩沉积(王鸿祯，1985；王鸿祯等，1990；刘宝珺和许效松，1994；崔克信，2004).

中生代印支期是中国大陆古地理、古构造格局发生重大变化的时期，该时期中国大陆主要块体发生碰撞拼合，中国大陆雏形形成.该时期，西伯利亚块体和中朝块体完全拼合；中朝块体与华南块体碰撞，至中侏罗世完全拼合；印支块体与华南块体碰撞；羌塘块体与欧亚大陆碰撞，古特提斯洋关闭消失；冈底斯块体逐渐裂离冈瓦纳古陆并向北漂移，北面的中特提斯洋逐渐减小，而南侧的新特提斯洋逐渐拉开(林金录，1989；马醒华和杨振宇，1993；程国良等，1996；朱日祥等，1998；黄宝春等，2008).

燕山期是中国大陆古地理、古构造格局发展的又一个重要阶段——现代板块构造体制阶段，该时期受太平洋板块俯冲影响，中国东部发育一系列大规模伸展盆地；中国西部的冈底斯块体的东部首先与羌塘块体碰撞并顺时针旋转，中特提斯洋逐渐关闭，新特提斯洋则进一步扩大.至燕山晚期，喜马拉雅块体逐渐北向漂移与冈底斯块体接近，新特提斯洋逐渐俯冲减小(万天丰，2004).

中朝、塔里木块体三叠纪进一步抬升剥蚀，发育陆相碎屑岩建造；中生代晚期陆相沉积范围进一步扩大.华南块体三叠纪则经历了早期海侵、晚期海退的完整旋回，至三叠纪末海水完全退出；中生代晚期则发育大规模陆相盆地，东部地区局部仍受海侵影响，夹杂海相沉积.羌塘块体三叠纪早期为大部分被海水覆盖，发育浅海碳酸盐岩及碎屑岩沉积，晚期则发生局部海退；至晚白垩世海水基本退出.冈底斯块体三叠纪北部为陆地，南部受海侵影响，发育半深海、深海碎屑岩及碳酸盐岩组合；至白垩纪末期仍多为海水覆盖(王鸿祯，1985；王鸿祯等，1990；刘宝珺和许效松，1994；崔克信，2004).

古近纪时期，除喜马拉雅块体外，中国大陆主要块体的古地理位置与现今差别不大；喜马拉雅块体和冈底斯块体与65Ma发生初始碰撞(朱弟成等，2004)，随后发生隆升.中国大陆主要表现为块体内陆相盆地的进一步发展和东南部边缘的俯冲消减及边缘海盆地的发育.在中国东部发育了大小不等的内陆断陷盆地和近海沉积盆地，多呈NE-NNE向展布，盆地内火山活动强烈；中国西北部发育了大型的开阔盆地和山间盆地，火山活动微弱.在塔里木块体的西部仍残留有浅海碎屑岩及碳酸盐岩建造.喜马拉雅块体南部古近纪仍有海相沉积，主要发育浅海灰岩沉积.古南海也在该时期初步形成(万天丰，2004).

新近纪以来，最重要的构造表现为印度大陆与欧亚大陆的强烈碰撞，青藏高原强烈隆升，它不仅导致了亚洲季风的形成，也改变了中国大陆内部许多大型河流的流动方向，同样也影响了海洋沉积物及海水化学成分的变化.该时期，海水从喜马拉雅及塔里木西南地区全部退出，中国西部发育大型开阔盆地及山间盆地，中国东部发育大型坳陷型盆地(王鸿祯，1985；王鸿祯等，1990；刘宝珺和许效松，1994；崔克信，2004).

4.1    本次中国海陆大地构造宏观格架演化图的编制采用活动构造古地理图的形式表示，活动构造古地理图是重建地质历史中的海陆分布格局和沉积演化的重要途径和手段.基于古地磁、生物古地理、古气候、沉积岩石和构造演化史等地质地球物理资料，本次编图对古生代以来中国主要块体的活动古地理进行了概要的重建，较好的展示中国主要块体的宏观演化过程.

4.2    活动构造古地理图首先要反映的是不同地质历史时期的海、陆分布格局，但古地理图应表达的内容远不止海、陆分布这么简单.由于目前关于大地构造演化的学术观点繁多，且不统一，同时编制这样的图件难度也较大，因此，本次编图是一次新的、浅显的尝试.