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我判断是策略大师公司不再发放免费的午餐了。他们当初花了大价钱买来“顶牛dde系统”，就是为了消灭顶牛的免费服务。以便推销他们的“策略大师LEVEL2软件（200元/季）”；现在看来可能是将“顶牛dde系统”的核心技术偷到手了，如果是大家说的那些问题，论坛起码应该开，并给大家一个解释。认识一个混蛋是需要过程的，大家拭目以待！！我觉得就是不炒股，也不使用他们的软件！！！以上判断仅供参考！

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3D打印概念作为最近一段时间在A股很受关注的话题，很多人都觉得这个技术甚至有潜力超过高端机床成为工业母机，这篇文章就跟大家聊聊，在A股市场上，3D打印的龙头有哪几家！大族激光：3d打印激光设备，国内激光行业龙头，公司被认定为深圳市高新技术企业、深圳市重点软件企业和深圳国家科技成果推广示范基地重点推广示范企业。具备年产3000台激光加工设备的生产能力，是国内最大的激光信息标记设备制造企业。公司激光PCB设备取得突破性进展。激光PCB钻孔机、PCB激光PP剪裁机、UV激光PCB软板切割机等PCB激光设备成功实现商业化，随着激光在PCB设备领域应用需求不断增加，公司在PCB激光设备竞争优势地位将会得到强化，激光PCB设备将成为公司在PCB设备领域重点发展的产品。光库科技：公司产品主要应用于光纤激光器、光通讯等重要领域。光纤激光器应用范围非常广泛，包括激光光纤通讯、激光空间远距通讯、工业造船、汽车制造、激光雕刻等。西部建设：公司现已能打印出部分物品，如花盆，也可打印出简单的构件，但受机械及软件限制，无法打印较为复杂物品，有待进一步改进。公司将持续进行研发，努力实现掌握3D打印混凝土材料的关键技术，熟练运用混凝土3D打印机打印工艺品以及建筑构件，为未来建筑技术转型打好基础。安泰科技：国内新材料行业的领军企业之一,也是国家科技部及中科院联合认定的国家高新技术企业与陕西省渭南高新技术产业开发区先期启动3D打印金属粉末领域的合作,双方约定共同组建渭南3D打印金属粉末材料工程技术研究中心,开展技术研发与转化合作,对3D打印金属粉末关键、核心技术进行联合攻关。综合以上信息，就是给大家整理的，几家在3D打印领域非常受关注的上市公司，非常值得投资者们多多的了解，希望这篇文章能给大家带来帮助！

冲天牛为您解答：金运激光（300220）、大族激光（002008）、银邦股份（300337）、南风股份（300004）、中航重机（600765）、华工科技（000998）、机器人（300024）光韵达（300227）和博实股份（002698）望采纳！！

目前A股市场上的3D概念股有：金运激光（300220）、大族激光（002008）、银邦股份（300337）、南风股份（300004）、中航重机（600765）、华工科技（000998）、机器人（300024）光韵达（300227）和博实股份（002698）等。 　　兴业证券建议，需求角度关注中航重机、南风股份等；产业链环节来关注银邦股份、银禧科技、机器人、光韵达、金运激光。 　　个股点将台 　　银邦股份（300337） 　　公司通过子公司飞而康进军国内3D打印市场，重点发展3D打印服务和打印材料制造业务，目前已经为国内外客户提供3D打印服务。分析认为，公司3D打印业务定位准确，重点发展打印材料和提供打印服务，随着国内3D打印市场的逐步成熟，公司将获得在汽车、飞机、核电和火电等行业的先发优势，逐步打开市场空间。 　　海通证券最新发布的研报指出，随着募投项目建成投产，公司产能将突破现有瓶颈，产能将大幅增长，产品结构进一步优化，盈利能力大幅提高。此外公司加码3D打印行业，切入军工、汽车轻量化等巨大潜力市场，前景乐观。考虑到公司产能有望在2015年完全释放以及公司3D打印、军工等新领域的潜力，可给予公司较高估值。 　　值得一提的是，根据银邦股份近的日公告，公司控股股东、实际控制人沈健生其于2015年4月29日、30日通过深圳证券交易所证券交易系统累计增持公司股份150万股，占公司总股本的0.4%。这显示公司实际控制人对公司未来发展的看好。 　金运激光（300220） 　　公司在2014年12月公告非公开发行股份预案，拟发行1008万股募资29998.08万元。用于“金运·3D+平台”建设，包括对云工厂的投入、线上云平台及相关信息系统的优化和升级、线下体验店开设运营、3D+设计俱乐部搭建等。而公司近期提出的金运·3D+平台，也被誉为目前国内最完善的3D打印商业模式。 　　据介绍，金运·3D+平台透过结合线上云平台、线下体验店、云工厂组建一个类淘宝的商业平台，让客户可以自由发挥创意，满足各种需求。未来公司将以金运·3D+平台为核心，打造金运·3D+生态圈，在生态圈里面将形成企业资源与客户需求之间的极速匹配和良性互动，实现3D打印领域硬件、软件和服务类企业与具有个性化需求的应用类企业和个人之间无缝对接，从而使生态圈各参与方实现相应的价值，促进生态系统保持动态平衡和持续优化。 　　海通证券研报认为，金运模式又是国内完善的3D打印商业模式，透过互联网的结合实现硬件+软件+内容+服务的整合。与国际知名的3D打印公司合作，实现技术、资源的互补，强强联合下也为线上“云平台”打造坚实的后端实力。此外公司非公开发行预案以及员工持股计划都显示公司对行业前景的看好。未来公司有望凭借新技术及新商业模式进入快速成长通道。 　　机器人（300024） 　　机器人作为国内工业4.0龙头企业，产品梯队储备丰富，目前大力推行数字化工厂，为不同行业提供系统解决方案。在工业4.0时代，未来公司主要看点在于数字化工厂与特种机器人，数字化工厂已成为新工业体系的标志，也是未来系统集成发展的主要方向，公司作为智能平台型公司，格局很大，不断横向纵向拓展产品系列以及下游应用领域，目前已是军事自动化领域供应商，并持续获得稳定的军工订单。 　　值得一提的是，机器人在年报中提到公司未来有意通过内外部整合资源将机器人零部件产业（伺服电机、控制器、传感器等）独立出来做大做强。因公司目标是实现高速跨越式发展，分析认为，若公司着实进行外延并购、标的应能较好增厚利润规模。 　　中投证券认为，公司作为国产工业机器人、智慧工厂设计龙头，将持续、确定地受益于工业4.0先进制造模式变革所带来的行业政策性、市场成长性红利。智慧工厂是工业4.0的重要组成部分，国家多项政策重点扶持、市场经济性倒逼推进，预计智能工厂行业爆发增长趋近。公司具备工业机器人、AGV、MES等宽厚软硬件及多行业自动化集成经验先天优势。未来随着工业4.0模式加速推进，公司智慧工厂业务空间不可估量。 　　中航重机（600765） 　　公司的3D打印技术已成功应用于航空制造业，并规划将进入智能机器人、战略金属再生利用等战略新兴产业，培育新的增长点。分析认为，公司锻铸等主业未来有较大的上升空间，新能源业务也将逐渐扭转亏损的局面，3D打印、激光成型等新业务面临巨大的成长空间。 　　此外，随锻造产品需求向大型化、整体化、精密化转变，公司现有锻造设备竞争力和适应性相对减弱，公司有望在14年新建成的2万吨等温锻基础上，进一步加快购建大型锻造设备进程。随相关大型设备逐步购建并投产，公司锻造业务接单能力及盈利水平将大幅提升，为公司带来巨大业绩弹性。 　　海通证券研报指出，公司锻铸板块下新设备2万吨恒温锻有望为公司带来大量高毛利率新订单，从而为公司带来巨大业绩弹性。液压板块募投项目即将达产，分享数百亿进口替代市场。新能源板块受益风电回暖持续减亏。3D 打印、战略金属再生、智能装备制造等新业务成长空间广阔。公司的发展愿景是成为我国乃至全球高端装备制造产业的顶级供应商，看好公司由基础零部件供应商向这一角色转变。

3D打印技术上市公司　　一个塑料玩具、一个金属螺丝钉甚至一件雕刻、一个景观，只要你能想到的，似乎都可以通过3D扫描，然后进行打印，打印出来的成品和原品除了在比例上可能做一些微调，外形几乎一致。　　今年以来，有关3D打印的消息层出不穷，相关概念股也是反复被炒作。但近日，制造业大佬、富士康董事长郭台铭对外表示，他不看好3D打印技术，3D打印只是“噱头”。与此同时，A股市场上“3D打印”的概念炒作也逐渐退热。未来，3D打印概念股的赚钱机会何时出现？在市场理性认识3D打印后，哪些个股有望再度跑出？这些都将是“冷却期”里我们可以提前做的功课。　　3年内有望实现上百亿元产值　　“上上个世纪的思想，上个世纪的技术，这个世纪的市场”，3D打印技术在沉寂多年之后重新火爆起来，并引起全世界的关注，《经济学人》杂志甚至将3D打印技术看作是第三次科技革命的标志之一。今年“两会”期间，科技部有关人士曾表示，3D打印战略规划正在制定中。　　在国外，已经有用3D打印零部件再组装的产品，有消息称，松下电器公司正在计划将可高效生产树脂和金属部件的3D打印机应用于家用电器制造生产。3D打印机将被用于制作家电模具，可望将生产成本降低30%左右。除了模具之外，玩具、医疗、牙科、首饰珠宝等行业是3D打印增长最快的市场。　　新快报记者了解到，京东商城日前已推出了几款个人用3D打印机，价格在14999元到39999万元不等，配套的ABS塑料售价为699元/件。这台奇妙的机器大小和一台微波炉差不多，单次可打印如篮球大小的物品。淘宝网最便宜的3D打印机售价仅为2000多元。京东商城方面表示，目前购买3D打印机的用户多以个人用户为主。　　目前，中国市场上的3D打印机主要有三大类，分别是桌面级、工业级和生物医学级。桌面级3D打印机是3D打印技术里面最简单、科技含量最低，而且是未来最有可能在大众中得到普及的3D打印机，主要是满足设计、创意类行业需求。中国3D打印技术产业联盟秘书长罗军近日指出，我国将在3年内正式启动至少10个3D打印创新中心，发展500家传统企业进入3D打印技术产业联盟，3年内有望实现上百亿元产值。这也为国内厂商在投资领域中提供了新契机。www.southmoney.com　　目前无法应用于大量生产　　不过，在外界将3D打印技术描述得神乎其神的时候，业界对3D打印技术的认识则越来越理性。郭台铭日前接受媒体采访时表示，3D打印绝不等于第三次工业革命，只是噱头而已。他甚至还放话：“如果3D打印真有用，我的‘郭"字倒过来写”。　　对于不看好3D打印的原因，郭台铭称，受材料的限制，此项技术无法大量用于商业用途。例如，3D打印可以制造出电话，但只能看不能用；3D打印商品不能加入电子元件，无法形成电子产品的量产。　　虽然企业家的话永远不要尽信，但郭台铭的表态，反映了一个现状。记者发现如今市面上大部分3D打印技术还停留在一些小物件的打印上，比如杯子、鞋、人体塑像等，仅发挥了3D技术一小部分的力量。而将3D打印技术涉及到工业和制造业等领域如飞机、坦克等，更多仍停留在人们的想象阶段。　　著名的做空机构香橼研究（Citron）今年2月14日就曾公开指称，3D打印公司的股票价格过高，产业还在前景不明的萌芽期间，不该享有如此高溢价。受此影响，3家美国3D打印概念上市公司3D系统公司、Stratasys和ExOne当日股价分别下跌4.36%、6.08%和2.96%。　　Stratasys创始人斯科特·克伦普日前在北京展示最新的技术和设备时坦言，3D打印的确更适合一些小规模制造，尤其是高端的定制化产品，比如汽车零部件制造。虽然现在主要材料还是塑料，但未来金属材料肯定会被运用到3D打印中来。　　链接　　国外巨头瞄准低端市场　　郭台铭的言论代表了大规模制造企业对3D打印的一种务实态度。确实，在原材料、成本等问题面前，3D打印设备正逐渐从浮华中往务实转变。　　近期，Stratasys收购了桌面3D打印设备厂商Maker- Bot，收购交易将于今年三季度完成，收购完成后Stratasys 将推出单价5000美元以下的3D打印机，拓展普通消费者的市场。值得一提的是，Stratasys本身就有桌面级3D打印机产品，但价格较贵，在1万美元左右。收购MakerBot 意味着它开始重视入门级市场（Makerbot的Replicator 2的价格在2000美元左右）。　　分析人士认为，作为一家“高端”公司产品线向低端扩展，即使不意味着高端业务遭遇瓶颈，至少也说明高端的日子并没有想象的那么好过。　　市场　　3D打印股价调整充分后值得关注　　二级市场上，由于3D打印具有非常光明的前景，去年就有相关个股被资金追逐。如被市场认为与3D打印关系密切的大族激光，去年8月末曾录得两涨停，之后虽然市场整体陷入调整，但股价却并未跟随创下调整低点，显示资金对其十分关照。而在市场见底后，股价仍继续上涨。即便近期虽市场回调后，今年以来累计涨幅仍高达36.80%。

先要知道自己的打印机是什么型号，可以用什么材质打印。1：多头喷射：一般采用树脂、蜡等材料，打印时喷射成型材料及支撑材料，针对塑胶及齿科设备类型，支撑材料为蜡。2：激光熔化：常用的材料是钛合金、钴铬合金、不锈钢、铝合金，金属粉末经高能镱光纤激光熔制而成。3：激光烧结：常用的材料为尼龙、金属粉末、ps粉、树脂砂，利用烧结使粉末变得紧密结合。4：立体平板印刷：通常使用光敏性树脂，在固化后的材料表面通过特定的波长和强度将其聚焦到表面，通过点对线打印出模型。5：熔融沉积式：代表的产品为纵维立方Mega X，一般使用的打印材料为聚乳酸、ABS塑料。该方法是将热性塑料、蜡或金属等丝状材料从加热喷嘴中挤出，并根据零件各层的预定轨迹打印模型。第一步：创建模型想要玩转3D打印，最重要也是必不可少的环节就是建模!现在可以绘制三维图形的软件有很多，关键是要看它是否能够生成.stl格式的文件，像AutoCAD、3Dsmax、solidworks等这些比较常用的3D制图软件都是可以输出或者转换成STL格式的。第二步：添加模型切片软件是一种3D软件，它可以将数字3D模型转换为3D打印机可识别的打印代码，从而让3D打印机开始执行打印命令。3D打印机一般都会自带切片软件，在主菜单页面，通常会有“添加模型”选项，点击之后，我们创建或下载的模型就自动出现在我们的三维打印空间中了。第三步：选择分层切片对3D打印切片软件进行正确的设置，将有效提升3D打印机打印模型的成功率。在主菜单中一般会有“分层切片”这个选项，这个功能主要是帮助我们来分解打印机打印的过程，用户可以在软件中事先预览观察整个打印过程。点击后，你可以看到模型发生了一些变化。第四步：拖动分层预览滚动条拖动分层预览滚动条，软件可以根据参数值，展现每一层的图像。我们知道FDM打印技术原理，其实就是通过一层一层的材料堆积来实现整个模型的成型。通过预览，你可以直观地观察到模型是怎样一层一层生成的。第五步：添加支撑有些模型的某些部位的重要需要添加一些支撑物。比如麋鹿的角。这时候，我们可以在模型合适的部位添加一个支撑，这样打印的时候，打印机会把这部分支撑体也打印出来，后期我们通过一些方法将支撑体去除即可。有些支撑是水溶性材料制成，后期去除很好处理。切片软件一般是支持手动增加支撑和自动添加支撑的。自动添加支撑，系统会根据您所要打印的模型自动判断在某些部位添加支撑物。第六步：连接打印机选择“连接打印机”将计算机连接到打印机。第七步：开始打印开始打印前，需要再次检查一遍模型信息，保证模型的各项参数是正确的。点击主菜单选择模型信息即可。其次就是要保证，模型不逾越机型本身的打印范围。最后我们要设定打印头及打印平台的温度。第八步：模型后处理模型打印完成后，如果不是一体成型的话模型，我们还要进行打磨、装配，把零件组成一个成品。

几只3d打印股：纳思达，流通股本6.86亿，每股净资产3.82元，每股收益0.94元创出新高。该股不复权最低价在2017年7月13日，为20.8元，近期顶部在33-36元之间，值得长期关注，最好低位介入。北矿科技，小盘股，公司生产的磁粉用于3d打印。近期底部11.63元，6月2日创出新低12.7元，每股发行价6.56元。楚江新材，近期不复权最低价5.71元，流通股本10.3亿，公司的金属3d打印材料正在应用于各行各业，基本面发生了重大转变，值得长期关注。华中数控，上市后最低价是10.11元，在2012年12月4日，该股发行价26元，近期底部是12.7元，作为背靠华中科技大的一家企业，前景会相当好。苏州恒久，上市后不复权最低价是9.52元，在2018年2月7日，该股发行价7.71元，在2018年3月26日，创出近期第二个低价10.45元，至6月4日，创出第三低价11.97元。作为次新股，该股有很强的生长空间。2013年，3D打印的概念被媒体炒的火热，一夜之间，这一技术迅速为世人知晓，并被称为传统制造业的颠覆者，将掀起“第三次工业革命”的大潮。3D打印在航空航天、医疗、车辆轻量化制造、高价值零部件再制造、数字化柔性制造、复杂性构件生产、研究开发设计等行业广受瞩目; 预计2019年3D打印行业市场交易额是162亿美元，根据Wohlers报告，今年全球的市场规模是120亿美元， 同时，预计今年中国的市场规模为22.5亿美元 , 凭借25%的年增长率，2020年全球产值有望突破200亿美元。持续增长的市场份额将3D打印概念股炒的火热，成为“风口”更吸引了众多投资人和创业者的目光。然而，一时间的绚烂却无法掩盖国内3D打印技术存在的问题。目前，我国3D打印总体还不够完善，缺乏“龙头企业”，八成企业还在靠卖设备赚钱。与国外相比，我国3D打印技术在材料、设备、核心器件等方面还相对落后。在经历了“兴奋期”“科普期”和“迷茫期”之后，更多清醒的企业家和创业者看到，3D打印已经站在了临界点的关口上，只有在技术上真正实现突破，才有可能脱颖而出。

3D打印技术就是将计算机中设计的三维模型分层，得到许多二维平面图形，再利用各种材质的粉末或熔融的塑料逐层打印这些二维图形堆叠成为三维实体。3D打印技术包括了三维模型的建模、机械及其自动控制（机电一体化）、模型分层并转化为打印指令代码软件等技术，还有就是各种材料成型的专业知识，有的3D打印还涉及激光器及其控制的专业知识。最接近的大学专业应该是机电一体化和材料科学与工程专业，可惜按现在教育部的专业设置机电一体化的专业缺少了材料专业知识、材料科学与工程不是偏化工就是偏机械。3D打印的发展前景，我个人认为前景广阔，设备开发方面：高端设备及经济型设备会不断被开发。打印材料方面，将会有更多的材料能够用于3D打印，以满足各个行业甚至个人的各种需求。并逐步进入到实用化。

以下为推广文章，与公司产品无关 打印机信息介绍： 3D打印技术被认为是颠覆传统制造业的革命性技术，它将推动实现第三次工业革命。在3D打印技术可以打印器官、房屋、汽车和飞机的今天，它具有创造无限的可能。在资本市场上，目前全球有两家3D打印机制造巨头，分别是Stratasys公司和3D Systems公司，均在美国纳斯达克上市，2012年股票分别上涨了2倍和3倍，而同期纳斯达克指数涨幅仅为18%；3D打印科技前沿，理念新颖，具有快捷性、个性化、低成本、应用广、潜力大等优势，在二级市场上3D打印概念股将成为市场资金关注的焦点，有望风云再起，再掀波澜，走出一轮新的上涨行情。 东莞市铭天电子科技有限公司专业生产加工三维打印机耗材、三维打印机、ABS、PLA等产品，拥有完整，科学的质量管理体系。自成立以来严格执行质量体形标准，产品质量稳定，交货及时，深受用户好评。

宏昌电子属于3D打印材料，在3D打印概念里占据重要的地位，盘小的次新超跌股游资不可能不炒1，3d印刷。关键技术---激光扫描、激光切割、激光烧结等。包括真假受益激光股： 光韵达、大族激光、华工科技、华中数控、金运激光、福晶科技、大恒科技、利达光电等。 光学概念股: 凤凰光学、利达光电等。 2，3d印刷。关键技术---纳米技术: 苏大维格。 3，3d印刷。印刷材料： 宏昌电子（树脂）、东睦股份（金属粉末）等。 4，3d印刷。印刷设备：银邦股份、华中数控、中海达、南风股份等。 5，3d印刷。应用: 中航精机、中航重机等。 6，LED补贴。洲明科技、大族激光、鸿利光电、雷曼光电等

3D打印办公室介绍：内部空间约为250平方米，使用了尺寸约为6x36x12米的打印机去制造。建造完成时间17天，成本约14万美元（约合人民币92万元）自我感觉这是值得的。理由：1、作为世界第一个使用打印机建造的房子，它是值得的。2、它是不仅是一个艺术品还是现代科技的表现。3、对于世界的轰动效果。4、92万，建造如此高端大气上档次工作室。

首先，我们来分析一下给投资者带来哪些利益。第一点、门槛低。门槛低是其最大的特征之一，相比同类型的融资融券业务，五十万的资金额度一下子就限制了绝大多数投资者。所以低门槛才会吸引了大量投资者的加入。第二点、杠杆高。杠杆高是指投资者可以选择的最高杠杆比例，可以根据自己的盈利能力以及风险承受能力来控制自己选择的杠杆，以此提高自己的盈利。第三点、便捷性，可以非常便捷的就完成流程，即时到账而开始炒股。其次，弊端有哪些呢？其实这还是要从以上利的要点来入手进行分析。第一点、高杠杆。因为高杠杆也就带着这高额的资金，使得投资者在投资过程中更容易因为亏损而遭遇平仓、爆仓的发生，这就是由于高杠杆的资金仓位比例问题而导致的。因此高杠杆也会给投资者带来更大的投资压力，造成操作失误率的提升。第二点、隐蔽性。由于很多投资者也没有调查过公司线下的实体机构，因而选择平台的时候也不知道自己是否是遇上了非法平台，直到造成亏损了才反应过来。所以说都有两面性，即使是作为优势的利也有着作为劣势弊端的一面。想要把控炒股的利弊，当然还是要靠投资者自己来决定如何控制这配资的利弊了。

股票杠杆是否合法，法律上并没有对股票杠杆这一行为做明确的法律规范。有过股票杠杆经历的朋友都应该知道，配资时签署的合同是自然人跟自然人或者法人签署的，在整个的杠杆合同上不会出现任何的股票杠杆公司的字眼。而国家规定自然人与自然人、自然人与法人之间都是可以产生借贷关系的，他们之间签署的合同也同样是具有法律效应的。所以从这一点上来看，股票杠杆是具有一定的合法性的。如果题主想做股票杠杆的话并不是要考虑合不合法的问题，而是要考虑你使用的杠杆平台的安全性问题：是不是实盘交易，能不能给你提供实盘交割单。如果一不小心遇到了虚拟盘，很有可能有跑路的风险。真正的做股票杠杆的公司是不会存在携款跑路的情况的。对于大部分的股票杠杆的出资方来说，他们是通过收取一定的利息来获利的。这种方式可以获得一个长期稳定的固定投资回报，而且风险性比较低。鉴别真假杠杆的方式：一、最常用的就是挂单测试，在看盘软件上找支起伏不大的股票，先买入几手股票挂单（可挂最后一档五档进行测试）测试，挂上的单子数量在看盘软件上有没有加买入的多少数量，如果有则可以证明资金是流入股市的，为实盘；如果挂的单子在看盘软件上的手数没有变化，则就是虚拟盘（远离虚假，保障财产安全）。二、查询明细：看一个杠杆的正规性，不能只是听说或者他说正不正规，正确的是需要自己验证的。在选择时可以在上小资金操作验证，小资金进去选支比较冷门的票挂单买进去，然后当天在看盘软件上查成交明细，查看买进的时间、价格、数量能否找得到对的上；实盘肯定找得到的，假盘资金是不进入股市的，也找不到对应的信息。三、查询交割单：说到交割单，有些人就说交割单是可以作假的！对！这说的没错！但不完全正确！如何查询交割单真伪也是比较容易：1、不要相信截图的交割单，截图的交割单是可以作假的！2、看交割单一定要对是否买入的票有疑问的时候，让发当时时间的视频！3、有条件的可以到去直接当面拉单子对照！四、费用：相信很多人都关注利息，特别是低息或者免息很多人就会觉得捡到便宜，那就有个问题，低息免息那赚什么钱呢？天下没有免费的午餐！从资金成本来说，不管是自有资金还是基金的资金都需要成本，从商业的角度来说钱没有赚钱就是亏钱！

据《解放军报》昨天报道，在军事领域，3D打印技术给装备保障带来的变化是革命性的。受此消息影响，昨天多只概念股逆市飘红，中航重机上涨3.18%，海源机械上涨1.94%，光韵达上涨0.68%。 军事领域大展身手 报道称，在军事领域，3D打印技术给装备保障带来的变化无疑是革命性的。在未来信息化战场上，技术保障人员可随时利用携带的3D打印机，直接把所需的部件一个一个地打印出来，装配起来就可以让武器装备重新投入战场。另外，3D打印还可广泛应用于辅助军事技术研发。有专家预测，未来不仅小型枪支、简单物资可实现打印，军舰、飞机、坦克等大型、复杂的武器装备，甚至食物、军事基地等都可用3D打印机直接或间接“制造”出来。目前，美国军方已使用3D打印技术辅助制造某型导弹弹出式点火器模型，并取得了良好的效果。 概念股后期机遇大 就上述报道，金融界资深分析师马小东认为，3D打印不光在军事上前景广阔，同时在打印机生产、3D扫描、医疗应用方面的前景则更为明朗。对于相关上市公司来讲，凭借其较强的融资能力和品牌影响力，后期在相关领域的机遇更大。 轻仓波段操作为宜 第一创业证券分析师刘新燕表示，3D打印应用于军事，带动了相关概念股走强。3D打印技术被誉为有望引领第三次工业革命标志性生产工具，其问世以来一直受到关注，正是看中其制造成本低、生产周期短等巨大优势，引起市场的广泛关注。不过，刘新燕提醒投资者，对于3D打印概念这样的预期型成长性股票，不能全仓介入，由于这类股票的技术非常新，潜在利润大的同时也意味着潜在风险较大，应该轻仓波段操作为宜。 >>相关新闻 3D打印技术产业大会将开 京华时报讯（记者阳荻雯）昨天，中国3D打印技术产业联盟在记者会上宣布，由亚洲制造业协会、中国3D打印技术产业联盟等共同发起主办的首届世界3D打印技术产业大会将于5月29日－31日在北京举行，世界3D打印技术产业联盟也将同期成立。 据大会执行主席、亚洲制造业首席执行官罗军透露，大会将以科技创新推动生产方式变革为主题，与500位来自美国、德国等世界3D打印行业的嘉宾及关注者，就3D打印技术产业化过程中的热点难点问题展开深入讨论。会议期间，还将举行3D打印技术展览展示、一对一项目对接洽谈等活动。 罗军介绍，全球3D打印技术目前已经相对成熟，但是全球产业化的序幕才刚刚拉开。去年全球3D打印装备和加工服务实现的产值才20亿美元，国内还不到2亿美元，与3D应用千亿级的市场空间相比较，只能说明这个新兴行业还在起步阶段。

不少上市公司纷纷拥抱“工业革命4.0”。仅就工业自动化、工业互联网、物联网、3D打印、传感器等相关行业来看，就有沈阳机床、华中数控、东土科技、光韵达、金运激光、汉威电子、新大陆等被纳入“工业革命4.0”的概念股范围。其中，科远股份表示，公司目前的产业规划与工业4.0产业发展方向高度吻合；金鹰股份则表示，公司控股子公司能生产注塑机上的单车轴双截单臂注塑专用机械手。

您好，很高兴为您解答：3D打印（www.3dtpy.com），即快速成型技术的一种，它是一种以数字模型文件为基础，运用粉末状金属或塑料等可粘合材料，通过逐层打印的方式来构造物体的技术。3D打印通常是采用数字技术材料打印机来实现的。常在模具制造、工业设计等领域被用于制造模型，后逐渐用于一些产品的直接制造，已经有使用这种技术打印而成的零部件。该技术在珠宝、鞋类、工业设计、建筑、工程和施工（AEC）、汽车，航空航天、牙科和医疗产业、教育、地理信息系统、土木工程、枪支以及其他领域都有所应用。3D打印的出现无疑是一次新的工业革命，但是中国的3D打印起步相对于欧美国家较晚，大约在2013年初的时候3D打印正式进入了媒体的视野，如果您要了解3D打印技术、3D打印机、3D打印机价格、3D打印概念股等相关3D打印知识，可以登录太平洋3D打印网进行更详细的了解即可。——太平洋3D打印网感谢您的支持！如有疑问，可以继续向我们提问！

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什么是股票杠杆呢？股票杠杆是通过借款购买股票，特别是通过使用保证金信用交易购买股票来获得资金。在投资中，杠杆是指在您自己的资金不足时借入具有一定杠杆倍数的资金进行投资。使用更少的本金来获得高额回报，同时扩大风险。例如，投资者有50万本金，杠杆翻倍成为一百万的账户。当然，增加杠杆还需要额外的“借款”成本。那么股票杠杆怎么去申请呢？1.明确的杠杆操作：如果您选择，原始基金可能是10万元，若是五倍杠杆，可以提供50万元的资金；2.投资股票产品时，50万元用于投资股票产品购买；3.如果购买股票产品是股市行情好的时候，加杠杆会数倍的放大收益，但股市跌的时候，尤其是进入熊市后，会有平仓的风险，需要追加保证金。4.对股票杠杆原理的分析非常简单。理解了这个原则后，你可以让自己投资变得非常专业。股市好的时候放大收益，股市坏的时候，使用股票杠杆炒股票仅将面临平仓风险，而且会损失部分本金。用户在平时买卖股票时最好不要使用杠杆。它的风险非常高。用户只能在投资时使用自己的闲钱。这样，损失金额就可以减少，而不会有被平仓的风险。

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股票杠杆是否合法，法律上并没有对股票杠杆这一行为做明确的法律规范。有过股票杠杆经历的朋友都应该知道，配资时签署的合同是自然人跟自然人或者法人签署的，在整个的杠杆合同上不会出现任何的股票杠杆公司的字眼。而国家规定自然人与自然人、自然人与法人之间都是可以产生借贷关系的，他们之间签署的合同也同样是具有法律效应的。所以从这一点上来看，股票杠杆是具有一定的合法性的。如果题主想做股票杠杆的话并不是要考虑合不合法的问题，而是要考虑你使用的杠杆平台的安全性问题：是不是实盘交易，能不能给你提供实盘交割单。如果一不小心遇到了虚拟盘，很有可能有跑路的风险。真正的做股票杠杆的公司是不会存在携款跑路的情况的。对于大部分的股票杠杆的出资方来说，他们是通过收取一定的利息来获利的。这种方式可以获得一个长期稳定的固定投资回报，而且风险性比较低。鉴别真假杠杆的方式：一、最常用的就是挂单测试，在看盘软件上找支起伏不大的股票，先买入几手股票挂单（可挂最后一档五档进行测试）测试，挂上的单子数量在看盘软件上有没有加买入的多少数量，如果有则可以证明资金是流入股市的，为实盘；如果挂的单子在看盘软件上的手数没有变化，则就是虚拟盘（远离虚假，保障财产安全）。二、查询明细：看一个杠杆的正规性，不能只是听说或者他说正不正规，正确的是需要自己验证的。在选择时可以在上小资金操作验证，小资金进去选支比较冷门的票挂单买进去，然后当天在看盘软件上查成交明细，查看买进的时间、价格、数量能否找得到对的上；实盘肯定找得到的，假盘资金是不进入股市的，也找不到对应的信息。三、查询交割单：说到交割单，有些人就说交割单是可以作假的！对！这说的没错！但不完全正确！如何查询交割单真伪也是比较容易：1、不要相信截图的交割单，截图的交割单是可以作假的！2、看交割单一定要对是否买入的票有疑问的时候，让发当时时间的视频！3、有条件的可以到去直接当面拉单子对照！四、费用：相信很多人都关注利息，特别是低息或者免息很多人就会觉得捡到便宜，那就有个问题，低息免息那赚什么钱呢？天下没有免费的午餐！从资金成本来说，不管是自有资金还是基金的资金都需要成本，从商业的角度来说钱没有赚钱就是亏钱！

3d打印概念共19只，前7只近期龙头

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一、海西花岗岩的分布及形成时代研究区以北约100km的内蒙古索伦山一带，在古生代晚期存在一条向南俯冲的板块俯冲消减带，呈EW向展布。本区北部处在该俯冲消减带的上覆板块上。随着该俯冲带的形成和强烈活动，区内产生了大规模的花岗岩浆活动，形成了分布广泛的海西花岗岩、花岗闪长岩和石英闪长岩带，总体呈EW向带状展布，大致可分为北带、中带和南带（图2—11）。图2—11　燕辽西段海西花岗岩分布图（据河北省北京市天津市区域地质志，1989，略加修改）1—南带花岗岩；2—北带花岗岩；3—中带花岗岩；4—断裂；5—省界北带在构造位置上属于内蒙古—大兴安岭地槽褶皱带南缘，康保—围场EW向深断裂带北侧。在宝昌盆地的东侧、西侧、北侧和多伦盆地东南部均有海西花岗岩的大面积出露，这些岩体主要侵入于古元古界上亚群、下二叠统三面井组和新太古界乌拉山群中，其上多被上侏罗统火山岩不整合覆盖，多呈岩基或岩株产出。其岩性主要为石英闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩。规模大的岩体具有相变特征，其内部相为中粗粒、中粒花岗岩和斑状花岗岩，边缘相为细粒花岗斑岩或细粒花岗岩。中带海西花岗岩主要分布于康保—围场EW向深断裂带和崇礼—赤城EW向深断裂带夹持的中朝地台北缘的广大地区。岩体数量多，由西向东形成一条宏伟的EW向花岗岩带。这些岩体主要侵入于新太古界红旗营子群中，其上被上侏罗统张家口组火山岩不整合覆盖。沿岩体的接触带的外带发育钾质混合岩化作用，内带多见红旗营子群变质岩的捕虏体。岩性主要为花岗岩和花岗闪长岩。南带海西花岗岩主要分布于崇礼—赤城—丰宁EW向深断裂带以南的燕辽沉降带的北缘。多侵入于新太古界古咀子组，与围岩之间的侵入关系清楚。其上被侏罗—白垩系不同层位所覆盖。其它特征与中带相似。岩体出露面积小而分布零星。我们对宝昌盆地西侧基底的崩崩山花岗岩体采集了同位素年龄样，岩石中锆石铀－铅同位素年龄测定结果为252Ma，全岩铷－锶同位素等时线年龄为231Ma（图2—2）。根据区测资料，康保岩体的钾－氩法年龄为241Ma，崇礼海流图花岗岩体的钾－氩法年龄为281Ma。上述资料表明，区内海西花岗岩主要形成于海西构造运动的晚期。二、海西花岗岩的成因类型由于海西花岗岩在区内分布广泛，是本区，特别是本区北部火山盆地基底岩石建造的重要组成部分，所以，探讨其岩石成因类型，对本区火山盆地铀矿区域成矿远景评价和战略选区，具有重要意义。下面重点从四个方面进行探讨：1.岩石的矿物成分和结构特征区内海西花岗岩岩石矿物成分平均含量为：钾长石含量为45%、斜长石25%、石英28%，且含少量的黑云母，一般不含角闪石。岩石中的副矿物种类多，其中，同时存在浅色结晶好的和棕色浑圆熔蚀状两种锆石，磁铁矿、榍石和磷灰石含量低，这些特征与S型花岗岩相似。据区测资料，岩石化学成分的CIPW法标准矿物含量计算结果（表2—8）表明，标准矿物的组合和含量与S型花岗岩相似。另外，海西花岗岩体有一定的相变特征，其内部相为中粗粒似斑状结构，边缘相为细粒似斑状结构；自内部相向边缘相钾长石含量逐渐增多，斜长石含量逐渐减少；岩石的酸度逐渐增大。这些特征均表明海西花岗岩不同于I型花岗岩，而与S型花岗岩相同。表2—8　燕辽西段海西花岗岩CIPW法标准矿物平均含量表（%）（据河北区域地质志）表2—9　燕辽西段海西花岗岩岩石化学成分表（%）①黎彤统计平均成分。2.岩石化学成分特征根据区测资料统计，区内海西花岗岩的岩石化学成分较稳定，单个样品的化学成分与区内海西花岗岩的平均化学成分相似（表2—9）。但它们与我国花岗岩的平均化学成分（黎彤，1962）相比，SiO2、Na2O和K2O偏高，而Ca、FeO（Fe2O3）、MgO偏低，大致与我国二云母花岗岩的平均化学成分相当，属钙碱性、铝过饱和岩石系列。从岩石的Al2O3/Na2O+K2O+CaO、K2O/Na2O、Fe3＋/Fe3＋+Fe2＋等比值（表2—10）可以看出，本区海西花岗岩明显区别于I型花岗岩和A型花岗岩，而与我国华南S型花岗岩和澳大利亚科修斯S型花岗岩相似，表明它们属壳源重熔岩浆成因的S型花岗岩。表2—10　燕辽西段海西花岗岩岩石化学计算参数与澳大利亚、华南S型花岗岩特征值对比3.岩石的锶同位素初始比和稀土元素配分特征根据我们对宝昌盆地西侧崩崩山海西花岗岩采集的岩石样品的锶同位素质谱法测定及稀土元素X射线荧光光谱分析法测定的结果，岩石的锶同位素初始比值为0.70917，具有典型壳源重熔成因S型花岗岩的特征。岩石的稀土元素总量虽然偏低（表2—6、7），但仍然高于上地幔岩石稀土元素总量平均值，并具有富轻稀土、LREE/HREE和La/Yb比值大、Sm/Nd比值小于0.3（为0.1）等特征，也反映了岩石壳源重熔成因特征。Eu的正异常主要与岩石中富斜长石有关。4.岩石的铀、钍演化特征根据大量的地面伽玛能谱测量数据和区测资料，海西期石英闪长岩铀含量为（2—3）×10-6，钍含量为（14—17）×10-6，铀含量偏低；而海西期花岗岩铀含量普遍偏高，一般（4—5）×10-6，钍含量为（10—20）×10-6。又据东北地勘局247大队对康保、韩家店等地五个海西花岗岩体的地面伽玛能谱测量数据统计，平均铀含量为8.2×10-6，钍含量为17.4×10-6，也表明海西花岗岩铀含量较高。另外，在区内还发现大量与海西花岗岩有联系的W、Be、Nb、Ta等矿化。这些特征与华南S型花岗岩富U、W、Be、Nb、Ta的特征相似。这是本区第二次铀的预富集作用。

非洲板块的基底构造形成于冈瓦纳古陆期间，非洲西部和南部地区古元古界发育齐全，非洲中部和东部地区中、新元古界发育较完整。新元古代至古生代初期，西非和卡拉哈里地盾在新元古代以前发育完整，刚果地盾在中、新元古代才发育完整（图2-1）。地盾由前寒武纪以前的岩石组成，其上无盖层，古地盾中部由太古宙的许多陆核和活动带交替组成，成分为花岗岩、绿岩和高变质的片麻岩（M.Popoff，1988；J.P.Liegeois et al.，1983）。图2-1 非洲地盾分布图元古宙期间，三大地盾中相对稳定的陆核形成较早，至新元古代，其上形成了一些沉积岩盖层。以后在刚果、卡拉哈里地盾之间形成了卡坦加活动带，在西非地盾西北段形成了毛里塔尼亚活动带，南部形成刚果活动带，在卡拉哈里地盾东部形成了莫桑比克活动带，这些活动带的活动均延续到震旦纪乃至早古生代。新元古代，非洲中部的刚果地盾和南部卡拉哈里地盾完整固结后，其间的卡坦加海槽活动带，以及上述的其他海槽活动带均形成了广大的泛非海槽活动带。在非洲西南海岸，西刚果海槽震旦系沉积层序中有上、下两个冰碛层，层序中多含白云岩，少见火山岩（Van Breemen et al.，1975；R.White et al.，1989）。至早古生代，约5亿年前，整个非洲发生了一次强烈的造山运动，此次泛非运动（或称加丹加运动）使上覆地层受热动力变质和花岗岩化，致使整个非洲成为一个古老的稳定区，在非洲中北部形成东撒哈拉克拉通（图2-2）。图2-2 非洲新元古代至古生代初期泛非活动带分布图古生代以后，几次世界范围内的造山运动对非洲的影响微弱。海西造山运动使西非、北非地台分隔成许多隆起和盆地。非洲南部地台受海西运动影响范围狭小，仅在最南部的开普地带，从石炭纪至三叠纪才发育了断裂系统或沉降型陆相盆地（D.Mckenzie，1978）。

本节在新疆阿尔泰造山带西部获得一批较为系统的磷灰石裂变径迹分析结果。32个磷灰石裂变径迹年龄为（163.0±6.4）～（46.9±7.2）Ma，平均径迹长度为（14.5±0.1）～（11.3±0.4）μm，长度标准差为（1.4～2.7）μm。区内具有三阶段热历史：约110Ma之前处于约100～120℃较高温稳定阶段，然后在约110～40Ma期间发生快速冷却与隆升事件，从约40Ma开始发生另一较为缓慢的冷却事件。总体上自北而南，剥蚀速率和冷却速率均逐渐变小。本书裂变径迹资料表明，阿尔泰山西段主要断裂带现在向南倾斜，区内构造演化亦主要受Tesbahan、Kulti和Basei三条断裂带逆冲热事件的控制。我国新疆北部阿尔泰山脉位于西伯利亚板块南缘，属于西伯利亚板块与哈萨克斯坦准噶尔板块的结合带，走向NW，是加里东-海西期增生于西伯利亚板块南缘的陆缘增生造山带。早古生代哈萨克斯坦-准噶尔板块沿额尔齐斯深大断裂带开始俯冲，导致由北东向南西逐渐发展和加强的陆缘岩浆活动核褶皱造山作用（陈哲夫等，1997；王元龙等，2001）。阿尔泰山南缘为泥盆纪火山岩，中部为变质核岩浆岩带，北部边缘为逆冲推覆带。从海西期末至新生代，总体上处于隆升和向南推覆（王广瑞，1996；董永观，2000）。我们在阿尔泰西部地区采集了系列样品，试图探讨阿尔泰造山带中生代以来构造活化的时间以及过早活化的时空制约。一、地质特征印度大陆与亚洲大陆碰撞导致印度大陆向亚洲大陆的逐渐缩短汇聚以及新生代变形向北部中亚地区扩散。这种缩短作用的影响，在西藏和喜马拉雅，乃至中国西北地区和蒙古，均清晰可见。早古生代哈萨克斯坦-准噶尔古板块沿额尔齐斯-玛因尼伯断裂带俯冲，引发陆缘岩浆活动和褶皱造山作用，其强度从NE向SW逐渐增大，进而分别形成山区加里东构造岩浆带、山前海西构造岩浆带和额尔齐斯海西构造岩浆带。因此，阿尔泰山区断裂、褶皱和强烈的岩浆活动相当发育（图 1-4-8）。岩浆活动向南西变新（董永观，2000）。褶皱作用和逆冲断裂活动亦与构造岩浆作用相一致。区域断裂带以多期次形成和活动为特征。区内主要断裂带呈NW-SE向，这些断裂带长大于100km，宽几百米至几公里。晚石炭纪之后，推覆断层发育，并形成一系列NW走向的逆断层。同时，发育了大陆沉积和伸展盆地（王广瑞，1996）。作为造山带深部作用的影响，这些断裂带主要形成于海西期。大面积花岗岩主要产出于加里东期和海西期（图1-4-8），它们由于造山作用的影响而呈现片麻状结构。不过，也发现印支-燕山期的岩浆岩（董永观，2000；李志纯，1996；张前锋，1994），其时代向南渐小。图1-4-8 阿尔泰地区地质图黑色圆点及旁侧数字代表采样位置及其编号F1、F2、F3、F4、F5和F6分别为额尔齐斯（Ertix）断裂、特斯巴汗（Tesbahan）断裂、库尔提（Kulti）断裂、红山咀断裂、可可托海（Cocotohai）断裂和巴寨（Basei）断裂例如，额尔齐斯断裂带是一个右行走滑逆冲断裂带，对区域地质演化具有重要作用，它由5条从东向西伸展约650km。额尔齐斯断裂带两侧的岩浆作用、变质作用和成矿作用，均有明显差异。它整体上走向300°，倾向北东，倾角60°～70°，上盘抬升，垂直断距约7km（Zari Muhtar，1994）。它是西伯利亚板块和萨克斯坦板块的缝合带（陈哲夫等，1997；He G.，1995）俯冲作用发生于早泥盆世、中泥盆世和早白垩世（秦元喜等，1994）。不过，更新世以来仍有活动（柏美祥，1996）。Kokotakay-Ertai断裂带走向北—北西，向东倾，延长190km，形成于海西期（董永观，2000），Late Epileistocene以来属于右行倒转走滑断裂带，致使额尔齐斯河流和Ulungur 河流排水系统紊乱（柏美祥等，1996）。二、试验方法所采集的样品经粉碎研磨后，应用常规重液分离法和磁选法分选出磷灰石单矿物。将磷灰石颗粒置于玻璃片上，用环氧树脂滴固，然后进行研磨和抛光，使得矿物内表面露出。在25℃下用7% HNO3蚀刻30 s揭示自发径迹，将低铀白云母外探测器与矿物一并入反应堆辐照，之后在25℃下40% HF蚀刻20 s揭示诱发径迹，中子注量利用CN5铀玻璃标定（Bellemans F.，1994）。利用从澳洲进口的AUTOSCAN自动测量装置，选择平行c轴的柱面测出自发径迹和诱发径迹密度，水平封闭径迹长度（Gleadow AJW，et al.，1986）依造Green（1986）建议的程序测定。根据IUGS推荐的ξ常数法和标准裂变径迹年龄方程（Hurford A.J.，1982）计算年龄值。磷灰石裂变径迹的部分退火带（Partial Annealing Zone）温度通常为60～110℃（Fitzgerald P.G.，1995）。温度高于退火带，不仅没有新的径迹形成，而且已有径迹亦将全部退火消失，裂变径迹年龄为零；当温度低于退火带时，则新径迹不断形成；在退火带内，径迹既有生成又有消失，当温度增加时将使得裂变径迹逐渐减少，从而裂变径迹年龄变小（Bellemans F.，1994），反之亦然。由于新径迹的不断形成，磷灰石的裂变径迹年龄和径迹长度分布特征可以反映其主岩的综合热历史（Green P.F.等，1989）。裂变径迹年龄是过去热事件复杂历史的记录。为了研究岩石经历的地质热历史，可将封闭径迹长度分布形式与裂变径迹年龄相结合，并应用各种程序进行模拟。应用Green等（1989）描述的磷灰石退火特性，可较好地解释测出的磷灰石裂变径迹资料。基于经反演模拟获得的退火特征的定量表征，解释地质热历史（Ketcham，R.A.，1999）。三、磷灰石裂变径迹分析结果系列研究样品主要取自我国阿尔泰山区的西部（图1-4-8）地表露头，样品岩性主要包括中酸性岩浆岩、砂岩和少量片麻岩，取样高程变化较大（表1-4-2），其中已经获得磷灰石裂变径迹测试数据的样品32个。这些样品的磷灰石裂变径迹中心年龄为（163.0±6.4）～（46.9±7.2）Ma，多数介于（100.4±5.7）和（46.9±7.2）Ma之间（表1-42，图1-4-9），只两个样品例外，其年龄分别为（160.5±8.3）Ma和（133.9±6.0）Ma，它们采自阿尔泰造山带南缘的额尔齐斯断裂带附近。所有样品的平均长度为（14.5±0.1）～（11.3±0.4）μm，标准差为1.4～2.7μm。取自元古界—二叠系的所有样品，磷灰石裂变径迹年龄均小于其沉积年龄和侵位年龄，表明这些岩石沉积和结晶之后经历的热事件使得裂变径迹退火而年龄变小。表1-4-2 阿尔泰磷灰石裂变径迹分析结果续表注：ρs和ρi分别是自发径迹密度和诱发径迹密度，标准径迹密度和径迹数分别为1.04×106/cm和2607，Ns和Ni分别是自发径迹数和诱发径迹数，P（χ2）是χ2检验概率（Galbraith，1981）。裂变径迹年龄与样品高程之间具有较好的线性相关趋势（图1-4-9），指示区内比较规律的构造历史或冷却历史，即从100Ma到60Ma呈现快速隆升，此前高程变化不大。图1-4-10表示平均径迹长度与其长度标准差之间的密切相关关系，即平均长度愈长，长度标准差愈小。具有较高长度标准差的岩石，比标准差较低的岩石有着更为复杂的构造热历史。由图1-4-11可知，年轻样品的裂变径迹年龄与平均径迹长度正相关（两个年龄较大的样品例外），这主要受控于从～90Ma至～60Ma的退火作用或加热事件。样品高程与径迹长度亦有一定相关关系，据图1-4-12可区分出3个分布趋势，分别代表南部（菱形符号）、中部（方形）和北部（三角形），它们均呈正相关，但其变化率不同，其中中部地区变化最大，反映了较为复杂的热历史。典型的长度分布直方图（图1-4-13）呈现3个特点：①不同样品的径迹平均长度变化较小，主体为12.6～13.6μm，有2个样品例外，一是TS88为14.5μm，另一个TS79为11.3μm，可能与统计的径迹数较少有关；②长度分布直方图较窄，长度标准差主体变化于1.4～2.3μm，并且绝大多数变化于1.4～1.9μm间。个别样品可能因长度数较少导致长度标准差较大。③长度分布直方图具有单峰特征，小于10μm或大于14μm的径迹很少。小于10μm和大于14μm的径迹，分别来自较年轻颗粒和较老的颗粒。因此，具有类似长度分布特征的样品，它们所经历的地质热历史或冷却史亦类似。图1-4-9 磷灰石裂变径迹年龄与样品高程关系图总体上呈负相关，其中年龄较大部分高程变化不明显，约从100Ma至40Ma高程变化较大图1-4-10 磷灰石裂变径迹平均长度与长度标准差呈现负相关关系图1-4-11 磷灰石裂变径迹年龄对平均长度关系图年龄较大部分平均径迹长度变化不大，而年龄小于100Ma部分则平均径迹长度变化较大，并呈正相关图1-4-12 样品高程对平均径迹长度图阿尔泰造山带南部（菱形点）、中部（方形点）和北部（三角形点）地区，虽其均呈正相关变化趋势，但变化程度不同；3个区的高程变化幅度相近，而平均径迹长度变化有别，其中以中部地区白花花最大四、热历史模拟基于Ketcham等（1999）的退火模型，并应用蒙特卡罗（Monte Carlo）逼近法模拟。根据获得的裂变径迹参数和样品所处的地质背景与条件，确定反演模拟的初始条件。模拟温度从高于裂变径迹退火带的～130℃到现今地表温度，模拟时间从三叠纪到现今。模拟结果见图1-4-14，每个样均获得了最佳的热历史路径（见图中粗线），虚线区代表反演模拟的较好拟合区。每个图左上角标出样品代号、实测径迹长度和模拟径迹长度，实测Pooled年龄和模拟Pooled年龄，以及K-S检验和GOF年龄拟合参数。当K-S值和GOF值均大于0.5时，一般认为模拟结果较好。图1-4-13 磷灰石封闭径迹长度分布直方图横坐标为长度/μm，纵坐标为频数/条如果考虑模拟曲线的整体特征，则所有样品呈现类似的3阶段冷却历史。首先，从早三叠世至早白垩世（约120Ma），处于磷灰石裂变径迹退火带底部，温度为（105-130）～（90-120）℃，属于较高温稳定阶段；然后在120～60Ma期间，发生快速冷却与隆升事件，使得岩石较快地进入退火带的顶部状态，温度为（90-120）～（20-65）℃；第3 阶段，大约从白垩纪末（60Ma）开始，发生另一较为缓慢的冷却事件（图1-4-14）。不过，有的样品在第三阶段出现一个较稳定的温度阶段，有的样品在晚第三系以来出现快速冷却。另一特点是，从北向南，开始快速隆升的时间逐渐变早。图1-4-14 典型样品经磷灰石裂变径迹反演模拟得到的时间-温度变化历史图虚线区代表反演模拟的较好拟合区，实线代表最好拟合结果。每个图左上角标出样品代号、实测径迹长度和模拟径迹长度，实测Pooled年龄和模拟Pooled年龄，以及K-S检验和GOF年龄拟合参数；当K-S值和GOF值均大于0.5时，一般认为模拟结果较好五、地质意义（一）隆升作用依据磷灰石裂变径迹资料分析，区内在约110～40Ma经历了一次快速隆升作用，持续时间达～70Ma；快速隆升之前为平稳期，持续时间不小于50Ma，即在大于或等于160～110Ma，这从裂变径迹年龄与样品高程关系图（图1-4-9）、裂变径迹年龄对平均径迹长度图（图1-4-11）以及反演模拟结果（图1-4-14），均得到体现。在80～116Ma之前，阿尔泰地区各构造带均处于磷灰石裂变径迹退火带底部部位（约120℃或3.6km的深部），然后总体上等速隆升至地表。第2阶段60～90Ma期间，隆升速率（83.3～107.7）m/Ma。60～120Ma的快速隆升作用以及获得（80.4～91.9）Ma的裂变径迹年龄，证实燕山晚期发生过新的陆内挤压造山活动。（二）冷却速率与剥蚀速率根据反演模拟的最佳热历史计算，从开始快速隆升冷却至现今，各地块的平均冷却速率和剥蚀速率如下。北部：库尔特断裂带北部地区剥蚀程度为60.5m/Ma，冷却速率为1.18℃/Ma 或35.8m/Ma。中部：库尔特断裂带与特斯巴汗断裂带之间地区，其剥蚀速率和冷却速率分别为（20.8～23.0）m/Ma和（0.78～1.00）℃/Ma（23.6～30.3m/Ma）。南部：特斯巴汗断裂带南部剥蚀速率和冷却速率分别为6.6m/Ma和0.74℃/Ma（22.4m/Ma）。总体上自北而南，剥蚀速率和冷却速率均逐渐变小。自北向南，开始隆升的时间渐早，即从北部的80Ma到南部的110Ma，这可能与隆升剥蚀主要受西伯利亚板块向南西挤压作用控制有关。第2阶段60～90Ma期间，冷却速率为2.5～3.23℃/Ma，相当于抬升速率83.3～107.7m/Ma。60～120Ma的快速隆升作用以及80.4～91.9Ma的裂变径迹年龄，证实燕山晚期发生过新的陆内挤压造山活动。断裂带对区域构造演化的控制影响如下。阿尔泰造山带被NW向数条断裂带分割为相应的地块（图1-4-8）。此次工作的研究样品取自西部NNE向剖面线上，少数样品取自中部地带（图1-4-8）。将磷灰石裂变径迹年龄对样品在NNE向的分布距离作图（图1-4-15），样品点有规律分布。由北向南，裂变径迹年龄总体上在变大。如果分别考虑以F1额尔齐斯（Ertix）断裂，F2特斯巴汗（Tesbahan）断裂，F3库尔提（Kulti）断裂和F6巴寨（Basei）断裂为界的3个地块，则从北向南年龄变大的趋势更为明显，并且变化幅度（或趋势线斜率）相同（图1-4-15）。图1-4-15 磷灰石裂变径迹年龄、样品垂直区域断裂带距离、主要断裂带之间的关系F1—额尔齐斯（Ertix）断裂，F2—特斯巴汗（Tesbahan）断裂，F3—库尔提（Kulti）断裂，F6—巴寨（Basei）断裂这种北部年龄较小、南部年龄较大的事实，表明最近热事件的热源位于北部，从而导致远离热源的南部样品，较快较早地降温而脱离退火带，最终记录了较大的裂变径迹年龄；相反，北部样品年龄较小，是因为它们接近热源，脱离退火带的时间较晚。那么，这种热源的分布状况又是如何形成的呢？我们认为，F6巴寨（Basei）断裂，F3库尔提（Kulti）断裂和F2特斯巴汗（Tesbahan）断裂，发生的逆冲构造热事件是产生热源的具体载体和形式。鉴于样品年龄在断裂南侧最小、继之向南变大的特点，证实这些断裂的断面向南倾，即样品愈靠近断裂带，其距断裂面愈近，受热影响愈强，年龄变愈小，反之亦然。沿各条断裂带同时发生的逆冲活动，源动力是西伯利亚板块相对向南（向哈萨克斯坦-准噶尔板块）发生的陆内碰撞俯冲作用，这也是大陆缩短、陆内造山的根本原因。由此可见，阿尔泰山西段的构造演化主要受Tesbahan、Kulti和Basei三条断裂带逆冲热事件的控制。尤其是Basei断裂带的作用，可与Kulti和Tesbahan断裂相比，而以往重视不够，以为仅是局部断裂而已。同时，这些断裂带进入陆内造山之后，断层面均向南倾，而不是通常认为的向北倾。主要依据是以这3条断裂带为界，其南部样品的裂变径迹年龄逐渐增大，证实向南远离断裂带的样品，受断裂带构造热事件影响较小或者受影响时间滞后（图1-4-15）。事实上，在野外亦可多处见到断裂面向北倾的露头。参考文献柏美祥.1996.额尔齐斯活动断裂带.新疆地质，14（2）：127～134柏美祥，向志永.1996.新疆可可托海-二台活动断裂带.内陆地震，10（4）：319～329陈哲夫，陈守德，梁云海，徐新.1997.新疆开合构造与成矿，新疆科技卫生出版社，乌鲁木齐，111～172董永观.2000.新疆阿尔泰金矿断裂构造控矿规律研究.火山地质与矿产，21（1）：41～46李志纯.1996.阿尔泰造山带构造演化研究重要几个关键问题剖析.大地构造与成矿学，20（4）：283～297秦元喜，董志远.1994.新疆阿尔泰山南缘构造与成矿问题.新疆地质，12（2）：164～168王广瑞.1996.新疆北部及邻区地质构造单元与地质发展史.新疆地质，14（1）：12～27王元龙，成守德.2001.新疆地壳演化与成矿.地质科学，36（2）：129～143张前锋，胡爱琴.1994.阿尔泰地区中新生代岩浆活动的同位素年龄证据.地球化学，23（3）：269～280Bellemans F.，De Corte F..1994.Van Den Haute P.Composition of SRM and CN U-doped glasses：significance for their use as thermal neutron fluence monitors in fission track dating.Radiation Measurements，24（2）：153～160Gleadow AJW，Duddy IR，Green PF and Lovering J.F.1986.Confined fission track lengths in apatite：A diagnostic tool for thermal history analysis［J］.Contrib.Mineral.Petrol.，94：405～415Green P.F..1986.On the thermo-tectonic evolution of northern England：evidence from fission track analysis，Geology，5：493～506Hurford A.J.，and Green P.F..1982.A users′guide to fission-track dating calibration，Earth Planet.Sci.Lett.，59：343～354Fitzgerald P.G.，Sorkhabi R.B.，Redfield T.F.，Stump E.，1995.Uplift and denudation of the central Alaska Range：a case study in the use of apatite fission-track thermochronology to determine absolute uplift parameters，J.Geophys.Res.，100：20175～20191Green P.F.，Duddy I.R.，Laslett G.M.，Hegarty KA，Gleadow A.J.W.，Lovering JF.1989.Thermal annealing of fission tracks in apatite 4.Qualitative modeling techniques and extensions to geological timescales，Isotope Geosciences，79：155～182Ketcham，R.A.，Donelick，R.A.，Carlson，W.D..1999.Variability of apatite fission-track annealing kinetics III：Extrapolation to geological time scales.American Mineralogist，84，1235～1255He G.，Liu D.，Li M.，Tang Y.and ZHOU R..1995.The five-stage model of crustal evolution and metallogenic series of chief orogenic belts in Xinjiang，Xinjiang Geology，13（2）：1～97Zari Muhtar.1994.Distribution and geologixal characteristics of the main fracture structures inXinjiang，Jounal of Xinjiang Institue of Technology，15（3）：188～194（in Chinese with English abstract）（袁万明，董金泉，保增宽）

板块碰撞。当板块和板块之间发生碰撞，这就会产生撞击力。

中国早前寒武纪绿岩带主要分布在华北地台的北缘、西南缘，胶东，鲁西及地台内部的五台山-恒山等地，此外在扬子地台的西南缘也有少量分布，在塔里木地台北缘和扬子地台的西北缘也可能有绿岩带。主要的绿岩带分布在吉林和龙、夹皮沟，辽宁清原、小莱河、鞍（山）本（溪）、辽西，内蒙古色尔腾山、乌拉山，河北遵化、青龙河、张家口-宣化，河南登封、舞阳，豫陕交界小秦岭，山东胶东、荆山、鲁西，广西四堡，四川康定等。绿岩带的形成时代大致可以划分四期：中太古代（2900～3300Ma）、新太古代早期（2700～2900Ma）、新太古代晚期（2500～2700Ma）和古元古代（1800～2500Ma），其中以新太古代绿岩带最为发育。这些绿岩带主要产出在由麻粒岩-片麻岩组成卵形穹隆构造古陆核的边缘或两个巨大古陆核之间的古裂谷或古岛弧构造环境。分布在华北地台的早前寒武纪绿岩带，在形成以后经受吕梁期的克拉通化，海西期的西伯利亚板块的碰撞、拼贴和印支-燕山期滨太平洋大陆边缘活动的影响，使早先形成的绿岩带发生活化改造，这也在一定程度上反映中国绿岩带及其成矿作用的特色。同国外一样，在华北地台内同一时期形成的绿岩带之间和不同时期的绿岩带之间的特征不完全一样。同时各地绿岩带受后期活化改造和深熔作用的程度也有区别，因而各地绿岩带的特征和类型是有差异的。（一）根据原岩组合、地球化学和成矿作用分类华北地台北缘中的绿岩带可分为夹皮沟型、清原型和辽西型。夹皮沟型绿岩带主要包括夹皮沟、鞍（山）本（溪）等绿岩带，其原岩建造由下部的镁铁质火山岩夹超镁铁质岩和少量长英质火山岩及上部碎屑沉积岩组成，矿产以金、铁为主；清原型绿岩带主要包括清原、板石沟、金城洞等绿岩带。原岩建造由一套连续的钙碱性火山岩和沉积岩系组成，与之有关的矿产有铁、铜-锌及少量的金；辽西型绿岩带包括乌拉山、色尔腾山等绿岩带，原岩建造由下部的双峰式火山岩和上部的碎屑岩、碳酸盐岩组成，以产出金和少量的铁为特征。（二）根据后期的活化改造作用的强度分类依后期的活化改造作用的强弱，绿岩带可分为3种类型：①基本稳定型绿岩带，其特点是绿岩带形成之后，后期活化改造作用不强，基本保持早先的面貌，如鞍（山）本（溪）、板石沟、清原等绿岩带；②活化改造型绿岩带，即绿岩带形成后经受了后期多次构造岩浆活动的叠加和改造，但主体仍为花岗岩-绿岩带，在边部和局部地区形成壳源深熔花岗岩（或次火山岩-火山岩），如夹皮沟、小秦岭、遵化、浑南等绿岩带；③强烈活化改造型绿岩带，指早先形成的绿岩带经受后期构造岩浆作用的强烈活化改造和深熔，使早先形成的绿岩带在某些较大面积已成为壳源深熔花岗岩，如胶东、张（家口）宣（化）、辽西等绿岩带。不同类型绿岩带中，金矿床的成矿特征也有明显的差异。（三）根据变质程度不同分类分布在华北地台北缘中的绿岩带的变质程度相对较高，仅个别绿岩带为绿片岩相，因而分成高级变质的绿岩带和中级变质的绿岩带两类。高级变质的绿岩带也有学者称为深变质绿岩带，其变质程度一般从高角闪岩相至麻粒岩相，如遵化、张（家口）宣（化）、乌拉山等绿岩带；中级变质为主的绿岩带的变质程度以低角闪岩相为主，有时也可达高角闪岩相或绿片岩相，本区绿岩带多数属此类，如夹皮沟、鞍本、清原等绿岩带。本书叙述中国绿岩带及其成矿时即采用这种分类。中国绿岩带同国外一些具有代表性的绿岩带对比，既有其相似性，也有明显的差异性。相似性，表现在：①主要岩石类型相似，绿岩带的岩石类型是以变质镁铁质火山岩为主的变质火山-沉积岩系，绿岩序列的原岩一般由下部的火山岩系和上部的沉积岩系组成，如夹皮沟绿岩带主要由变质镁铁质火山岩和少量的长英质火山岩组成，绿岩序列从下到上为变质镁铁质火山岩→变质长英质火山岩→变质沉积岩组成的火山-沉积旋回；②变质程度的多样性，国外绿岩带的变质程度不一，可从绿片岩相到麻粒岩相，我国绿岩带的变质程度也具多样性，有绿片岩相的青龙河绿岩带，有绿片岩相-低角闪岩相的五台山绿岩带，有以低角闪岩相为主的清原、夹皮沟、色尔腾山绿岩带，也有高角闪岩相-麻粒岩相的遵化、张宣绿岩带等；③相似的花岗质岩石，包括绿岩带构造前的片麻状杂岩体，同构造早期花岗质底辟岩体，同构造晚期-构造期后的钾质花岗岩侵入体，岩石类型早期为钠质的TTG岩系，晚期为钾质的钾长花岗岩、黑云二长花岗岩、石英二长岩等；④形成在早前寒武纪，尤其集中在太古宙；⑤赋存丰富的矿产。差异性，同国外绿岩带对比，我国绿岩带具有独自的特色，其主要表现在：①规模较小，仅数十至数百平方公里，仅个别达数千到上万平方公里，而且地层厚度薄，一般仅几公里，如夹皮沟绿岩带地层厚度为5.5km，小秦岭绿岩带为3km，五台山绿岩带为7km。而北美、南非、澳大利亚西部绿岩带总体范围大，出露的连续性好。阿比提比花岗岩-绿岩带面积达95573km2，澳大利亚诺斯曼-维卢纳绿岩带达150000km2，皮尔巴拉花岗岩-绿岩区50000km2。构成绿岩带层序的厚度，阿比提比绿岩带为18km，巴伯顿绿岩带为20km。②科马提岩不发育，除鲁西绿岩带外，其他绿岩带层序底部基本不发育厚大的科马提岩层。③构造晚期的长英质浅成侵入岩（或次火山岩）很不发育，在加拿大、澳大利亚等地绿岩带中，常产出太古宙构造晚期的长英质斑岩和煌斑岩。长英质斑岩的主要岩石类型为石英-长石斑岩、石英-钠长斑岩、正长斑岩及少量角闪科长斑岩等，而这类浅成侵入体常与金矿床的形成具有密切的关系。④变质程度高，我国绿岩带和国外绿岩带的岩石一样都经受不同程度的变质作用。但国外绿岩带的绿岩经受的变质程度以低级变质作用为主，中高级变质作用相对较少，与此相反，我国绿岩带的绿岩经受的变质程度以中-高级变质作用为主，而低级变质作用的绿岩带分布很少。⑤赋存的矿产资源有差别，我国绿岩带中赋存的矿产主要为金矿和阿尔戈马型铁矿，块状硫化物矿床仅在清原和五台山绿岩带发育较好，而与超镁铁质熔岩有关的镍矿尚未发现。⑥受后期的活化改造剧烈，我国绿岩带形成以后，曾受到多次构造岩浆活动的活化改造，尤其是中生代燕山运动，使早期花岗岩-绿岩带发生强烈的变形、变质及深熔作用，在活化改造的强烈地区，形成了壳源深熔花岗岩，因而在有些地区早期的绿岩和TTG质岩系的残留体和以燕山期为主的花岗岩侵入体在一起共同产出，而且在不同强度活化改造绿岩带中，金矿床的成矿作用也有明显的差异。

两个大陆板块碰撞的地区，大陆板块交界处地壳薄弱，地球内能容易在此积累，在地球内压力的作用内能容易发生岩石层断裂，形成断裂带。

从青海省海西蒙古族藏族自治州茫崖市应急管理局获悉，10月19日12时35分在海西州茫崖市发生5.5级地震，震源深度11千米，震中位于北纬37.69度，东经92.30度。震中5公里范围内平均海拔约2920米。 本次地震震中距茫崖市区141公里、距格尔木市274公里、距甘肃省阿克塞哈萨克族自治县280公里，距西宁市849公里。茫崖市应急管理局局长杨群介绍，地震发生时，茫崖市区有明显震感。目前，茫崖市区暂无人员伤亡和财产损失报告，详细核查正在进行，其他情况正在进一步了解中。根据中国地震台网速报目录，震中周边200公里内近5年来发生3级以上地震共23次，最大地震是2021年6月16日在青海海西州茫崖市发生的5.8级地震（距离本次震中142公里），历史地震分布如图。

根据构造层的划分，结合区域地质资料，将中新生代构造运动划分为印支运动、燕山运动及喜马拉雅运动。一、印支运动的表现及特征印支运动发生在三叠纪的中晚期。根据印支运动的特征及区域地质资料，将印支运动旋回进一步划分为早期（T1-2）和晚期（T3）两个阶段，或称为印支Ⅰ幕和印支Ⅱ幕。印支运动在华北地区的影响主要表现在以下几个方面。1.由于印支运动的影响，华北克拉通盆地南缘和北缘变形强烈，盆地内表现为大型坳陷和隆起，古构造发育（图2-5-6）。（1）在华北克拉通盆地北缘受海西期西伯利亚板块与华北板块碰撞拼接产生的后效应的影响，印支期该区仍处于南北向挤压隆升状态，并形成逆冲断裂带（如康保-围场断裂、张北-承德断裂等），造成该区三叠系的大面积缺失。（2）华北克拉通盆地南缘由于晚海西—印支早期古秦岭洋在桐柏—商城—舒城一线俯冲关闭，导致扬子板块与华北板块的碰撞拼接，进而形成秦岭褶皱造山带、华北克拉通盆地南缘隆起及济源-太康前陆坳陷。2.受库拉板块北北西向向欧亚板块俯冲及南北向挤压应力的综合影响，造成印支晚期郯庐断裂左旋扭动，在华北克拉通盆地内部形成了挤压型坳陷，出现了近北东向展布的沁水坳陷、临清坳陷、武清及黄骅坳陷等构造单元。3.印支期的挤压褶皱构造（1）在河北承德东山村露头剖面（图2-5-6）可见上三叠统杏石口组以下地层褶皱变形，并被其不整合覆盖。（2）黄骅地区孔西构造带孔古3井区经钻探揭示逆冲断裂存在，地震资料解释为一由西向东逆冲形成的压扭构造，且上覆层上侏罗统—下白垩统未变形，推测该构造形成于印支期或早燕山期（图2-5-6）。（3）济阳地区桩西倒转褶皱，高部位被剥蚀夷平，并被中下侏罗统煤系地层覆盖（图2-5-6），为印支期产物。4.印支期的逆冲断裂勘探证实，三叠纪济阳地区明显的逆冲构造带有三条，它们是埕北-五号桩逆冲构造带，总长度约60km；呈南-孤西逆冲构造带，长度约90km；车西-罗西-陈南逆冲构造带，长度为170km。另推测向西南还有两条（无棣南-西村逆冲构造带，区内长度为130km，向东南延入鲁西隆起区；宁津南-曲堤逆冲构造带，长约70km）。上述五条逆冲构造带倾向均为西南方向，表明三叠纪济阳地区受到北东—南西方向的强烈挤压（图2-5-7）。5.印支期的区域性不整合面地层间角度不整合是构造运动的产物。正确判定不整合面上、下两地层的时代是确定不整合形成时间及构造运动发生时代的基础。图2-5-6 华北地区印支运动构造形迹图图2-5-7 济阳地区印支期构造纲要图上三叠统杏石口组与中三叠统二马营组及前二马营组之间的角度不整合。反映印支运动Ⅰ幕的存在。例如平泉县下板城盆地边缘榆树沟，上三叠统杏石口组与中三叠统二马营组间有5°～10°的交角，接触面呈凹凸不平状，局部形成小漏斗，且上覆地层具有下伏地层组分的砾岩（图2-5-1）。北京西山的杏石口组与双泉群，辽西地区老虎沟组与后富隆山组之间的角度不整合或平行不整合接触关系等，说明印支运动较广泛的存在。6.印支运动的区域应力场早期以南北向挤压，晚期向左旋挤压扭动应力场转换，变形场表现为逆冲褶皱并大面积隆起。二、燕山运动的表现及特征燕山运动是华北地区重要的构造运动，经历约143Ma（208～65Ma），具有性质复杂多变、多幕式活动的特征，同时具有广泛且强烈的多期次的岩浆侵入与喷发活动。根据该运动时期形成的地层角度不整合、岩浆活动旋回及构造变动等特征将燕山运动大致分为早期（J1-2）、中期（J3—K1）和晚期（K2）及相应的三个构造幕（中侏罗世末为燕山运动Ⅰ幕、早白垩世末为燕山运动Ⅱ幕、晚白垩世末为燕山运动Ⅲ幕）。燕山运动在华北地区主要表现在以下几个方面。1.华北地区南缘形成周口-合肥前陆盆地由于扬子板块与华北板块碰撞拼接，北淮阳褶皱造山的同时，向华北地区逆冲形成燕山期周口-合肥前陆盆地（图2-5-3、图2-5-8）。图2-5-8 合肥前陆盆地形成模式图2.华北北部燕山地区大量中酸性火山岩喷发，形成火山岩覆盖区。据区域地质资料，燕山期火山岩可分为南大岭期、髫髻山期及张家口-大北沟期。（1）南大岭期时代为早侏罗世，包括北京地区的下侏罗统南大岭组和蔡家岭组及辽西地区下侏罗统的兴隆沟组。南大岭组以玄武岩和安山岩的溢流为主，兴隆沟组主要岩性为玄武安山岩和玄武岩，厚度约为130～637m，同位素年龄约（195±5）Ma。（2）髫髻山期该期时代为中侏罗世，以冀北地区的九龙山组、髫髻山组、后城组及辽西地区蓝旗组为代表。髫髻山组以玄武安山岩、粗安岩、英安岩、流纹岩的溢流-爆发为主，夹沉积层。侵入活动以中酸性中深成侵入为主，同位素年龄为155～165Ma，早期（九龙山组）以沉积为主，夹有酸性火山喷发；中期（髫髻山组）以玄武安山岩、安山岩、粗安岩、英安岩、流纹岩的溢流-爆发为主；晚期（后城组）仅间夹零星的酸性火山喷发。（3）张家口-大北沟期该期时代为晚侏罗世。以冀北地区的张家口组、大北沟组及辽西地区的义县组为代表，张家口组同位素年龄143.8～148.6Ma，是该区中生代规模最大的一次岩浆活动。主要喷发了一套中酸性火山岩，与之有关的侵入活动主要表现为潜火山和浅成侵入活动，形成火山-沉积岩相组合。研究表明，燕山地区中生代火山作用的规模，有由弱裂隙式溢出—强烈的中心式喷发—活动减弱的变化。火山喷发岩的性质，有由基性（早侏罗世南大岭组）—中性和酸性（中侏罗世髫髻山组、后城组）—中性基性（晚侏罗世东岭台组、东狼沟组）变化的趋势。火山岩化学成分明显的特征是Ca、Mg组分较低，全碱含量，尤其是K的含量较高。由玄武岩、安山岩、粗安岩、粗面岩及流纹岩等构成多旋回火山喷发岩系。冀北地区中生代火山岩钙碱指数53.25左右，为皮科克（M.A.Peacock，1931）所划分的碱钙性岩石，从而反映了中生代火山岩总的碱度特征。在大量地震剖面的解释中，也明显可见存在着燕山期侵入的火成岩。总之，华北地区中生代火山岩以中—中酸性安山岩、流纹岩等岩浆的剧烈喷发为特征，以亚碱性玄武岩系列居多，根据岩浆岩的共生组合，推测以同熔型及陆壳改造型为主。3.在燕山运动期间，华北地区内部形成了北北东向展布的隆起与坳陷。4.由于燕山运动的影响华北地区形成了多种类型的沉积盆地，除南华北的前陆盆地外，北面则还形成了为数不少的断陷型及断坳复合型沉积盆地。5.燕山期不整合面的存在（1）在承德市南侧，普遍存在上侏罗统与中侏罗统呈角度不整合接触。（2）秦岭褶皱带潢川坳陷内，上侏罗统段集组下部巨厚砾岩不整合于中侏罗统朱集组砂岩之上。（3）济阳地区埕北凹陷内存在上侏罗统与中下侏罗统之间的角度不整合（图2-5-9、图2-5-10）。图2-5-9 华北地区燕山运动构造形迹图6.燕山期断裂活动强烈1）燕山早期早中侏罗世，燕山地区以伸展作用为主，早侏罗世早期发育了以玄武岩岩浆喷溢为特征的南大岭组及兴隆沟组，燕山地区还形成了小型断陷盆地，如近南北走向的金厂梁盆地。中侏罗世末，由于郯庐断裂左旋挤压的加剧，产生北西—南东方向的挤压应力，使早中侏罗世沉积盆地褶皱变形。燕山地区褶皱轴走向为北东东向，华北北部褶皱轴走向以北北东向为主，南华北受秦岭造山带的影响以北西西向为主，同时发生强烈的逆冲作用。盆地内部产生了大型复背斜与大型复向斜（冀中复背斜、武清-文安复向斜、大城褶皱、里坦向斜、青县褶皱-逆冲断裂系、阜城-南皮复向斜、埕宁复背斜等），和逆冲断裂系（宁武盆地西断裂、沧西逆冲断裂系、埕西逆冲断裂系、大城西逆冲断裂、青县逆冲断裂等），华北北部北东向构造格局基本定型。2）燕山中期图2-5-10 燕山期中下侏罗统与上侏罗统角度不整合晚侏罗世—早白垩世，曾经发生过短期拉伸作用，在冀北地区则表现为大量中酸性火山岩的喷发，并形成正断层和断陷盆地。早白垩世末，发生燕山运动Ⅱ幕，主要表现为挤压褶皱隆升作用。华北地区北部以整体隆升作用为主，褶皱变形微弱；华北南部地区则伴随着秦岭造山带的隆升，发生了向盆地方向的逆冲作用。3）燕山晚期晚白垩世，燕山运动进入尾声，华北地区普遍上升，很少接受沉积。晚白垩世未发生燕山运动Ⅲ幕，表现为差异隆升作用。燕山地区与华北盆地开始分异。4）断裂特征（1）太行东断裂北京段该段从怀柔至涿县、全长约为100km，走向为北北东向，倾向东南，为一条侏罗-白垩纪发育的正断裂，控制北京坳陷侏罗-白垩纪地层的沉积。（2）太行东断裂石家庄段该段全长为110km，北东向，为一东倾正断层，控制石家庄坳陷侏罗-白垩纪地层的沉积。（3）太行东断裂邯郸-汤阴段该段全长约为150km，北北东向，为一东倾正断层。邯郸段断距较小，对侏罗-白垩系控制不明显。汤阴段断距较大，对中生界起明显的控制作用。（4）聊城断裂断裂全长约为120km，北东向，为侏罗-白垩纪发育的西倾正断层，对侏罗-白垩系控制作用明显，同时也控制着临清坳陷中生代的构造演化，断距较大，断面倾角为24°～77°。（5）陈南断裂断裂位于济阳坳陷中部，全长约140km，近东西向，断距较大，为一南倾正断层，分割陈家庄凸起与东营凹陷，控制晚侏罗世—早白垩世地层的沉积及盆地的演化。（6）汶泗断裂断裂为鲁西隆起区汶泗断陷的北界，全长约为140km，近东西向，为一南倾高角度正断层，控制着汶泗盆地晚侏罗世—早白垩世地层的沉积及盆地演化。（7）曹县断裂断裂为鲁西隆起区成武断陷的西界，全长约为90km，近南北向，为一东倾高角度正断层，控制着成武盆地晚侏罗世—早白垩世地层的沉积及盆地演化。（8）焦商断裂断裂为南华北盆地的北界，沿济源、焦作、新乡、商丘至黄口一带展布，全长约500km，总体呈北西西向，断面大部分向南陡倾、垂直落差约1000～2000m。控制着济源-开封断陷的侏罗纪-早白垩世地层的沉积。该断裂为华北地区两种不同构造线的分界，断裂以北构造线方向北北东向，断裂以南则为近东西向或北西西向。（9）确山-固始-合肥逆冲断裂带断裂位于周口坳陷南缘及合肥盆地中部。是栾川-固始-肥中大断裂的重要组成部分。全长约为350km，走向近北西西向，断面倾向南南西。控制着周口-合肥前陆盆地的演化。沿断裂形成了条带状的火山岩及中生界粗碎屑岩沉积。除上述断裂外，还有辽河断陷区的西八千-高升-坨西-大民屯断裂、二界沟西-驾掌寺西-榆坨东断裂，黄骅地区的滦河断裂，济阳地区的埕南断裂、齐广断裂，冀中地区的衡水断裂，临清地区的马陵断裂，鲁西地区的单县断裂、凫山断裂、嘉祥断裂及孙氏店断裂等。综上所述，燕山运动的主要特征表现为以下几个方面：（1）区域应力场及变形场分期次明显，早期以挤压为主，形成大量逆冲裂及褶皱构造；中期以拉张应力为主，形成正断裂等伸展构造及断陷盆地（图2-5-11）；晚期又以区域挤压隆升为主。（2）形成盆地类型复杂多样，在以断陷盆地为主的同时还分布有断-坳合型盆地、坳陷型盆地、前陆盆地等。（3）火山活动强烈，北部地区形成了规模宏大的火山岩覆盖区，盆地内形成了火山岩与沉积岩兼而有之的沉积组合。（4）断裂活动强烈，形成了大量的正断层、逆冲断裂系等。三、喜马拉雅运动的表现及特征根据喜马拉雅期构造演化的不同阶段，将喜马拉雅运动旋回分为早期老第三纪沙4段末、中期老第三纪末和晚期新第三纪末及相应的三个构造幕（喜马拉雅Ⅰ幕、喜马拉雅Ⅱ幕、喜马拉雅Ⅲ幕）。华北地区喜马拉雅运动尤其是早中期表现强烈，对古生界构造的改造起了重大作用。图2-5-11 晚侏罗世—早白垩世断陷盆地（一）喜马拉雅早中期该期为华北裂谷盆地形成的拱张-裂陷期，主要表现在以下几方面：（1）新第三系与老第三系间区域性角度不整合的存在。老第三纪末发生喜马拉雅运动Ⅱ幕，造成短暂的区域性挤压抬升，使老第三纪断陷盆地内地层褶皱剥蚀，形成区域性角度不整合，而后进入新第三纪坳陷盆地演化阶段。（2）具有掀斜性质的老第三纪裂陷的大量发育，形成了盆岭相间的构造格局，这是喜马拉雅运动早中期影响的结果。（3）大量同生正断裂的发育，控制了老第三纪裂陷盆地的形成及演化。（二）喜马拉雅晚期为华北裂谷盆地区域坳陷期，断裂不发育，构造活动微弱。（三）断裂特征1.太行东断裂断裂为山西隆起区与渤海湾盆地的分界线，全长约为620km。石家庄以北为近北北东向，石家庄以南为近南北向，倾向为东南或东倾。该断裂是在燕山期不同发育阶段的基础上，又在喜马拉雅期由于块断强烈活动而发育成为一级大断裂，其南北分段性强。石家庄以北多为新生性的喜马拉雅期发育，水平断距与垂直断距都很大，水平距断最大超过10km，控制着老第三纪凹陷的发展演化。石家庄段以南多为燕山期继承性发育，控制着凹陷内老第三纪的沉积。其性质为大型拆离正断层。2.宝坻-滦河断裂断裂为燕山隆起区与渤海湾盆地的分界线，控制着冀中坳陷与黄骅坳陷北部的演化，部分区段形成于燕山期，喜马拉雅期活动性较强。全长为180km，走向为北西西向，为一南倾正断层，断距较大。展布在北京北部、宝坻、昌黎等一线，东西分段性较强。该断裂西段宝坻断裂为老第三纪形成发育，至新第三纪的长期活动的大断裂，垂直断距在6000m以上，最大水平断距为10km左右；东段（滦河断裂）向东，由东西向逐渐转为北东向，断面平直倾角为50°左右，为中生代形成，控制着该区中生界、新生界沉积厚度及展布。3.沧东断裂断裂为沧县隆起与黄骅坳陷共有的边界断裂。它的活动发展直接控制着相邻构造单元的形成和发展，此断裂北抵宁河以西，向南过吴桥进入临清地区而逐渐分化，全长超过230km，平面上追踪为北北东和北西西向两组断裂，呈锯齿状展布，总体走向为北北东向。据断面特征、产状和断层地质作用的不同将现今沧东断裂分为南、中、北三段。（1）北段该段位于沈青庄—增福台之北，此段断层产状变化颇大，在不同地段隆坳接触关系截然不同。推测该段形成于沙3期后。（2）中段该段位于沈青庄之南、泊头之北。总体走向为北北东。该区段断层断距大，控制着老第三纪沉积。（3）南段该段位于泊头之南，主体为吴桥凹陷的西界断层，该段主断面不清，整个断裂带似为一组规模不大的由一系列东倾断层组成的断阶构造带，与沧县隆起为逐渐过渡关系。4.羊二庄断裂断裂位于黄骅坳陷东缘，由盐山和羊二庄等断层组成，是一个北东向展布，不能连续追踪的断裂带，长约90km，规模较小。上古生界底断距为160～400m。它对黄骅坳陷的控制作用小，该断层的发育期为渐新世。5.沧西断裂断裂为沧县隆起南部与冀中坳陷南部的边界断层。对冀中坳陷南部老第三纪沉积起着明显的控制作用，是在燕山期沧西逆冲断裂系的基础上发生反转同向拆离滑脱而形成的。全长约为130km，总体走向为北北东向，断面西倾，上陡下缓，断距较大。6.陈南断裂断裂位于济阳坳陷中部，与燕山中期形成的陈南断裂呈继承性发育，控制着老第三纪地层的沉积及盆地演化。7.兰聊断裂断裂为渤海湾盆地的东部边界断裂，南起河南兰考，北至山东聊城以北，全长达480km，走向为北北东，倾向北西，倾角为50°～60°，具有上陡下缓犁式正断层特征。断距向深部加大。从新第三系至奥陶系顶面，断距由100～200m加大到8350m。断裂的发育期和断距大小其分段性明显，北部莘县附近形成于燕山期，南部东濮地区形成较晚，到喜马拉雅期则南北统一发育成一条大的边界断裂。8.焦商断裂断裂与燕山期焦商断裂呈继承性发育，控制着济源-开封坳陷老第三纪的沉积及盆地演化，具有上陡下缓犁式正断层的特征。9.郸亳断裂断裂为周口坳陷鹿邑凹陷的南界，全长为90km，为北西西—北东向，倾向为北北东向，最大断距为7000m，控制鹿邑凹陷老第三纪的沉积。10.商水断裂断裂为周口坳陷谭庄凹陷的北界，全长约200km，为北西西向，最大断距约7000m，控制着谭庄-沈丘凹陷老第三纪的沉积。（四）岩浆活动新生代早期为裂陷发育期，因此裂陷区内岩浆活动十分强烈，它具有多期多次性，并沿边界主干断裂以喷溢式为主的特征。以渤海湾盆地为例喜马拉雅期岩浆活动大致可分为四个时期。1.沙四-孔店期相当于老第三纪早期，从火山厚度及分布范围看，这是区内最强烈的一次火山活动，以沿断裂大面积溢出式喷发为主。2.沙一-沙三期与早期相比，火山活动明显减弱，分布范围小，多处于沉积岩夹层。3.东营-馆陶期渤海湾盆地西部火山活动微弱，而东部有增强的趋势，可能与郯庐断裂的晚期活动有关。据黄骅坳陷南堡凹陷庙10、庙7井等在馆陶组钻遇玄武岩最厚达10层200m。4.新第三纪—第四纪构造活动微弱，仅在山边可见到褶皱及逆冲断层（图2-5-12）。同时大量资料证实断裂和岩浆活动仍在进行：下辽河、南堡、济阳等断陷的新第三系夹多层火山岩；南堡凹陷井下新第三系夹12层玄武岩，单层最厚86m；第四系在太行东麓、黄骅均见到火山喷发岩。通过大量地化分析，第三纪火山岩大部分属于碱性玄武岩系列，个别的为钙碱性玄武岩系列和拉斑玄武系列。其里特曼指数[σ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）]以大于4为主，说明以碱性为主，钙碱性系列为辅。碱性系列中又以钠质型为主，反映了华北盆地第三纪为大陆裂谷环境，具有共同上地幔岩浆来源，并且裂陷盆地的形成与上地幔热隆起有关。图2-5-12 新第三纪逆冲断裂表2-5-3 华北地区新生代构造运动特征表四、中新生代区域构造演化及地球动力学背景探讨由前所述，古生代华北克拉通盆地的形成及演化与克拉通南北两侧海槽的活动而产生的应力场及时空上的差异关系密切。进入中新生代，受周围板块活动的影响日趋明显，导致了板内变形。印支运动时期的区域动力学背景，主要与北部的西伯利亚板块向南及南部的扬子板块向北的相对运动及华北板块东侧库拉板块向北北西方向运移有关。据古地磁资料，按照古地磁场复原获得的结果表明，三叠纪华北与扬子板块在古地磁方位的北东—南西方向上碰撞，扬子板块与华北板块都在朝东北方向运移，只是扬子板块向东北方向运移速度更快些，为3.68cm／a，而华北板块仅为1.75cm／a（朱鸿等，1991；万天丰等，1990）。这样在华北克拉通南部由于晚海西期古秦岭洋在桐柏—商城—舒城一线的俯冲关闭，使得印支早期扬子板块与华北板块碰撞拼接形成秦岭褶皱造山带，华北克拉通盆地南缘隆起及逆冲断裂系等。在华北克拉通盆地北缘由于海西期西伯利亚板块向南俯冲及古蒙兴洋的关闭，形成海西期褶皱造山带，在印支期这种碰撞后效应依然存在，产生华北地区北缘由北向南的逆冲作用。因此，三叠纪早期构造线方向仍以近东西向为主。三叠纪末期由于华北板块东缘库拉板块向北北西方向运移，在这三个不同方向应力场的综合作用下，引起郯庐断裂左旋平移，造成盆地内构造线方向逐渐向北东方向偏移，使华北地区处于左旋剪切应力状态。燕山运动时期，这种左旋应力场继续作用。喜马拉雅运动期间，太平洋板块由朝北北西运动转为向北西西向运动和俯冲。由于太平洋板块向欧亚板块的斜向俯冲，引起软流圈热隆起的形成，在软流圈热隆起的底辟作用及岩石圈在隆起过程中使整个岩石圈被拉伸减薄，从而发生破裂、下沉以致形成裂陷盆地和伸展构造（表2-5-3）。同时，位于西侧的印度板块也以北北东向与欧亚板块发生碰撞。由于太平洋板块与印度板块运动产生不同应力场的综合效应，形成华北地区向东蠕散的引张力，造成太行山以东地区的盆岭结构，导致郯庐断裂右旋平移及盆地南北边界断裂的走滑。再者，日本海的弧后扩张也可能加剧了这种右旋剪切活动。喜马拉雅晚期，在老第三纪末的喜马拉雅中期构造运动造成区域上升，经过短暂侵蚀的基础上进入了新的构造发展时期，此期随着印度板块向欧亚板块北北东方向的挤压应力的增强和太平洋俯冲带的东移，太行山以东的渤海湾盆地由裂谷沉降向大型坳陷转化形成大型坳陷盆地。山西地区在持续隆起的基础上，因右旋剪切拉张应力而被撕裂，自南而北形成了新第三纪至第四纪数个沉积断陷。由上述可知，任何一次构造运动的发生都有其板块活动的背景，只是由于横向边界条件及地壳深部边界条件的不同，其表现形式可以是多样的。

包括西蒙微板块和阿尔泰微板块（Ⅰ1），它们在新元古代以及古生代初期以前，曾经是两个分离的微板块，经萨拉伊尔运动后两者拼合一起，成为统一的西伯利亚板块的组成部分。新疆境内，仅属阿尔泰微板块的一部分，包括北阿尔泰早古生代陆缘活动带及南阿尔泰晚古生代陆缘活动带。一、北阿尔泰早古生代陆缘活动带北阿尔泰早古生代陆缘活动带（Ⅰ1-1）（山区阿尔泰-喀纳斯-可可托海早古生代陆缘活动带）。包括中国的阿尔泰山北部，蒙古阿尔泰山和哈萨克斯坦、俄罗斯境内的山区阿尔泰山，由于山势险峻，研究程度较低。该区的主体由低绿片岩相的巨厚类复理石建造构成，厚6～7km。在我国称喀纳斯群，俄罗斯称山区阿尔泰系；在蒙古称蒙古阿尔泰系，其岩石组合和地层层序非常相似并完全可以对比。根据少数地点所发现的微古植物化石及不整合其上的中-晚奥陶世火山磨拉石建造判断其时间段、可能包括了南华纪—震旦纪（文德纪）—早奥陶世。过去俄国学者认为，阿尔泰属于西伯利亚古陆向南增生的陆缘构造带（пйвeA.б.1980）。1980年后由于国际地质对比研究的进展，提出了新的认识。何国琦（1990）提出“泛准噶尔古陆”的观点，他根据对山区阿尔泰系、蒙古阿尔泰系及我国称喀拉斯群的研究，认为这一套低绿片岩的巨厚类复理石建造（南华纪—震旦纪—早奥陶世）的陆缘碎屑成分，成熟度高，且绝少火山物质判断其碎屑的来源，不可能是西伯利亚古陆，因为震旦纪—早奥陶世时西伯利亚古陆与阿尔泰之间，还隔着蒙古湖区洋盆。因此推测其物源来自西南侧（现在方位）被后来的地质作用所破坏和掩盖的某个古陆（泛准噶尔古陆）。蒙古湖区洋盆（古亚洲洋北支）于震旦纪-寒武纪时拉张，早奥陶世开始俯冲消灭、碰撞形成阿尔泰—萨彦岭早古生代早期褶皱带，拼贴于西伯利亚古陆南缘，并成为西伯利亚板块的组成部分。到目前为止，在我国阿尔泰造山带中，仍可发现古-中元古代古老变质岩的大陆碎片，李承三（1943）称克木齐群（Pt1-2Km），或后来所称的苏普特岩群（Pt2S）。主要由混合岩、片麻岩等组成，在冲乎—青河一带曾获得 Sm-Nd全岩等时线年龄（1400±78）Ma。据贝贝科瓦等研究，该杂岩延入蒙古称巴拉格杂岩U-Pb法年龄值2800Ma，可能含太古宙。布尔津河以北，在前人原定的Pt1-2Km中，近年来首次发现了不整合，（张传林等，2003）在不整合面下的Pt1-2Km中获2116Ma年龄值，其上含大量微古植物化石：Leiopsophosphaera，Densa，Trckysphaerdium等。与新建的震旦纪莫依勒特组中的化石相近，故定为新元古代。推测这一不整合面可能代表1000～800Ma的强构造事件。富蕴群（Pt3Fn）：新疆地矿局二区调队（1990）在福海县乌尔腾萨进行 1：5万区调时在额尔齐斯河下游的斜长角闪片岩、斜长角闪片麻岩所夹的绢云母片岩中获大量震旦纪微古植物化石故将其定为震旦纪富蕴群。根据与下伏Pt1-2Km的关系及变质程度后改称为新元古代富蕴群Pt3Fn，在混合岩中及片麻岩中获 U-Pb 表面年龄 779Ma、785Ma，在变质岩和大理岩中含微古植物化石：Leiominusscula minuta，Leiopsophosphaera densa.Micrhystridium mininum…（闫永奎定为震旦纪）在乌夏沟口至富蕴县城西的斜长角闪岩、角闪岩、石榴黑云母片麻岩Sm-Nd等时线年龄为（1060±128）Ma。与其相同的在俄罗斯称捷列克特群在哈萨克斯坦出露于科尔岗山脉西南坡捷列科特地幔为绿片岩，下部夹石英岩、大理岩K-Ar年龄为700～1090Ma。震旦纪—早奥陶世的喀拉斯群，如上所述，为一套低绿片岩相的巨厚类复理石建造的陆坡相，被动陆缘沉积，组成了喀拉斯-可可托海早古生代被动陆缘的主体。中-晚奥陶世，东锡勒克组（O2-3d）为一套中酸性火山岩含霏细岩、英安岩、安山岩、熔结凝灰岩等，底部为灰绿色凝灰质底砾岩不整合于下伏地层之上，其上为白哈巴组（O3bh）整合或假整合所覆，为一套浅变质的灰、灰绿色钙质粉砂岩、含砾砂岩、生物灰岩所组成，上部灰岩中含Plasmoporella，Helisites等卡拉道克期—阿什极尔期分子。由中-晚奥陶世火山—磨拉石建造以区域性角度不整合覆于震旦纪—早奥陶世地层上看，属阿尔泰造山带的主碰撞期，同时还有大量同碰撞片麻状花岗岩、斜长花岗岩及碰撞前的英云闪长岩等侵入，如友谊峰南黑云母二长花岗岩、英云闪长岩在东锡勒克组中见其砾石 K-Ar年龄 440Ma；大青格里河岩体呈岩基状侵入元古宇又被晚泥盆世辉长岩体侵入，主要岩性为片麻状黑云母花岗岩、白云母二长花岗岩、黑云母二长花岗岩、黑云母斜长花岗岩，全岩Rb-Sr等时线年龄408Ma，锆石U-Pb等时线年龄401.8Ma（邹天人等，1988），单颗粒锆石U-Pb年龄440～396Ma（李天德，1994）；哈龙-巴利尔斯岩基、岩席状侵位于志留系中主要为片麻状，黑云母花岗岩全岩Rb-Sr等时线年龄 377～401Ma（张湘炳等，1996）；大卡拉苏一带辉长岩类侵入克姆齐群全岩及矿物Sm-Nb等时线年龄397Ma；诺尔特地区的塔斯比克都尔根黑云母二长花岗岩、塔斯比克白云母二长花岗岩等锆石U-Pb年龄396～440Ma这些岩体多属同碰撞-后碰撞侵入岩。同碰撞侵入岩一般不十分发育，最常见的是白云母（或堇青石）过铝质花岗岩或二云母花岗岩为代表的浅色花岗岩，成因类型为S 型，岩石化学成分以富含 SiO2、Al2O3、K2O 为特征。其时代略晚于板块碰撞时间20～40Ma。志留纪库鲁木提组（S2-3k）：为变质粉砂岩及千枚岩等组成，部分变质较深。其中含：Favosites forbesi；（李承三，1943）。属主碰撞期后类似于前陆复理石盆地相的沉积。晚古生代，北阿尔泰红山嘴断裂以北属早古生代褶皱基底上的上叠火山-沉积盆地（诺尔特-乌列盖 D—C 上叠盆地）。主要由泥盆系和石炭系组成。泥盆系下部以酸性为主夹基性火山岩-陆源碎屑岩建造，部分为红色火山碎屑岩；上部为中性喷发岩及黑色页岩。石炭系下部以陆相碎屑岩为主，偶夹喷发岩，见红色磨拉石沉积、海相沉积为陆源碎屑岩、碳酸盐岩；上部由陆相含煤建造组成。泥盆纪、石炭纪花岗岩多为高硅富碱的后碰撞花岗岩类，二叠纪见有少量富碱的后碰撞期小岩体侵入。近年来袁超、孙敏、龙晓平等（2007）研究认为在该造山带中存在中-晚寒武世的火山弧和岩浆弧（Windley et al，2002，Sun et al.，2006），通过 CL、LA-ICP-MS 和 MC-ICP-MS 对哈巴河群（喀纳斯群）不同层位的云母片岩、石榴云母片岩及混合岩、阿尔泰组中的石榴矽线黑云斜长片麻岩和康布铁堡组变质砂岩中的碎屑锆石进行形态、结构及U-Pb和Hf同位素研究，得出哈巴河群片岩与混合岩中碎屑锆石峰期值分布相似，约75%的碎屑锆石集中于早古生代早期（450～540Ma）、约20%（540～1000Ma）、古-中元古代小于5%，片岩中仅两个锆石为新太古代（2.7Ga），但两者锆石峰值为588Ma、782Ma，少数为古-中元古代，混合岩为中寒武世—中奥陶世（峰值510～456Ma）及中泥盆世（峰值 384Ma）少量为新元古代。哈巴河群（喀纳斯群）片岩中最小峰值为504Ma，被 466Ma花岗岩侵入。提出了哈巴河群（喀纳斯群）片岩沉积于 468～504Ma。锆石 Hf 同位素组成说明其物质主要来自新生的物质源区，仅少量古老地壳物质加入，这些新生物质源于早古生代的岛弧岩浆岩，由于搬运距离短，可能为弧前或弧后盆地沉积，代表活动大陆边缘的构造环境。康布铁堡组变质砂岩沉积于早志留世（432Ma）之后，主要来自寒武纪—奥陶纪岛弧岩浆岩，搬运距离短，也是沉积于弧前或弧后盆地环境。阿尔泰组的石榴矽线片麻岩形成于早泥盆世，可能是与岛弧碰撞有关的区域变质作用的产物，其原岩来自新生的寒武纪—奥陶纪岛弧岩浆岩。因此，提出阿尔泰造山带处于活动大陆边缘岛弧持续增生的构造演化模式中。不支持前寒武古大陆板块裂解模式，间接说明这里可能不存在前寒武结晶基底的观点。但据王涛、童英等（2010）对阿尔泰花岗岩类的研究认为，阿尔泰中部花岗岩具有低εNd（t）值和高tDM，显示含有众多的陆壳物质，而阿尔泰南缘的花岗岩具有高εNd（t）值和低tDM，暗示以年轻幔源物质为主体。这种同位素特征的空间变化，很好地反映了阿尔泰造山带深部的物质组成结构，即中部老，南缘新，这与地表地层组成和构造单元的划分完全一致。值得注意的是在同一块体中，无论是早古生代或中生代花岗岩都具有大致相似的同位素特征（低εNd（t）值和高tDM，特征）这与早古生代同造山花岗岩的陆缘环境也相吻合。反映阿尔泰造山带中部存在相对均匀的古老物质——即古老基底。说明古老块体和物质再循环在造山带形成和发展中仍然起着重要作用（Kroner et al.，2008）。阿尔泰造山带也很好地反映了整个年轻增生地块中夹持有残留的古老（元古宙）地块的结构特点。二、矿区阿尔泰-南阿尔泰晚古生代陆缘活动带矿区阿尔泰-南阿尔泰晚古生代陆缘活动带（Ⅰ1-2）由北而南，由霍尔宗-萨雷姆萨克京及别洛乌巴弧后挤压带（ ），克兰泥盆纪—石炭纪弧后拉伸盆地（ ），卡尔巴-纳雷姆石炭纪—二叠纪岩浆弧（ ），西卡尔巴石炭纪弧前盆地（弧前增生楔）（ ）所组成。是由于查尔斯克-斋桑-额尔齐斯洋向北俯冲所形成。霍尔宗-萨雷姆萨克京挤压带及别洛乌巴弧后挤压带（ ）；位于与山区阿尔泰加里东构造带相接的边界地带，主要由泥盆系—石炭系构成，挤压推覆构造发育，由于断裂破坏难以延入新疆境内。霍尔宗-萨雷姆萨克京带只发育在哈萨克斯坦境内，NE 部以洛克捷夫断裂为界，SW 面以额尔齐斯挤压带-马尔卡科尔断裂为界。长大于 600km，最宽处达 10km，具有古行走滑特征，走滑时代为早二叠世，剪切变形带被晚二叠世—早三叠世岩体侵入。在元古宙—早古生代基底上，广泛发育下-中泥盆统滨海-海相火山沉积岩，岩性为玄武岩-流纹岩及钙质陆源碎屑岩。在深部构造上，莫氏面（41～52km）和康氏面（26～30km）深陷（李天德等，1995）。早华力西期与双峰式玄武岩-流纹岩有关的铁、锰、铅、锌矿床发育，晚华力西期出现与二叠纪花岗岩类有关的钨、钼、稀有、稀土矿化，但矿化规模不大。该带NW端的别洛乌巴—科尔冈地区出露大面积中泥盆统科尔冈组火山岩和火山碎屑岩，侵入岩发育。中泥盆世为英云闪长岩—花岗闪长岩—花岗岩，晚泥盆世为辉长岩-辉绿岩，二叠纪为二长花岗岩-花岗闪长岩，三叠纪为花岗岩。该矿带被一系列相互靠近的断裂（属东北挤压带）切割成断块，褶皱构造往往成片段，仅在断裂破碎较小的地段，见线状和短轴褶皱。矿产较丰富，主要为铁和以铅为主的多金属矿，典型矿床有霍尔宗大型铁矿、捷克马利大型铅矿等。中部哈米尔—布赫塔尔马地区和萨雷姆萨克京地区，主要出露下-中泥盆统中酸性火山岩夹沉积岩和中泥盆统海相沉积岩，火山岩以及晚泥盆世辉长岩-辉绿岩脉。成矿以铅、铅-锌为主，其次有铁矿、多金属矿。SW面与克兰泥盆纪-石炭纪弧后拉伸盆地（ ）相邻，部分可能延入新疆尖灭于布尔津县城与冲乎尔之间。主要出露晚泥盆世—早石炭世的类复理石陆源沉积，即泥岩和碳质粉砂岩。泥盆纪埃姆斯—早法门期（ ）的火山活动微弱，晚古生代以大量发育辉长-辉绿岩为特征，具有弧后盆地的性质。在哈萨克斯坦该带发现的矿床较少，以规模较小的金矿为主。在新疆发现一些铜、铁、稀有金属矿化点。克兰泥盆纪—石炭纪弧后拉伸盆地（ ）：呈北西向分布于阿尔泰南缘，北西与俄罗斯境内的“东北挤压带”阿尔泰南缘火山-深成岩带对比。在新疆位于冲乎儿-康布铁堡断裂以南，带内除零星分布的古陆壳的大陆碎片外，主要由泥盆系、石炭系构成。早泥盆世称康布铁堡组（D1k）相当于埃姆斯阶，是铁、铜、铅、锌的重要含矿层位。以酸性火山岩为主的火山-火山碎屑岩-陆缘碎屑岩建造，各地变质程度差异甚大，由其中的斜长角闪岩、斜长角闪片岩的岩石化学分析成果进行原岩恢复，相当于细碧岩、玄武岩的基性熔岩，属细碧-角斑岩建造。阿勒泰市骆驼峰枕状熔岩Rb-Sr等时线年龄为（380±27）Ma可代表此拉张期产物；中泥盆统为阿舍勒组具浊积岩特征的复理石建造，和碳酸盐岩及细碧—角斑岩等所构成。是块状硫化物多金属矿床的重要含矿层位。上泥盆统齐也组，上部枕状细碧岩为主，与同质集块岩、角砾凝灰岩互层；中部凝灰质砂岩、含砾凝灰质砂岩、砂砾岩组成韵律层含放射虫、牙形石类；下部石英角斑岩质集块岩、石英角斑质角砾岩。与上下地层均为明显的角度不整合接触。具晚古生代主碰撞期火山类磨拉石建造特征。下石炭统为含少量安山岩-玄武岩的复理石建造；晚石炭世早期为陆相含煤碎屑岩建造。侵入岩发育，以花岗岩为主，其次为闪长岩，碱性闪长岩，辉长闪长岩等，共分三期。志留纪—泥盆纪花岗岩为斜长花岗岩-花岗闪长岩-花岗岩组合，多属碰撞前花岗岩类，石炭纪花岗岩为花岗岩-花岗闪长岩组合，多属同碰撞期产物，近 180个样品在 R1—R2图解中均落入造山晚期及同造山期中。二叠纪花岗岩以黑云母花岗岩、花岗斑岩为主，高硅富碱，属造山晚期或后碰撞期产物。卡尔巴-纳雷姆石炭纪—二叠纪岩浆弧（ ）；该岩浆弧主体在哈萨克斯坦，中国哈巴河县阿舍勒地区以西为该岩浆弧之东延部分，面积很小，向东部即为阿尔泰山南麓-克兹加尔大断裂所截，北东界为“额尔齐斯挤压带”，南西以卡尔巴-纳雷姆和捷列克塔深断裂与西卡尔巴弧前盆地相邻。该岩浆弧是在前寒武系基底上发育起来的，带内不包括“额尔齐斯挤压带”中的古老基底的构造岩块，尚有库尔丘姆-卡利吉尔、巴甫洛夫和克兹尔苏伊等3个基底隆起区。前一个隆起地表已见新元古代的变质杂岩，主要为片麻岩、混合岩和角闪岩等，黑云母花岗片麻岩中锆石同位素地质年龄为1450Ma（李天德等，1994），后两个为隐伏隆起。D.麦肯齐（McKenzie，1978）认为：大陆是通过大陆裂谷而解体，继而发生裂谷移离作用而产生海底扩张。这些古老基底岩石组成的隆起正是通过裂谷移离作用而离开大陆边缘，使其与大陆之间形成海底扩张，而形成南阿尔泰弧后盆地。这些古老的块体在晚石炭世早期前可能仍处于不深的海水以下，泥盆纪为陆源碎屑岩夹碳酸盐岩的类复理石建造，晚泥盆—早石炭世。海水变浅为陆架相沉积，晚石炭世早期为滨海相或海陆交互相磨拉石建造，反映洋盆已封闭。晚石炭世发生大规模的花岗岩类活动及陆相流纹岩-英安岩的喷溢，从而形成一个以侵入岩浆建造十分发育为特征的岩浆弧。该带火山岩浆活动不发育，已知出露面积仅占该带面积的l%左右，而侵入岩浆建造约占50%。侵入岩以正长花岗岩和含稀有金属的二云母花岗岩为主，前者岩体规模巨大，常平行主构造线方向呈延长很长的岩基状，后者岩体规模相对很小；其次尚见有淡色花岗岩、白岗岩、斜长花岗岩-花岗闪长岩及辉长岩-辉绿岩小侵入体和岩墙。黑云母花岗岩26个样化学成分平均在R1—R2图解中投点于接近同碰撞造山期的造山晚期区内，斑状花岗岩则投点于同碰撞造山期区，二者岩石化学成分均呈高硅富碱特征。可能为西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块碰撞缝合时或碰撞晚期的产物。西卡尔巴石炭纪弧前盆地（弧前增生楔）（ ）主要分布于哈斯克斯坦境内，延入新疆境内仅一小部分，北界卡尔巴纳雷姆断裂，南界为查尔斯克-斋桑-额尔齐斯缝合带。早石炭世维宪期，具弧前增生楔特征的复理石建造，早石炭世谢尔普霍夫期以陆架相砂岩为主并见早石炭世维宪期等岩块的滑混岩—混杂岩块，其上为晚石炭世早期陆相磨拉石所不整合，部分尚见陆相玄武岩、安山岩。早石炭世晚期为含玄武岩-安山岩的磨拉石建造。早二叠世为陆相粗面安山岩、安山玄武岩、熔岩角砾岩的火山磨拉石建造。二叠纪花岗岩多属后碰撞期岩浆岩类。可能为卡尔巴-纳雷姆岛链离裂大陆边缘后形成的近洋一侧的浅海盆地（或弧前增生楔）、后发育为造山后的前陆盆地。三、CZE-SZ查尔斯克-斋桑-额尔齐斯缝合带查尔斯克-斋桑-额尔齐斯缝合带是查尔斯克-斋桑-额尔齐斯洋盆于泥盆纪—石炭纪封闭，使南部的哈萨克斯坦-准噶尔板块与北部西伯利亚板块聚合碰撞而形成的碰撞混杂岩带。该板块缝合带呈北西走向，西北自哈萨克斯坦查尔斯克，经斋桑泊和中国额尔齐斯河流域—富蕴以南——青河地区延入蒙古国。全长近l500km，斋桑泊处较宽，约75km，富蕴以南最窄不足l0km。其北界在哈萨克斯坦境内为西卡尔巴大断裂，在中国为阿尔泰山南麓的克兹加尔-锡伯渡-富蕴-玛因鄂博大断裂，在蒙古国为图尔根-大博格多大断裂。断裂一般倾向北，北盘南冲，具明显的韧性剪切特征，南界略复杂，在哈萨克斯坦是在然吉托别—斋桑泊南一线，在中国为科克森它乌—沙尔布拉克—阿拉图拜一线，延入蒙古国为布尔根-外阿尔泰大断裂。带内组成物质杂乱，走向横向几乎不可对比，岩石性质不一，变质变形程度悬殊，但整体上表现为一个高应变带。在地球物理场上为一个重力梯度带，莫氏面高、康氏面低、地壳厚度较薄（42～47km）、为变花岗岩层厚度最小的地区之一，因此它无论在岩石组成上、构造上或是地球物理场上都是一个特殊的构造带。该带西段在哈萨克斯坦境内，范围约相当于前人划分的查尔斯克-曼克拉带。其组成物质主体是早石炭世的一套滑混堆积和晚石炭世的陆相磨拉石建造，主体分布在该带的南部。北部组成物质从时代划分上有变质年龄为（2600±100）Ma和大于1000Ma的榴辉岩、角闪岩、结晶片岩、片麻岩等；有早寒武世的碧玉、石英岩质泥砾岩、辉绿玢岩、细碧岩、硅质页岩；有泥盆纪的基性-中性火山岩、凝灰岩、硅质岩和礁灰岩，以及前述的石炭系。从变质特征上分，既有常见的绿片岩相、绿帘石-角闪岩相、角闪岩相的变质岩，也有高温高压的榴辉岩、低温高压变质的蓝片岩和变质轻微与未变质的岩石，例如超基性岩体直接接触的灰岩就没受到变质作用的影响，保持有十分清楚的层理。从组成物质性质上讲，有代表洋壳残片的已被肢解破碎的蛇绿岩，幔源基性、超基性岩，也有属于古陆壳变质的硅铝质片麻岩、结晶片岩等。构造十分复杂，上述各类岩石多呈规模不等的岩块产出，横向几乎无法对比，表现为一种构造混杂岩带的特征，同时叠瓦状逆掩断层、韧性剪切带十分发育，组成一个个推覆岩片。岩石糜棱岩化随处可见（多见于北部），脆性断裂更是普遍。带内发育的查尔斯克-戈尔诺斯塔那蛇绿岩带，已被肢解混杂为蛇绿混杂岩，已知岩石有变质橄榄岩、辉石岩、辉绿岩、玄武岩、细碧岩及硅质岩等，并发育有硬玉和蓝闪石片岩。查尔斯克蛇绿岩带，向东与额尔齐斯蛇绿岩带及南蒙古蛇绿岩带相连，构成一条巨大的跨国蛇绿岩带。查尔斯克蛇绿岩带中含有中奥陶世和泥盆纪两个时代的火山岩，伴生的碧玉岩和硅质粉砂岩也是两个时代。该蛇绿岩可以划分成三个类型：①蛇绿混杂岩中含有高压变质岩、变辉长岩、高钛玄武岩和志留纪早泥盆世沉积岩块、岩片，志留纪岩块属远端浊积岩；为俯冲增生杂岩，其中榴辉岩、石榴-角闪岩、蓝片岩、石榴-蓝片岩中的白云母K-Ar年龄分布在444～429Ma（8个结果），可能代表高压岩石折返的年龄（晚奥陶-早志留世），要是如此，俯冲的岩石更老，可能是寒武纪—早奥陶世。多博列佐夫（2003）研究认为，查尔斯克带奥陶纪与泥盆纪蛇绿岩产在一起，其中奥陶纪蛇绿岩强混杂岩化，伴有榴辉岩和蓝片岩，K-Ar年龄 430～445Ma，推测为寒武纪—早奥陶世，在阿尔泰西北端，玄武岩硅质岩组合为蛇绿岩残片，时代也为早奥陶世。②奥陶纪蛇绿混杂岩，其中含早古生代的放射虫，及各种洋壳成分的残片，退变质的榴辉岩岩块同位素年龄为477～545Ma（K-Ar）。此类型蛇绿岩通常出现在查尔斯克蛇绿岩带的北带。③晚石炭世复矿质混杂岩，含上述两类型混杂岩片断。混杂岩沿较年轻的走滑带分布，查尔斯克带北东缘发育增生楔；早-中石炭世的浊积岩和滑混岩，晚泥盆世-早石炭世的岛弧组合及灰岩等。前人曾在混杂岩的硅质岩块中确定出晚泥盆世-早石炭世的牙形石和放射虫。其西南缘发育早石炭世岛弧及增生楔。在中国，西段绝大部分为新生界覆盖，仅在南缘科克森它乌一带，有少量规模很小的超基性岩-蛇绿岩，由二辉橄榄岩、奥长花岗岩、基性火山熔岩及放射虫硅质岩等组成，其中放射虫时代为早泥盆世，奥长花岗岩中锆石U-Pb年龄390Ma 左右（白光群等吉木乃幅、布尔津幅 1：20万区调报告，1983），周汝洪在辉长岩中曾获得U-Pb年龄360～370Ma。其上为下石炭统不整合覆盖。东段由锡伯渡向东至富蕴—沙尔布拉克、玛因鄂博—阿拉图拜一带，在富蕴县城东南乔夏哈拉钻探证实，早泥盆世基性火山岩下部有蛇纹岩及变质橄榄岩存在。随着近年工作获得的新资料，其情况更趋近于查尔斯克地区，但构造混杂程度大为减低，而代之以韧性剪切和挤压。除已知锡伯渡-乔夏哈拉和玛因鄂博山南的克孜勒塞依基性-超基性杂岩带外，还见有泥盆纪的基性-中性火山岩、玻镁安山岩（Boninite）、枕状熔岩、放射虫硅质岩和复理石沉积。何国琦等（1990）通过对放射虫的研究，认为其时代不晚于志留纪—奥陶纪。在中欧亚八国联合编图（2002年出版）的统一图例中认为斋桑洋盆闭合于早石炭世的维宪期—谢尔普霍夫期，其上为晚石炭世—二叠纪的陆相磨拉石建造所覆。元古宇残块为陆壳残片相的基底残块亚相，是近年发现的，最早由何国琦等（1990）、胡霭琴等（1993）报道，李天德等也获得了（1357±l3）Ma的Sm-Nd同位素年龄值。这些古老岩块的产状及出露关系等，目前尚不十分清楚，李天德等（1994）认为可能广泛分布于阿尔泰地区，但目前越来越多的资料不支持有广泛发育前寒武系基底的观点。曲国胜等（1991）从变形构造研究出发，承认该构造带的宏观存在，但认为该带是一条经过多期变形作用的双变形带，位于阿尔泰剪切弧形推覆构造系的前缘带，北部表现为韧性变形构造为主。南部则以脆性变形构造为主，额尔齐斯断裂具逆冲推覆与左行剪切双重性质，是一条非岩石圈大断裂，因此不能作为区域构造单元之界线，而仅仅是阿尔泰造山带中的强变形变质带。何国琦等（1990）将其与哈萨克斯坦“额尔齐斯挤压带”进行了对比，认为二者除走向相连外，其他地质特征也很相似，可以“明确相连”。本图认为从总体特征上看，查尔斯克带变形变质、构造混杂及规模等方面都比额尔齐斯带要强烈复杂和巨大得多。额尔齐斯带是发生在元古宙和早古生代基底上的，而查尔斯克带则可能是古生代时发生的。延长在200km以上，数十余个岩体，近百处航磁异常的克孜勒塞依-喀拉通克基性-超基性杂岩带及大量幔源分异的石炭纪—二叠纪碱性侵入体带状出露就是指示。此外，Г.H.谢尔巴提供的地球物理资料表明将该带作为板块缝合构造带和区域大构造单元界线是较合理的。该带向东南延入蒙古国，在前人编制的蒙古地质图上，该带为北蒙古萨拉伊尔-加里东大断块和南蒙古海西大断块之分界。据К.Л.沃洛奇科维奇等（1990）近年研究认为该带“在蒙古国境内的东南延续部分，长约 500km”，其特征完全相似于中哈地段，除发现确定有同位素地质年龄为ll20～650Ma的花岗片麻岩和年龄为2200Ma的辉石片麻岩岩块外，带内中哈地段所具有的结晶片岩、片麻岩、混合岩，局部的片麻岩穹隆，线状和叠瓦状推覆构造，韧性剪切带和岩石的强烈糜棱岩化等等均延伸到蒙古国境内，唯一不足的是近中国地段尚无典型蛇绿岩的出露，可喜的是 2010年何国琦等报道了在新疆布尔根发现了蛇绿混杂岩带，位于西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准①噶尔板块的结合带，呈北西向展布主要表现为糜棱岩化的基质中混杂着大小不一，性质各异的蛇绿岩各组分的岩块。基质主要有糜棱岩化的火山岩、凝灰岩和破碎强烈的火山碎屑岩。蛇绿岩岩块主要有碳酸盐化的超镁铁岩、玄武岩、辉长岩和硅质岩岩块等。玄武岩具有OIB和IAB特征。拉斑玄武岩SHRIMP锆石年龄352Ma，这类混杂岩在东部巴彦勒格等地也有发现。在图尔根断裂向南向戈壁阿尔泰方向过渡，但布尔根断裂以北，似乎这种强烈改造现象几乎不存在，保留了原有构造形态和地层顺序。该带侵入岩浆活动不很发育，仅见有少量石炭纪—二叠纪的花岗岩类，其中规模小，成群出现，成带分布的幔源分异和幔源重熔分异的富碱花岗岩-碱性花岗岩-碱性岩带似乎具有重要的地质意义。它们常与蛇绿岩带、深断裂带构成所谓的“三位一体”，成为古俯冲带、缝合带所应具备的蛇绿岩带、构造混杂岩带、高压变质带的又一个“三位一体”指示标志。在“中国大地构造图”（潘桂棠等，2013）上为额尔齐斯-西拉姆伦对接带西段的额尔齐斯结合带，但只含额尔齐斯复合增生楔、新生代断陷盆地及桥夏哈拉-布尔根蛇绿混杂岩带。

唐僧，俗姓陈，小名江流儿，法号玄奘，号三藏，被唐太宗赐姓为唐。为如来佛祖第二弟子金蝉子投胎。他是遗腹子，由于父母凄惨、离奇的经历，自幼在寺庙中出家、长大，在金山寺出家，最终迁移到京城的著名寺院中落户、修行。唐僧勤敏好学，悟性极高，在寺庙僧人中脱颖而出。最终被唐太宗选定，与其结拜并前往西天取经。

华南古陆块在新元古代曾是冈瓦纳古陆的一部分，大约位于南纬15°～20°之间。中元古代时，大约在1400～1600Ma的冷家溪期，古陆裂陷，沿麻阳—常德—长沙—铜鼓一线边缘深海槽沉积了巨厚陆缘碎屑浊积物，属活动型裂陷海相火山杂陆屑建造，在益阳、浏阳等有裂隙海底喷溢的玄武质科马提岩—玄武岩流和喷发基性火山角砾、凝灰质等以及细碧—角斑岩组合。由于古地幔热流柱上涌，雪峰太古宙古陆块上升，古陆西侧，沿麻阳—临澧和靖县—安化一线地壳再度破裂，古陆块西南部略上升成为水下潜山，因此该区中元古代沉积厚度很小。1000～1200Ma以来，由于地壳横向密度不均，重力不稳，导致陆块内部不均衡运动，沉积增生柱因重力下沉，在侧向挤压应力作用下，产生陆内构造热事件，华南陆块首次向扬子陆块西南边缘—雪峰地块俯冲—碰撞，在沅陵—长沙—浏阳一线形成边缘挤压碰撞带，雪峰—洞庭隆起成陆，造成板溪群与冷家溪群的不整合。在碰撞带有基性岩浆活动及同碰撞期陆壳改造型花岗岩岩浆的侵位。如浏阳长三背、葛藤岭、钟洞等花岗岩体就是这个时期的典型代表。武陵俯冲—碰撞构造热事件后，陆块构造性质出现明显差异，怀化—益阳—韶山一线以北因受挤压上升，以稳定、次稳定型陆屑沉积为主。而湘中，则处于拉伸构造环境，从城步—桃江—长沙—浏阳一带被拉开的扬子、华南陆块间的陆间裂陷海槽沉积了活动型类复理石建造，尤其是邵阳—城步一带有厚达4500～5000m的浊流沉积，而湘东南由于与扬子陆块分离，接受了来自闽西古陆块蚀源区的杂陆屑沉积。大约在840～900Ma期间，在古大陆内部，华南陆块向扬子陆块俯冲，在靖县—溆浦—安华一带产生变质褶皱碰撞挤压拼接带，并造成湘西地区的不整合或假整合。伴随这次构造热事件有古丈、通道、怀化等地区的基性—超基性岩、火山岩及金狮洞花岗斑岩的侵入和喷溢。雪峰期扬子陆块左旋，武陵地块处在20°S左右，雪峰地块在15°S左右，华南陆块处在16°S～20°S左右，此时各陆块已处于弱分离状态。扬子陆块由于气候严寒，接受了杂陆屑冰海浊流火山碎屑沉积。其中发育在扬子陆块的南沱冰碛层应属极地冰川冰海活动的产物。在早寒武世，因扬子、华南陆块北向移动速率增加，拉力大于冈瓦纳古陆的牵引力，两陆块解体，脱离冈瓦纳古陆，分裂出两个古大陆，在边缘海槽裂谷环境有复理石陆缘碎屑沉积，并有与澳大利亚相似的动物群（郝治纯、卢衍豪），说明古陆块相距很近。大约在450Ma左右，扬子陆块开始沿泗顶—城步—桃江—长沙—浏阳—万载—南昌一线向北西、北北西的俯冲，相对低密度塑性上地幔受到雪峰—洞庭—九岭刚性上地幔的阻挡，不能插入扬子陆块岩石圈底部，而呈向北西、北北西陆倾斜俯冲态势。而武功—诸广山地块地壳板片（构造岩席）则以向北西仰冲形式与湘东南地块碰撞，在临武—郴州—茶陵—吉安—上饶一带拼接，并有万洋山、东风、雪花顶等同碰撞期花岗岩产生（刘钟伟，1990）。此时期的华南微板块已北移至12°S左右，其北东部分已露出海面，成为蚀源区。而扬子陆块仍在14°S以南，其南东侧边缘带仍属裂陷槽构造环境，在白马山—安化—宁乡深海沟沉积了志留纪类复理石碎屑岩建造。大约在400Ma左右，发生了一次最大规模的构造热事件，华南岩石圈微板块向扬子微板块的俯冲—碰撞作用，使分裂约105Ma的两板块重新结合，完成了中国东南华南、扬子微板块的“统一”。在桂林—城步—锡矿山—桃江—长沙—万载—南昌一线形成壳下岩石圈俯冲楔形带，岩石圈厚度增至250km以上。这次构造—热事件产生了广大范围的区域动力变质作用和城步、白马山、桃江、板杉铺、张坊地区壳源型碰撞花岗岩的形成，通道—绥宁—江口—溆浦一线，东倒西倾的碰撞挤压拼接“磁缝合带”就是这次板块构造作用的“磁记录”。由于华南微板块向扬子微板块俯冲—碰撞时，东北部最先接触造成北东、南西段板块运动的不均衡以致在常德—安仁一线，产生北西向破裂带，洞庭—九岭地体因受板块碰撞挤压作用的时间长，作用强度大，使早已固结的中元古地块变得活动起来，常德—安仁破裂带是分割不同构造环境的转换断裂带，它的存在还造成了新化—郴州北西向海西—印支期深海盆地的形成。沿转换断裂带有壳幔混合型岩浆的侵位，它是伴随张性裂解增生的构造岩—浆棱柱体，以及与之平行的白马山—关帝庙—大义山—郴县构造岩浆岩带。晚古生代，大约300～360Ma，华南—扬子陆块已漂移到赤道附近。由于两陆块北移速率差异，沿祁东—湘乡断裂（金兰断裂）和桂林、衡阳、清江以及新化—凡口一线拉开，以邵阳为中心形成柳州—邵阳—冷水坑的北东向、锡矿山—凡口的北西为主体的“T形”台盆格局，并接受了稳定的陆表海以碳酸盐岩为主的沉积，同时发育特提斯海洋型生物群。晚三叠世约200Ma期间，扬子、华南陆块已越过赤道，到达20°N～30°N，且北移速度显著加快。川中和闽中壳下地幔热流柱上升，产生相向的热动力推挤压应力，华南微板块壳下岩石圈受到扬子陆块刚性上地幔块体的阻挡，重力下沉，并继续向北西俯冲，华南微板块前缘相对低密度上地幔塑性体受挤压收缩变形，壳上海西沉积拼贴覆盖层沿壳内韧性剪切折离面整体向北西仰冲，形成一系列冲断褶皱推覆体。燕山期，大约135Ma，扬子、华南陆块北移到30°N左右。因菲律宾海板块向北西的俯冲挤压作用，诱发了边缘带上地幔热扰动，地壳再度活化，已经固结趋向稳定的扬子、华南微板块，在沅麻—洞庭、湘东、湘东北，赣中等地区，由于上地幔上隆产生的引张作用，地块破裂，形成平行郯城—赣江—韶关深断裂带的北东向板内线性裂谷带，在炎热干燥的气候环境，沉积了数千米厚的侏罗—第三系陆相磨拉石建造，沿裂陷带边缘发生了中新生代火山活动，上地幔顶部产生玄武岩贫化作用，导致基性玄武岩喷发。如湘东南的侏罗纪基性火山岩，往北西到衡阳冠市街早白垩世玄武岩，再北到长沙县春华山晚白垩世玄武岩及宁乡县青华铺早第三纪玄武岩。这是由于菲律宾板块的俯冲牵动作用所诱发的火山活动，大多是从上地幔迁移出来的玄武岩。因为未贫化的上地幔物质下沉，热流上升并向侧面流散，使对流破灭，上地幔进一步软化，地壳变得不稳定，因此在湘西、湘北湘东地区上地壳发生一系列平行菲律宾板块俯冲带和郯城—韶关深断裂带的北东向拉伸裂谷型沉降带，这就是板内侏罗—第三纪红层盆地形成的深部原因。

意大利位于欧洲南部，东临亚得里亚海，西临地中海，北靠阿尔卑斯山脉，位于亚平宁半岛。意大利地形以山地为主，位于板块交界地带，多火山。意大利大部分地区属于地中海气候，雨热不同期，对农业生产不利。

地壳表层构造和岩浆活动是深部岩石圈和软流圈物质运动的反映，构造运动的动力来源主要来自地球深部。研究表明，大地构造的主要持力层是岩石圈，而不是地壳。因此，研究地壳及其构造现状，必须着眼于岩石圈或者说地壳及上地幔的深部变化过程。合理建立地下一定深度的结构模型，是当前大陆动力学研究的基础，近年来发展起来的地震层析（CT）技术是解决这一问题的重要途径之一。由于板块构造的研究主体是岩石圈与软流圈之间的关系，板块构造单元划分的基础仍然是岩石圈，因此，这里有必要对河北省的岩石圈结构（地壳和上地幔）状况进行深部地球物理推断和解释（图2-7）。地震层析（CT）技术可以将数百千米深度内的地壳至上地幔三维地震波速差异（10%左右）清晰地反映出来。试验岩石学认为，地幔岩中大约10%的部分熔融就可以形成软流圈的低速高导异常带。华北地区积累了丰富的地震层析（CT）资料，本书应用刘福田（1996）、孙继源（1992）等的研究成果，结合大地热流值资料简析本区岩石圈结构和板块构造单元划分。板内构造变形主要受到岩石圈性质和大地构造环境影响，而岩石圈的性质主要由其厚度、层内结构、热状态和软流圈上涌程度决定。图2-7 华北地区岩石圈厚度图对于河北省深部构造——地幔热柱构造，本书引用牛树银等（2002）的研究成果，进行概略叙述。河北省1∶50万、1∶20万区域重力和1∶20万区域航空磁测已经全部完成，并且已有比较成熟的研究成果，结合人工地震测深所作的莫霍面和康拉德面的基本形态和推断深度也已基本定型。重磁资料总起来看，本区一级重力场主要反映了区域内部深部构造（主要是下地壳和地幔）状况，特别是太行山重力梯级带最为明显，可能反映了深部的地幔陡坎；二级重力场主要反映了地壳中的岩石密度差异；而航磁场则主要反映了较浅层次的物质磁性特征，一般多与变质基底和基性超基性岩体有关。此类资料有关细节，前人已有专门论述，本书只引用结论，不再过多重复。本书依据人工地震和大地电磁测深确定的壳内层速度和高导层数据确定的岩石圈垂向结构分为5层，它们是：地壳表层、上地壳、中地壳、下地壳和上地幔；依据地震层析（CT）技术确定的岩石圈厚度、软流圈上涌程度，结合大地电磁测深和大地热流值将河北省（包括北京市和天津市）板块构造二级构造单元划分为4个，它们是：冀北较稳定地块、燕山活动构造带、太行山隆升地块和河北平原活动软块。这里应当指出的是，本区二级构造单元的划分，充分考虑了挽近期以来各构造单元的岩石圈结构、现代地形地貌和构造活动性特征，这是有别于以往的构造单元研究的；地幔热柱第二级单元为华北地幔亚热柱，三级构造单元7个，它们是：张宣幔枝、密云幔枝、丰承幔枝、冀东幔枝、天怀幔枝、阜平幔枝和赞皇幔枝（图2-2）。河北省北部以康保-围场断裂为界，以北为内蒙古板块南缘，以南为相对刚性的华北板块，由此构成两个一级构造单元。前者在河北省分布局限，不再进一步划分构造单元。重点对华北板块进行二级构造单元划分。河北省（包括北京市、天津市）范围的板块二级构造单元划分，主要依据地震层析（CT）资料，结合地球物理场中区域重力和区域航磁特征和区域地质特征，特别是地质构造发展特征。华北地区地震层析（CT）资料反演的地下深度为150 km，计算网度间距小于1.4°，选用了132个地震台站和1981～1984年间129个区域地震和24个远震资料，选用7520条P波到时数据，因此，其精度可以达到满足二级构造单元划分的要求。2.5.1 冀北较稳定地块指康保-围场断裂以南，尚义-赤城-丰宁-隆化断裂以北的广大地区，与原内蒙地轴相比范围有所减少。从地貌特征来看，显示出长期的夷平状态。由于“华北CT”剖面只作到北纬41°30′，因而该构造单元反映不全，显示稍差，但地震波速度总体仍然呈现出高速特征，岩石圈厚度较大，150 km尚未见底。莫霍面、康氏面变深，大地热流值较低（一般（0.7～1）×41.686mW/m2）。重力场平稳，有东西向和北北东向叠加。航磁异常显示正负场交替，皆呈条带状东西向展布，强度大、梯度陡。变质结晶基底广泛出露，坳陷处上叠有中生代火山盆地，海西期岩浆岩广泛分布。该构造单元显示比较稳定的特征，基底固结程度高，相对刚性特点明显。2.5.2 燕山活动构造带位于尚义-赤城-丰宁-隆化断裂以南，河北平原以北的广大地区，比原燕山台褶带的范围有所增加，主要是增加了赤城-平泉断裂以北，赤城-丰宁-隆化断裂以南的广大地区。增加的原因是从近年来大量的区域地质、区域地球物理新资料反映的构造活动性和深部构造特征明显不同于内蒙地轴，把这一区域从原内蒙地轴中划分出来，归属到燕山活动构造带是比较合理的。该构造单元深部构造十分特殊，岩石圈厚度甚大，150 km尚未见底（图2-8）。下岩石圈P波速度达8.2～9.2 km/s，十分引人注目的是，剖面显示在50～75 km深度有一低速薄层存在，厚度20 km左右，P波速度6.6～7.6 km/s，具软流圈性质，将本区下岩石圈分为上下两截，使莫霍面以下的岩石圈部分仅余10 km厚左右，甚至几乎与下地壳联通。该区南部和东部则显示软流圈大规模上涌，形成与河淮活动带的过渡地带。该构造单元大地热流值较高，一般为1.1×41.686 mW/m2，地壳厚度的总趋势为南东薄，北西厚，下地壳明显加厚。大地电磁测深发现地下20～30 km之间存在一层厚3～4 km的中地壳低速高导层（P波速度5.8～6.0 km/s），呈半熔融状态或深部剪切带性质。张家口—唐山构成北西向强地震活动带，向东延入山东蓬莱，为新生代最重要的活动构造带。值得注意的是，华北地区地震震源深度均集中位于地下10～25 km范围之内，显示中地壳低速高导层为本区地震震源深度下线。中生代火山岩浆活动强烈，中深源的中酸性岩浆岩侵入体极为发育，而上述构造岩浆岩集中分布区，深部恰好对应着50～75 km深度的较厚的软流层楔状体（见图2-8）。2.5.3 太行山隆升地块太行山隆升地块的东部为华北平原，西部为山西高原，本区整体表现为北北东向延绵的太行山脉北段。深部构造特征是，相对于平原区本区软流圈强烈下凹，山根深陷，岩石圈厚度较厚，但是，相对于鄂尔多斯盆地，本区又处于软流圈上涌区段，岩石圈厚度远不及鄂尔多斯盆地厚度大（图2-9）。太行山隆升地块岩石圈厚度100 余千米，大地热流值（1.4～1.6）×41.686 mW/m2 ，显示中等地热背景区。重力场梯度带呈北北东向展布，莫霍面深度37～42 km。北北东向中酸性岩浆岩侵入体广泛发育，与内生金属矿产成矿密切相关。牛树银教授（1994）研究认为太行山脉的隆升与华北断陷的沉降，二者基本保持浅部物质的动态平衡，即盆山升降幅度基本相当，由此看来中—新生代以来太行山区隆升至少10 km以上。图2-8 沿东经115°南北向CT断面图图2-9 沿北纬36°东西向CT断面图2.5.4 河北平原活动软块位于河北山前平原及渤海湾地带，是华北板块中典型的活动地块，与太行山隆升地块遥相对应（图2-9）。在CT断面图上可以看出，本区软流圈大面积上涌，以至浅到60～70 km，其顶部近平面。而岩石圈厚度仅60～70 km，地壳厚度大幅度减薄，地壳厚度仅30～35 km。从地震层析（CT）P波速度可知，本区软流圈速度相当低，约7.0～7.7 km/s，其上覆较薄的下岩石圈波速亦相对偏低，约8.0～8.4 km/s。大地热流值普遍偏高，一般（1.7～2.0）×41.686 mW/m2，为大面积的地热异常区。地壳三分明显，总体很薄，尤其中地壳为典型的低速（约6.0～6.4 km/s）高导（6～8Ω·m）层，表明其具有一定程度的熔融性及滑脱剪切性质。新生代大陆裂陷活动加剧，形成典型的大陆裂谷盆地，新生界厚度巨大，达到5000～6000余米，是重要的活动构造单元。

秦岭造山带东连大别-苏鲁造山带,西接昆仑-祁连造山带,合称为中央造山带(姜春发等,2000)或中央造山系(张国伟等,1998)。与中国和世界上大多数造山带相比,秦岭造山带具有造山时间持续更长、过程更为复杂的构造演化历史。据张国伟等(1996b,2001)的研究,该造山带可分出前造山、主造山、后造山3个大的构造演化时期,不同的构造演化时期具有不同的构造体制,并形成不同的构造单元(图20-1a)。早前寒武纪两类基底形成阶段(Ar—Pt2,前造山期):自太古宙至中元古代,是秦岭造山带的古老基底形成期,分为早前寒武纪结晶基底形成和中新元古代过渡性基底形成两个阶段。通常由Ar—Pt2结晶杂岩(大别岩群、太华岩群)以及广泛出露的中元古代火山-沉积变质岩系(武当山群、熊耳群等)组成。后一阶段恰与国际地学界讨论的Rodinia超大陆的会聚及其裂解时期相对应。图2-1 秦岭造山带主要构造单元(a)及主要剖面图(b)新元古代—古生代—中生代初板块构造演化阶段(Pt3—T2,主造山期):自新元古代至中三叠世,即从晋宁期到印支期,是秦岭板块构造体制活动时期,其中包括了Z—O2板块扩张期、O2—D3收敛俯冲期和D3—T2碰撞造山期。板块的多次俯冲、碰撞,发育了各类花岗岩,并在时空上呈规律性分布。从海西晚期至印支期,华北板块、秦岭板块和扬子板块沿商-丹和勉-略两条缝合带斜向穿时俯冲碰撞,并使中国南、北大陆联合在—起,秦岭造山带也基本定型,形成现今的基本面貌。中—新生代陆内构造演化阶段(T3—Q,后造山期):在中生代的三叠纪晚期(T3),扬子板块、华北板块以及夹于其间的秦岭造山带沿勉-略和商-丹两条俯冲带依次由南向北俯冲,并完成它们之间的拼贴焊合,从而形成新的统一的中国大陆,且转入板内构造作用时期。此阶段包括了主造山期后的伸展塌陷构造(T3—J1)、燕山中晚期的陆内造山逆冲推覆及花岗岩浆活动(J—K1)和燕山晚期至喜马拉雅期的挤压与伸展构造共存的急剧隆升成山演化(K2—R)等不同地质构造演化阶段。秦岭造山带地壳横剖面总体是以商-丹缝合带为界的不对称扇状结构,该缝合带则为倾角很大的陡立带(图2-1b)。虽然在南秦岭和北秦岭内部发育有多重逆冲推覆体系,但南、北秦岭之间并未出现明显的岩石圈尺度的地壳叠置,因此,应属碰撞造山带。秦岭造山带现今构造格架是以巨大主干断裂系为骨架,组合呈现出以古生界—早中生界(T1-2)岩层为主体,包容残存的前寒武纪和叠加复合的中—新生代陆内各类构造地层岩石单位构造变形所构成的主构造线、地层构造岩相带、变质带和岩浆岩带,均一致表现为主要近东西向的空间展布,呈扇形向外逆冲叠置和抬升(张国伟等,1995,1996a,2001)。

一、板块北缘构造演化特征加里东旋回后，在华北板块北缘的温都尔庙—翁牛特一带形成了加里东断裂褶皱带（也可称为温都尔庙—翁牛特早古生代增生地体），并形成双变质带——红柱石-夕线石带和蓝片岩带，以及岛弧花岗岩侵入。晚古生代，紧接着早古生代断裂褶皱带，古蒙兴洋继续向南俯冲消减，在白云鄂博—西拉木伦河以南一带，产生了泥盆-石炭纪岛弧型火山岩。随着古蒙兴洋洋壳多次消减，古蒙兴洋逐渐收缩，直到二叠纪晚期，西伯利亚板块与华北板块又一次聚敛拼合在一起，古蒙兴洋完全消亡。晚古生代华北板块北部边缘的构造活动对华北克拉通盆地演化的影响主要表现在两个方面：其一在克拉通盆地的北部边缘形成陆缘隆起（内蒙古陆），长期处于剥蚀状态；其二自中石炭世开始，陆缘隆起的内侧形成陆内坳陷，海水自东北方向侵入，造就了中晚石炭世的海相沉积。同时，由于古蒙兴洋板块的消减作用并非持续进行，而是在消减俯冲过程中也短期扩张松弛时期，故而形成了克拉通盆地内部的海陆交互相沉积。图2-4-3 华北板块南缘北淮阳构造演化剖面示意图二、板块南缘构造演化特征加里东旋回后，古秦岭洋板块的俯冲碰撞活动向东、西两端迁移，西端迁移至西秦岭，东端迁移到大别地块北侧的北淮阳。在桐柏、泌阳地区，原划为元古宙桐柏群的地层中发现了三缝孢子属种Acanthotriletes cf.impolites Naum，为晚古生代中晚泥盆世至石炭纪标准化石；花岗岩的同位素年龄值为370Ma。在信阳、商城地区，原划为信阳群龟山组下部的地层中同样发现了三缝孢子属、种，地层时代确定为晚古生代；基性岩的同位素年龄值为399～338Ma，酸性岩的同位素年龄值为258～253Ma。沿大别山北缘桐柏-桐城断裂带，分布着变质蛇绿混杂岩带，基质为糜棱岩，岩性为镁铁-超镁铁质岩石橄榄岩、榴辉岩等，它们的同位素年龄值为244～224Ma。上述事实说明，在晚海西晚期（也可能跨入印支早期），北淮阳洋向华北板块俯冲碰撞，消减缝合。实现了华北板块与扬子板块的再次拼合，缝合线的位置大致在桐柏—舒城一带。海西晚期以来，由于扬子板块向华北板块俯冲挤压，北淮阳地区断褶成山，在大别山北麓及华北板块南缘发育了大规模逆掩断层系（图2-4-3）。由于重力载荷和挠曲作用，自侏罗纪开始在造山带前缘发育了合肥前陆盆地。

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志留纪—泥盆纪南天山洋继续向北俯冲消减，这种聚敛消减活动在时空上和强烈程度上有所差异（肖序常等，1990）。中天山南缘发育大量同期花岗岩，具有洋盆向北俯冲碰撞引起的岛弧型和同碰撞型花岗岩的特征（肖序常等，1990）。南天山西段为克拉通边缘坳陷盆地，与南部塔里木克拉通内挤压盆地呈过渡关系（图5-3），库车坳陷东部及孔雀河斜坡为前缘隆起带，塔东南及阿尔金北部为板块前缘隆起，西昆仑一带可能存在洋壳的俯冲增生活动。塔里木盆地总体由拉张环境转化为挤压环境，形成克拉通内挤压盆地，陈发景等（1994）将其称为克拉通内挠曲坳陷。柯坪地区早志留世发育深水陆棚—盆地相暗色泥页岩，与库鲁克塔格志留系相似，厚度变化不大，改变了奥陶纪的塔东克拉通坳陷深水环境，志留纪则为克拉通内挤压坳陷，满加尔和阿瓦提附近沉积厚度相对较大。泥盆纪沉积范围减小（图5-4），柯坪地区泥盆系为厚1200m的滨海相—陆相红色碎屑岩，库鲁克塔格为1500m厚的紫、白色海相砂岩，地震剖面也总体反映盆地内岩性、厚度比较稳定。至晚泥盆世，海水大规模退出，沉积了一套干旱平原风成砂及沿前陆隆起带发育的山麓冲积扇（贾润胥等，1990）。这说明后期由于南天山逐渐消减封闭作用和板块南部的强烈扩张作用，板块内部隆起抬升较明显。因此，也有些专家将塔北志留纪—泥盆纪作为类前陆盆地发展阶段（贾润胥，1990）或前陆盆地（康玉柱，1992）。从我们勾绘出的泥盆系残留厚度图看，塔里木盆地南部大部分地区缺失泥盆系，与志留系相比其缺失面积增大。南部区域隆升可能与板块以南的昆仑山地区地壳收缩挤压有关。晚志留世至早泥盆世的晚加里东运动，使昆仑大部分地区洋壳转化为陆壳（姜春发，1992），昆仑各带逐渐抬升褶皱，但海水有深有浅，至晚泥盆世晚期地台型海相沉积普遍被含斜方薄皮木植物化石的陆相红层沉积代替，这表明，泥盆纪晚期昆仑已成大陆并到了极限。据古地磁研究资料，这一阶段塔里木板块长距离向北漂移，可能主要原因是古特期洋扩张使昆仑一带形成强大俯冲挤压作用。南天山残留海盆由于挤压而抬升，并出现中酸性火山岩及陆源复理石组合。联系到祁连山、天山、昆仑、柴达木以及准噶尔等地区沉积和化石特征，到泥盆纪末期，各板块已联成统一的“泥盆纪板块”（姜春发，1992；黄汲清、姜春发、王作勋，1990；肖序常、汤耀庆等，1990），盆地内部早海西构造运动与“泥盆纪板块”形成是相一致的，中央隆起区、沙雅隆起、东南断隆等强烈抬升褶皱，遭受剥蚀，与上覆石炭系呈明显的角度不整合接触。图5-3　新疆塔里木盆地志留纪古构造及残留厚度图图5-4　新疆塔里木盆地泥盆纪古构造及残留厚度图

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进入显生宙以后，中国大陆板块总的演化趋势是：原中国古陆随冈瓦纳大陆裂解、离散而分裂；随亚洲大陆增生，中国陆块与西伯利亚板块拼合形成古亚洲陆块；随冈瓦纳大陆北缘进一步裂解、漂移，古亚洲陆块南缘进一步增生。中国板块构造演化大体上可分为 3 大构造阶段，即：①前震旦纪原中国古陆形成阶段；②古生代原中国古陆解体至中国古大陆形成阶段；③中、新生代（印支运动后）亚洲大陆南缘增生、西太平洋俯冲及陆内构造变形阶段（表4-1）。原中国古陆形成，奠定中国海相克拉通盆地发育的基础；原中国古陆解体至中国古大陆形成乃是以浅海碳酸盐台地相和海陆交互相碎屑岩为主体的海相克拉通盆地的建设期；印支期后中—新生代陆内盆地叠置和变形改造则是海相克拉通盆地油气成藏和保存的关键期，这就是中国海相石油地质的背景。1.前震旦纪原中国古陆形成阶段早元古代末华北克拉通形成，中、晚元古代（1800～800 Ma）在华北克拉通上发育裂陷槽并充填沉积物。中晚元古代末，震旦纪沉积前，扬子克拉通和塔里木克拉通形成，并与华北克拉通联合形成原中国古陆，奠定古生代海相克拉通盆地发育的基础。2.原中国古陆解体至中国古大陆形成阶段原中国古陆解体自震旦纪开始，至中三叠世末古中国大陆形成（表4-1）。这一阶段以原中国古陆的解体开始，形成华北、塔里木、扬子等诸多克拉通独立块体和其间的洋盆；以这些块体的再度拼贴、古中国大陆形成而告终。这一阶段的构造格局以稳定克拉通与活动造山带的对立发展为特征（图4-2）。盆地发育在自成系统的小型沉降陆块及其边缘。边缘盆地宽广，水体较深，在滞流缺氧环境下可形成有利的泥岩、钙质泥岩烃源岩；小型克拉通陆块内部沉积了厚度较大的碳酸盐岩，因克拉通规模较小、固结程度低，受周边构造带活动影响大，发生差异升降，形成隆起与坳陷的沉积分异，使克拉通内坳陷在最大海侵期和水体较深时发育较好烃源岩。与板块离散或聚敛相联系，发育的盆地既有离散型的，又有聚敛型的。洋盆和部分边缘盆地后来成为造山带或隆起区，克拉通内盆地及部分边缘盆地在后期遭受改造或被后一世代盆地叠加，成为现今保存完好的、具有油气勘探意义的克拉通盆地部分，例如塔里木、扬子、华北克拉通上发育的盆地。华北克拉通西侧和南侧在早古生代分别发育坳拉谷和秦岭洋，海水自西和自南侵入克拉通。随奥陶纪晚期—志留纪秦岭洋和蒙古-兴安洋的收缩和加里东造山带形成，晚奥陶世开始华北克拉通全面上升。至中石炭世，秦岭、蒙古海槽发育，华北克拉通重又沉降、沉积。随秦岭海槽在早二叠世末至中、晚三叠世自东向西闭合，蒙古海槽在早二叠世末闭合，晚二叠世海水全部退出华北克拉通。扬子克拉通的东南缘在晚元古代—早古生代裂陷，形成华南洋和被动大陆边缘，克拉通西部为陆表海。晚奥陶世—志留纪由于聚敛活动，克拉通东南边缘弧前盆地发育。至志留纪末，华南加里东褶皱带形成并增生于扬子克拉通之上，形成华南陆块。秦岭洋也在这一时期闭合，扬子克拉通与华北克拉通碰撞。泥盆—石炭纪，扬子克拉通主体基本上处于隆起状态，在其边缘部分有陆表海存在。二叠纪出现广泛海侵，早二叠世末大陆裂谷作用发生，克拉通西部发生大规模玄武岩喷溢。克拉通西部在晚古生代仍有裂陷槽活动。早中三叠世裂陷槽逐渐关闭。表4-1 中国大地构造演化重要事件表图4-2 中国古生代古构造格局塔里木克拉通周边在早古生代发育裂陷槽、洋盆，主体为开阔陆表海环境，东部和西南部有较深的边缘坳陷沉积。奥陶纪末，由于特提斯洋封闭，塔里木克拉通南部整体隆起。北缘南天山洋至志留—泥盆纪末封闭。晚古生代，南天山裂陷槽和北天山、古特提斯洋发育，克拉通在石炭纪为广阔陆表海沉积。早二叠世晚期至晚二叠世有较强烈的火山活动。海西晚期南天山褶皱隆升，昆仑洋自西向东收缩闭合，至印支期全面褶皱隆升，海水逐渐退出。中、新生代发育以粗碎屑岩为主的内陆湖相沉积。总之，中国大陆构造发展在早古生代表现为原中国古陆分裂成华北、塔里木、扬子等小陆块，克拉通与造山带对立发展，克拉通内部广泛遭受海侵，克拉通边缘形成加里东褶皱带。晚古生代则逐渐向陆地转化，并伴随强烈拉张活动。至二叠纪海西旋回或印支旋回初，随中亚-蒙古海槽的最后封闭，西伯利亚克拉通与华北、扬子、塔里木克拉通以及昆仑、秦岭、祁连造山带连为一体，中国古大陆形成。3.中、新生代（印支运动后）陆内构造变形阶段经印支运动中国古大陆形成以后，夹持在西伯利亚板块、印度板块与太平洋板块之间的中国大陆，三面受挤。受大陆南缘中、新特提斯和东缘太平洋构造体系的控制，中国大陆构造格局受到强烈改造，同时产生一系列类型不同、大小不等的盆地。在亚洲大陆南缘，中、新生代表现为多期次、多个陆块的拼贴和对中国大陆的推挤。随三叠纪中晚期新特提斯洋迅速扩张，其北的羌塘陆块等漂移增生到亚洲大陆的南缘；随后中晚侏罗世—早白垩世拉萨地块拼贴在亚洲大陆南缘；始新世晚期开始印度板块与增生的亚洲大陆南缘碰撞，但直至中新世喜马拉雅山尚未发生强烈的抬升；中新世末以后，印度板块继续向北推挤，喜马拉雅山快速隆起，其影响范围波及整个中国中西部，使老山复活，前渊形成。中国大陆西部和中部在上述特提斯洋演化控制下，形成持续或阶段式沉降的、与造山带发展密切相关的挤压性盆地，如四川、鄂尔多斯、塔里木、准噶尔、柴达木等陆内坳陷或前陆坳陷盆地。太行山—武陵山以东的滨大洋地区，受太平洋构造体系控制，主要发育裂谷盆地。

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中国大地构造的发展是与其周围的地质构造环境相联系的，其基本轮廓与特征受其所处的大地构造位置控制。依据板块构造观点，从全球板块构造来看，中国大地构造位置处于欧亚板块东部，印度板块与亚洲板块碰撞带，和亚洲板块与太平洋板块俯冲带附近，从而使中国大地构造的发展与板块的碰撞和俯冲作用关系甚为密切。总体来说，中国大地构造的主体和基本格局由塔里木板块、华北板块和扬子板块三大板块，以及各板块之间的俯冲带、碰撞造山带组成。中国北方主要指昆仑-秦岭褶皱带以北地区，中国北方的大地构造的特征可以概括为:“两横，两竖”。“两横”分别指天山—燕山—兴安、昆仑山—秦岭—大别山两条基本以东西向展布的褶皱带;“两竖”指贺兰山—龙门山和太行山—雪峰山两条近乎南北向的梯级带;“两横，两竖”构成我国北方大地构造的宏观格架，形成了中国北方板块单元的结合带，在宏观格架之间分布着塔里木板块和华北板块两大板块，以及柴达木、佳木斯等中间地块。一、塔里木板块塔里木板块位于新疆南部，槽台理论称之为塔里木地台。北界为汗腾格里峰-巴仑台-库米什断裂，南界为康西瓦断裂，东西两侧分别为阿尔金断裂和塔拉斯-费尔干纳断裂所限，现今其主体为塔克拉玛干沙漠所覆盖。塔里木板块于7亿年前的扬子旋回(塔里木运动)最后固结，形成陆壳板块，基底为太古宇、古元古界、中新元古界三套变质岩系组成;震旦纪和古生代时期以独立的板块活动，至古生代末期的海西运动，相继与周围板块碰撞，昆仑山和天山海槽强烈褶皱上升。二、华北板块华北板块连同朝鲜北部合称中朝板块，槽台理论则称之为中朝地台或中朝准地台。现今其主体位于华北地区，轮廓大致成三角形。北缘、西界及东侧几乎都为山系所环绕。华北板块由古元古代末的吕梁运动形成陆壳板块，基底岩系是由太古宇及古元古界组成。吕梁运动形成华北板块基底后，进入了盖层发展阶段，从中元古代到三叠纪，华北板块以整体升降运动为主要特征，它在早期(中、新元古代)具有比较明显的差异性，后来差异性减小。自二叠纪开始，华北板块整体上升转为陆相沉积，同时板块的东西差异明显，板块边界活动性有加强的趋势，板块整体进入相对稳定的发展阶段。三、天山-内蒙-兴安造山带天山-内蒙-兴安造山带位于塔里木-华北板块与西伯利亚板块之间，成弧形向南突出。古生代时属中亚-蒙古古大洋，据古地磁推测其宽度曾达4000km以上。在其南北两缘的俯冲作用下逐渐退缩，至晚二叠世完全关闭;两板块相碰，形成晚古生代褶皱构造带。四、昆仑-祁连-秦岭造山带昆仑-祁连-秦岭造山带位于塔里木-华北板块与扬子板块之间，西宽东窄。在古生代至中生代早期是一个广阔的长条形的昆仑-祁连-秦岭古大洋，向西南达特提斯大洋的北缘。其洋壳向北俯冲的时间不一，中段祁连山于早古生代向北俯冲形成早古生代褶皱带，西段和东段主要在晚古生代向北俯冲形成晚古生代褶皱带，于中生代早期大洋才最后关闭，使扬子板块与华北板块焊接。

在加里东晚期运动造成的构造格局基础上，发育了中晚志留世—泥盆纪盆地，先期古构造格局使南部地势较高并成为此期盆地的物源区，往北是广海方向。泥盆纪末发生了海西早期运动。这次构造运动在东部、东北部和南部表现最为强烈（图3-10），可能主要与东中昆仑强烈的聚敛活动以及南天山洋自东向西剪刀式闭合造成塔里木克拉通东部所受挤压作用较强有关。海西早期运动造成的古隆起呈半环形分布于阿瓦提－满加尔凹陷的北部、东部和南部，向西开口。在中央隆起区，海西早期运动造成的强烈改造区（即中上志留统—泥盆纪被全部剥蚀的区域）的北界在玛参1井南—塘北2井—塔中8井—塔中32井一线，向东南方向地层剥蚀程度增加。由该强烈改造区的北界向北西至和2井一满参1井一线为弱改造区。这次运动形成的塔西南东部—塔中—古城地区古隆起方向为南西西—北东东向，同时也造成了塔中中央断垒带上局部地区出露下奥陶统。这期运动造成的南西西向古隆起叠加于加里东晚期运动形成的北西西向古隆起之上并对早期古隆起进行改造。奥陶纪末构造运动及加里东晚期运动已呈现雏型的古城鼻隆在海西早期运动时加剧、定型。图3-10　塔里木盆地海西早期运动对盆地的改造1-未改造区；2-弱改造区；3-强烈改造区；4-最强烈改造区；5-逆冲断层；6-走滑断层；7-地层尖灭线；8-井位及井号在塔北隆起区，海西早期运动造成的强烈改造区在轮南至库南地区。与塔中地区相比，塔北隆起受到的改造作用更为强烈，造成了较大面积（哈2井北东→轮南46井→草2井一线之北）的下奥陶统出露，向北过轮台断层可能造成更老的地层出露。该强烈改造区向南为弱改造区。轮南—库南一带的隆起走向亦为北东东—南西西，与塔西南东部－塔中－古城隆起平行，表明塔里木东南侧的板块聚敛活动对克拉通内部的影响较为强烈。此时柯坪地区亦具古隆起形态。上述塔北、中央古隆起向东与塔东隆起会聚，构成半环形古陆，它们围限的未改造区向西－西南开口。这种构造格局控制了后来的石炭系－二叠系沉积、构造面貌。海西早期运动形成的塔北隆起（东段）、塔西南东部－中央隆起（中东段）及其夹持的北部坳陷区系挤压作用下岩石圈挠曲变形的结果。这些古隆起虽具前缘隆起性质，但与典型前缘隆起有所不同。它们是板内（克拉通内）挤压挠曲隆升的结果，而不像典型前缘隆起那样，是由于受造山带负荷作用，前陆盆地沉降，前陆盆地近克拉通一侧相对抬升而形成的隆起。天然地震转换波测深剖面揭示，岩石圈内包括沉积层内的界面具有同步起伏形态（图1-9），这种形态用现今广为流行的典型前缘隆起形成机理（Jamieson和Beaumont,1988;Beaumont等，1988）解释是行不通的。一系列地质、地球物理资料均表明，塔里木板块南、北缘未曾发育过演化程度较高的被动大陆边缘。寒武纪—奥陶纪时期，在库鲁克塔格和阿尔金山地区，被动大陆边缘具垒、堑相间结构，演化程度处于青年期。在布格重力异常图及莫霍面深度图（图1-8）上，布格重力异常等值线和莫霍面等深线的陡变带与盆地边界线相一致。如上所述陡变带代表陆架—陡坡折点的连线，则塔里木克拉通边缘陆架相当狭窄，大陆边缘陆坡直接与稳定克拉通相接。因此，在板块边缘聚敛作用时期，以水平方向为主的挤压应力直接传递至岩石圈内部，引起岩石圈挤压变形。除局部地区外，古生代时期塔里木大陆边缘大部分地区未发育类似于北美阿巴拉契亚山、落基山的“雪橇式”宽阔的冲断带，亦证明了前述不成熟大陆边缘的特征，中央隆起向东南造山带方向没有前陆盆地与之相接，塔北隆起北侧也没有典型前陆盆地发育，仅表现为残留洋盆地或裂陷槽较迅速地转入闭合，也可作为例证。上述特点正好反映了与塔里木板块相邻的亚洲大陆以较小板块或地块频繁离散、拼贴的特点。