标题：构造阶段
简史
构造阶段的概念起源于人们对地质历史上造山运动和造山期的认识。长期以来，人们认识到构造运动及其引起的构造变形具有短期的和突发的性质。因此，可以利用构造运动期或造山期将地质历史分为不同的阶段。现代地质思想的发展和全球构造的研究，赋予构造阶段以更丰富的涵义。①地质构造发展的历史不是均一的和渐变的，而是有节奏的和突变的。构造发展过程可以按地内因素和地外因素共同制约、大致在全球同时发生的变革期划分为不同的阶段。②每个构造阶段自身都具有相对稳定的特征，而发展的全过程又具有不重复的和前进的特征。构造阶段的划分所依据的事实和现象是多方面的。主要的依据是地壳的总体特征，如地壳厚度和地温梯度，大陆地壳和大洋地壳的形成、分布格局及其变化。包括每种地质作用及其产物，如构造运动和构造变形，沉积作用、岩浆活动和变质作用等。地质历史上的重要事件和现象都是独特的和不重复的。例如太古宙末大规模的陆壳形成是不会再现的，中生代后大规模的洋壳俯冲和全球性张裂体系的形成也是前所未有的。因此，构造阶段比构造旋回更能较全面和准确地表达对地壳发展的理解和认识。 
构造阶段的划分和名词体系与地槽旋回和造山运动幕紧密联系。构造旋回的概念首先由美国T.C.张伯伦于1909年提出，德国W.H.施蒂勒于1935年加以发展，把构造岩浆旋回与地槽发展的概念统一起来，得到长期的遵循和使用。苏联学者相信地槽的发展对相邻的地台区有重要影响，所以以地槽旋回划分地史阶段得到广泛的认可。施蒂勒的 3级划分体系，即巨旋回（原地巨旋回和新地巨旋回）、构造期（阿申特、加里东等期）和构造幕，具有广泛的影响。美国A.W.葛利普（1936）、德国S.von布勃诺夫(1951)和荷兰 J.H.F.乌姆格罗夫(1947)在更广泛的基础上，用旋回和周期概念对地质历史作出了解释,也含有阶段划分的意义。自从板块理论出现,地槽旋回的概念为威尔逊旋回所代替。威尔逊旋回设想一个大陆开始张裂，继续分离为两个大陆，中间出现洋盆，其后大陆会聚，洋盆消失，旋回结束。这是一个很长的过程。[1]
划分
根据构造阶段的内涵及其事实和现象,构造阶段可划分为3级。第一级为构造大阶段。其划分依据主要是全球性地壳（或岩石圈）的构造状态及其密切相关的圈层（水圈、气圈、生物圈）性质和成分的变化，以及大陆地壳在地表分布格局的重要变化。这些变化对构造运动、沉积作用、岩浆活动和生物区系有影响。这些发展变化，主要是方向性和前进性的，不具有旋回的特征。第二级为构造阶段。如加里东阶段、印支阶段等。构造阶段的时限与地槽旋回相近，构造阶段的结束，在古地理方面的表现是大区性的以至全球性的海平面降低和海退，因而导致生物界的大量灭绝；广泛分布的地质事件（包括岩浆活动和变质作用等）的集中发生和同位素年龄的峰值出现。虽然各大陆之间会有明显的差异，但从整体和统计的角度看，仍然可以认识阶段结束的普遍特征。所以，构造阶段的划分是一种全球性的现象。第三级为构造运动或造山运动期。它标志着构造变形集中和强化的时期，形成带状分布的强烈构造变形和岩层变质，形成广布的地层不整合。造山运动期是地区性的，它可以起源于大陆边缘的洋壳俯冲和岛弧叠接，也可以起源于大陆地块的相互碰撞和挤压。许多学者都已指出施蒂勒设想的造山运动期的全球一致性和同时性是不存在的。各大阶段的命名以阶段结束时的特征为准。4大阶段的划分如下：陆核形成时限为38亿年前至28亿年前。陆核是较大规模的、稳定成熟的大陆地壳块体。标准是其上可承荷巨厚的沉积和火山岩屑体，沉积物中包含成熟的花岗质岩屑。在各个大陆上，陆核形成的时期不全相同，主要形成期约在28亿年前，约相当于中国华北阜平群的变质固结期。地台形成时限为28亿年前至 8亿年前。这个大阶段可以分成两大时期。从28亿年前至18亿年前，即从太古宙后期到古元古代末，是原始稳定地台的形成期，大气、水体的组分、沉积的性质和生命的类型都有重要改变。末期的构造运动与中国华北原地台的形成（吕梁运动）相当，在世界各地有广泛的可比性，可以称为原地台形成阶段。 
18亿年前至8亿年前,即中、新元古代(不含震旦纪)，稳定地台最终形成。震旦系及其相当岩系在全球各大陆地台区，几乎无例外地形成盖层沉积。从生物演化和沉积特征看，大气和水体已处于相对富氧状态（大气氧含量大于10%）。很可能大陆地台区的规模已与现代相近。这一时期的主要构造特征是大陆地台已臻稳定，内部和边缘都发育固结基底上的裂陷槽（奥拉谷）。中、新元古代的裂陷槽见于中国的华北和塔里木，也广泛发现于西伯利亚、东欧、北美和澳大利亚。相反，除少数地区外，大陆边缘很少见到俯冲和挤压变形，说明这一时期拉伸应力场占主要地位。到8亿年前,大陆地台普遍地进一步固结定型，可称地台形成阶段。 
在8亿年以前的地质时期,地壳构造发展的总趋势是以大陆地壳不断形成和固结为主。关于 8亿年前由古地台和浅海与海洋间的分布格局，我们还无法予以全面的再造。联合古陆形成时限为8亿年前至2.1亿年前。这个大阶段包括加里东阶段、海西（华力西）阶段和印支阶段，有时合称海西-印支阶段。最后在二叠-三叠纪形成了劳亚古陆和冈瓦纳古陆相互连接的联合古陆。在这个时期，各个大陆地台及相邻地块都经过大幅度的位移和旋转,但它们的整体轮廓并未发生重要变化。自8亿年以来，大陆地壳的总量可能没有发生大的变化，主要的过程是陆壳、洋壳同上地幔之间的部分再循环。从构造发展说，似乎是大陆边缘部分经过破碎、移离，形成岛弧和边缘海，然后经过俯冲和叠接，重新与母体大陆拼合，构成不同时期的褶皱带。这个过程实际上就是传统的大陆边缘式地槽的旋回过程，至少从新元古代就已经开始。根据当前的认识，可以认为在这个大阶段，各个大陆大体上是作为一个整体在地表移动。 
加里东阶段包括震旦纪和早古生代。加里东地槽的范围包括西北欧，代表早古生代东欧地台的西北大陆边缘。志留纪末，古大西洋逐渐变狭,向东欧大陆俯冲,形成加里东褶皱带，最后古大西洋消失。这种大陆边缘式地槽,如北美的阿帕拉钦北段,俄罗斯萨莱伊尔-萨彦,中国的东秦岭等，大致有相似的经历，在古生代末形成加里东山系，志留纪末，泥盆纪初成为地史上最大海退期之一。 
海西阶段又称华力西阶段，包括晚古生代。海西地槽的典型地区是中西欧，向东经东欧地台南缘可能与乌拉尔地槽相连。中亚天山、兴安、蒙古和北美阿帕拉钦南段，澳大利亚东缘塔斯马尼亚地槽代表当时的大陆边缘地槽，褶皱上升后形成广布的海西山系。二叠纪中期以后，北半球各大陆地块逐渐联结成为劳亚大陆。海西阶段自泥盆纪起至二叠纪中，印支阶段自二叠纪中至三叠纪末。印支阶段的典型地区是印支半岛东北部山系。由于在亚洲及相邻地区，北亚古大陆同中国的华北、扬子以及印支古陆的聚合拼接直到晚三叠世才最后完成，当时的造山运动和形成的褶皱区范围很广，同时海西阶段同印支阶段的界限又不易划分,两者时限又都不长,可以使用海西- 印支构造阶段之名（见中国地壳构造发展阶段）。联合古陆解体时限为 2.1亿年前至今。从三叠纪以后，位于南极周围的冈瓦纳超级大陆逐步分裂为几个古陆。它们相互离散的结果，一方面使大西洋和印度洋不断开启，大西洋的中间洋脊和太平洋东部的海岭以及印度洋中的张裂带构成全球性的洋盆张裂体系；另一方面古地中海或特提斯洋盆因受挤压，不断缩小，最后导致印度和非洲地块与欧亚大陆联接碰撞，形成阿尔卑斯- 喜马拉雅山系。太平洋盆的周缘则发生普遍的洋壳向陆壳下的俯冲，形成环太平洋弧盆海沟体系。全球性的洋底张裂体系和古地中海- 环太平洋挤压造山体系共同构成了地球表面的主要构造格局。 
全球性的张裂和挤压体系，强烈的大陆碰撞和巨大的逆掩推覆是同大规模的地幔对流、强大的洋壳俯冲和远距离的大陆地块运移相互联系的。 
欧美使用海西阶段和阿尔卑斯阶段，界限定在二叠纪末。阿尔卑斯阶段包括中生代和新生代,时限约为2.45亿年，典型地区是阿尔卑斯山系，又可分老阿尔卑斯和新阿尔卑斯两个阶段。早期以中生代为主，亚洲则称太平洋阶段（燕山阶段）,晚期是狭义的阿尔卑斯阶段,亚洲称喜马拉雅阶段。 
在老阿尔卑斯阶段,从中生代三叠纪以后,大陆边缘地槽主要构成两个体系，一个是介于劳亚大陆和冈瓦纳大陆之间的特提斯洋体系，另一个是环太平洋体系。从侏罗纪起，特提斯洋随着冈瓦纳大陆的解体漂移而逐渐变狭，太平洋周围也因向大陆俯冲而形成复杂的活动大陆边缘。 
新阿尔卑斯阶段从第三纪起，主要过程是特提斯海域消失,阿尔卑斯-喜马拉雅山系和环太平洋不同类型的活动大陆边缘的形成。[1]
展望
构造阶段的概念是从地质历史上的造山运动分期产生的。实际上，当前构造阶段的概念包括了岩石圈的发展演化以及岩石圈、生物圈和水圈之间的相互作用，表现在构造运动、沉积作用、岩浆活动和生物演化各个方面。这几个方面的阶段划分不是完全一致的,但它们都受到地球因素和地外因素的制约,它们是地球各圈层本身的发展演化，同太阳系、银河系某些周期性变化所施加的影响的共同结果。在这个意义上说，构造阶段大体上就是地球历史发展的自然阶段。因此，研究构造和其他地质现象时，应当随时联系到地内的壳、幔关系，联系到与其他圈层的相互关系，探讨其发展前进过程中的突发事件，作为划分阶段的内部依据。同时，也应当联系太阳系、银河系本身发展的周期性变化及其对地球的影响,作为划分阶段的外部因素依据。这样,就有可能较全面地了解和阐明地壳以及地球整体发展变化的历史过程。[1]
其他
中国地壳构造发展阶段 
构造阶段的概念源于人们对地质历史上造山运动和造山期的认识。造山期代表地壳运动的强化期，具有突发性质，因而可用以划分构造阶段。一般说来，构造大阶段和构造阶段基本上是全球性的。但造山期和构造期则可因大区而有不同。中国和亚洲东部构造阶段的特点是： ①震旦纪前的晋宁运动影响普遍，地台形成及其盖层开始的时期明确；
②海西运动和印支运动在很多地区不易区分。按构造阶段的发展可作出构造区划。
中国地壳构造发展的大阶段包括陆核形成大阶段、地台形成大阶段、联合古陆形成大阶段、联合古陆解①陆核形成于28亿年前的古陆核见于华北地区。西部的鄂尔多斯陆核大部为中生界盖覆，由以麻粒岩变质相为主的岩系构成，与阜宁群相当。华北东北部有蓟辽陆核，组成岩系以迁西群、阜平群为代表。东南部有河淮陆核,主要构成岩系是麻粒岩和片麻岩,有时也有镁质大理岩和石墨片岩等。
②分原地台（18亿年前）和地台 
(8亿年前)两个阶段。从太古宙晚期到古元古代末，地壳的几个圈层都经历了重要的变化。在华北区，太古宙末期的五台群及同期的绿岩带的发育及其后的五台期造山活动使各陆核之间初步连接。在这个尚未稳定的基础上发育了以古元古界滹沱群为代表的原裂陷槽。滹沱群及同期地层的褶皱变质形成条带状的磨拉石造山沉积，并使整个华北区固结成一相对稳定的整体。这就是吕梁运动和华北原地台的形成。类似的过程见于塔里木的北缘，形成包括古元古界在内的稳定基底。扬子地台西南部在古元古代主要是岛弧向西扩展使地块增生的过程，但也有原裂陷槽的发育。
③联合古陆形成于震旦纪至三叠纪，由加里东、海西和印支3个阶段组成,但实际上海西阶段与印支阶段在中国、在亚洲不易区分。陆核形成、地台形成两大阶段是地表大陆地壳不断增长的过程，但从稳定地台形成之后，各大陆块各自作为一个整体在地表上发生相对位移和相互分合，而大陆地壳的总量可能并无大的变化。演变发展的主要过程包括了大陆边缘的破碎、移离,边缘海和岛弧的出现,岛弧外侧的洋壳俯冲和边缘海的封闭等，可称为大陆边缘的复杂化过程。这个过程在中国范围内有较好的体现。
④联合古陆解体于印支运动期之后。此时，中国和亚洲的主要部分已全部固结。中国境内的主要经历一是青藏地区的一些地块不断北移到位，最后形成青藏高原；二是陆内碰撞和挤压形成大规模的逆掩推覆和不同类型的挤压盆地；三是西太平洋边缘海－岛弧体系形成沿海的一些地体拼贴和陆上的张裂型盆地。
在中国范围内，既有保存较好的古老的陆核，又有最新地质时期才褶皱抬升的巨大山系和高原；既有长期稳定发展的古老地台区，又有在地质晚期才逐步拼贴的地体形成的造山带。它们之间有消失了的洋壳海盆，也有经过分裂移离和（或）大规模挤压、碰撞、叠覆的大陆地壳块体。这些构造过程留下了丰富的记录。对中国地质构造的研究，将为全球构造的研究作出重要的贡献。[2]
加里东构造阶段世界古地理轮廓及地史特征一、加里东运动和加里东构造阶段早古生代初期的大地构造轮廓和震旦纪很相似。后来发生了具有世界影响的构造运动，引起了世界海陆形势的调整和变化，这就是加里东运动。从广义讲，发生在早古生代的构造运动称加里东运动；但狭义的加里东运动，则指志留纪后期的构造运动。早古生代这一时期，称为加里东构造阶段。从板块构造理论讲，基本上不提构造阶段，但可以理解为这一时期确实发生了某些板块碰撞事件，引起海陆格局的变化。二、海洋占优势的时代在前寒武纪末，世界上一方面出现了许多古陆，而另一方面各古陆之间又为地槽所分隔。进入古生代后，许多古陆重新为海水所浸漫，其中尤以奥陶纪海侵规模最大。从整体看来，早古生代仍然是海洋占优势的时代。
这时候既有剧烈拗陷的地槽纵横于地台之间，又有广阔的相对稳定的陆表浅海，从而提供了在其中不断进行沉积的场所。在地槽中沉积了上万米厚的下古生界，例如通过英国的加里东地槽，下古生界厚达11500m。在许多地台陆表海中也沉积了从几百米到几千米的海相地层，形成地台的下古生界盖层，如中国地台上的下古生界盖层厚约600—3000m。
由于海水占优势，下古生界几乎全是海相地层，沉积基本上可分为两种类型：一是活动类型沉积，主要是在地槽中沉积的，厚度巨大，多复理石相碎屑岩、硅质岩、火山岩、页岩和少量碳酸盐岩等；一类是稳定类型沉积，主要是地台陆表海中沉积的，厚度较小，横向变化不大，以砂岩、页岩、石灰岩、白云岩等为主。三、世界古地理格局及其演变早古生代海陆分布形势，已经恢复出来的有各种不同模式。古生代初期，全球计有北美（相当槽台说的地块、地台，下同）、俄罗斯（欧洲）、西伯利亚、哈萨克斯坦、塔里木、华北（中朝）、华南（扬子）等古陆，以及包括南美、非洲、印度、南极洲、澳大利亚的冈瓦纳古陆。冈瓦纳古陆当时处于南半球高纬度地区，北半球各古陆则位于中、低纬度地区，特别是低纬度地区。介于北美和俄罗斯古陆之间是一片海洋，称古大西洋。俄罗斯与西伯利亚古陆之间是古乌拉尔海。西伯利亚古陆与华北古陆、塔里木古陆之间是古北亚海，包括祁连海。华北古陆与华南古陆之间是秦岭海。又如北美古陆、扬子古陆、澳洲古陆的外侧为古太平洋（分别相当于阿巴拉契亚地槽、华夏活动带、塔斯马尼亚地槽）。北方各古陆和冈瓦纳古陆之间是东西横亘的古特提斯海（又称古地中海）。上述各古陆相当槽台说的地台，或相当板块说的板块。
志留纪末期，古大西洋逐渐变窄，北美板块向欧洲板块俯冲，形成加里东褶皱带，相当西北欧及英国一带，从而使北美板块与欧洲板块对接，初步形成劳亚大陆（又称劳亚古陆或北方大陆Laurasia），并导致古大西洋关闭。中国的祁连海，在志留纪末期，也封闭消失，使柴达木板块和华北（中朝）板块拼合在一起。此外，其他一些古海洋，如扬子板块、澳大利亚板块的外侧以及古特提斯海等，也都遭受加里东运动不同程度的影响，导致各大陆板块边缘的陆壳增生。总之，志留纪末期，亦即早古生代结束时，由于北方某些板块的拼接和增生，出现最大的海退时期（直到泥盆纪初），陆地面积扩大，陆表浅海面积缩小，这种环境的变化，必将导致生物界的重大变革，意味着一个新的时代即将到来。四、早古生代气候寒武纪大部地区气候比较温暖、干燥，如中国北部和东北南部，以及巴基斯坦等，都有红紫色2页岩、食盐假晶（中国的馒头组）、具有紫红色氧化圈砾石的砾岩（即竹叶状灰岩）等沉积地层；中国的西南部、伊朗、西伯利亚中部、非洲摩洛哥等有岩盐、石膏等蒸发盐；在世界很多地方都分布有鲕状灰岩、白云岩等；还有在中国长江中下游和西南、新疆中天山、黑龙江北部，西伯利亚、澳大利亚、北美洲、摩洛哥、西班牙、意大利、挪威北部、南极，都发现有古杯动物灰岩和古杯礁（古杯动物是一种海生多细胞动物，有单体、群体之分，单体形似杯状，直径5—20mm，高10—30mm，过去名曰古杯海绵，目前认为单独成门，名为古杯动物门Archaeocyatha，繁盛于早寒武世，分布遍及世界各地），古杯动物生活于不低于25℃水温的海水中。以上事实都是说明当时气候情况的依据。
奥陶纪早、中期气候和寒武纪相似，气候比较温暖。当时北美、西伯利亚和中国华北地区，都有蒸发岩沉积，推测曾存在干热气候环境，属于低纬度地区。按古地磁数据，奥陶纪南极位于现在北非西北部，北极位于南太平洋。奥陶纪晚期，在冈瓦纳大陆的西部即非洲西北地区，出现大规模的大陆冰盖和冰海沉积，代表极地寒冷气候，这可能和当时其所处的地理位置是在南极圈内有关。晚奥陶世末期被认为是震旦纪以后的又一次大冰期，但时间短暂，对北方未产生重大影响，但当时出现一次大范围海退（如中国华北地区，晚奥陶世上升为陆，缺失上奥陶统沉积），被认为是由于这次大冰期的出现，导致全球海平面下降的缘故。
志留纪初期，当时南极冰盖迅速消融，导致大气环流减弱，纬向气候分带不甚明显。有些浅海地方变为较深海水，环流不畅，含氧量降低，形成滞流环境。早志留世初期，全球广布黑色笔石页岩，表明滞流缺氧环境非常普遍。除高纬度的冈瓦纳大陆外，其他各板块大都处于温暖和干热气候条件下，如在北美和北欧都有碳酸盐岩和生物礁广泛分布；在欧洲、西伯利亚、哈萨克斯坦、华南各板块上均有海相红层发现；在西伯利亚、澳大利亚等地有蒸发岩发现，便是证明。[3]