第十章 历史构造分析和古构造
在漫长的地质岁月中，地球内部不断发生着变化，导致地壳或岩石圈在水平和垂直方向上，以有节奉和平静演化与息剧变革相交替的方式运动。这种运动一方面使各大陆在水平方向上发生大规模的运动，导致大陆之间的离合，同时造成古生物、古地理和古气候的差异；另一方面引起地球表面的差异升阶，从而造成不同环境中沉积物性质、结构、构造、几何形态以及空间分布等方面的差异。历史构造分析主要以地层记录为研究对象.恢复不同地区、不同时代的地层记录形成的构造背景，包括：①沉积盆地及其大地构造背景；②确定其时间序列的构造演化阶段，划分构造旋回；③进行空间尺度上的大地构造分区，进行古大陆再造。
历史构造分析的重要理论依据就是王鸿祯院士(1982，1990)提出的大地构造活动论、大地构造单元论和构造演化阶段论。大地构造活动论认为地史时期大陆板块相对于地极或赤道(或板块之间)发生大规模的运动，构造演化阶段论是指地球岩石圈由简单到复杂、有节奏和分阶段的平静演化与急剧变革桩交替的演化规律，大地构造单元论是指在活动论和阶段论的思想指导下，根据古大陆形成演化历程去划分大地构造单元和分区。上述大地构造三论是一个相互联系和依存的完整理论体系，是历史大地构造理论的精华。
第一节沉积盆地及其构造背景分析
地层记录形成的沉积盆地及其构造背景分析是历史大地构造研究的基础。其目的是根据地层记录，尤其是沉积记录确定地层形成的构造性质，恢复其形成的盆地背景，包括以沉积建造或沉积组合分析为核心的传统历史大地构造分析和以沉积盆地分析为核心的沉积大地构造分析。
一、传统历史大地构造分析
地壳构造状态是不均一的，不同地区地壳垂直和水平运动的幅度和速度不一，对沉积过程中沉积物的迁移距离、分选程度和沉积速度都有重要影响，也必然会反映到沉积物组分上来。在大陆克拉通(板块)地区，一般为地形平缓的河湖环境，河流沉积中的碎屑物质可能来源于千里之外。经过长期的风化和长距离的搬运磨蚀，大部分不稳定矿物受风化分解不复存在，遗留下来的矿物经过反复冲刷磨蚀，成分成熟度和结构成熟度均高，稳定的碎屑成分(如石英)含量高，磨圆和分选较好。相反，在造山带及其周缘的同造山盆地，一般为高差悬殊的山区或山麓带，风化作用时间短，碎屑物质搬运不远，快速堆积，沉积物中多具岩屑或岩块，成分和结构成熟度低。同样，在被动大陆边缘地区，平坦的陆架或滨浅海带碎屑沉积物经过滨海带的长期簸选磨蚀，成分成熟度高、分选及磨圆好。而在活动大陆边缘，火山岛弧通常堆积大量具棱角的火山岩屑，形成岩屑杂砂岩，代表构造和火山活动地区的快速堆积。由此可以看出，不同构造背景的沉积区具有不同的岩石矿物成分。
孟祥化(1982)按照沉积建造的概念对沉积记录的大地构造性质进行了划分。王鸿祯(1980)认为来自俄文的沉积建造对应于英文的“Formation”与英文的“组(Formation)”容易发生混淆，建议采用沉积组合(depositional assemble)的概念，因此沉积建造和沉积组合基本上是同义语。
沉积建造或沉积组合是特定的沉积盆地在不同的盆地演化阶段形成的反映其大地构造背景的沉积记录。可以看出，沉积建造或沉积组合的时间和空间尺度都远远比沉积相或相组合更大更广，其空间尺度为沉积盆地级别的，如被动大陆边缘盆地、活动大陆边缘盆地、内克拉通盆地、前陆盆地等，面积是十万至百万平方千米级别的。其时间尺度为盆地的演化阶段，如威尔逊旋回的不同阶段，尺度为十万到百万年级别的。根据构造活动程度，王鸿祯(1982)把沉积组合划分为陆相稳定型、过流型、活动型和海相稳定型、过渡型、活动型6种类型。在大陆上，稳定类型的构造背景主要发育在广阔的准平原、内陆盆地及近海平原，相应的沉积组合是游移盆地湖泊碎屑组合、内陆盆地河湖泥质组合及近海盆地含煤碎屑组合。活动类型的构造背景以强烈上升的高峻山系和巨大的陆缘火山活动带为代表，巨厚的山麓山间粗碎屑(磨拉石)组合和大陆火山喷发-碎屑组合为其典型产物。陆相过渡型沉积组合包括近海沉陷盆地碎屑泥质沉积组合和海陆交互相碎屑泥质沉积组合等。在海洋中，广阔的陆表海、陆棚海代表稳定的构造背景，形成稳定型滨浅海碎屑岩或碳酸盐岩组合；非补偿的边缘海、活动陆棚、大陆斜坡可以代表过渡型的构造背景，形成相应的过渡型沉积组合，如非补偿边缘海碳质硅质组合、活动陆棚泥质碳酸盐岩沉积组合。活动大陆边缘的弧后海、弧间海、深海沟和远洋盆地为活动型的海洋背景，其形成岛弧海岩屑杂砂岩-火山岩沉积组合以及包含超基性-基性岩和放射虫硅质岩的蛇绿岩组合。大洋萎缩形成的残余海盆和碰撞造山形成的前陆盆地常发育半深海至深海砂泥质复理石组合。本教材分论各时代的构造古地理图基本采用王鸿祯(1982)的沉积组合划分方法，并引用了王鸿祯等(1985)的编图。
二、沉积大地构造分析
沉积大地构造学是板块学说提出以后，尤其是板块学说应用于大陆构造之后逐渐发展起来的大地构造学与沉积学的交叉学科，目前已经成为沉积学和大地构造学的一个重要学科方向。沉积大地构造学以沉积记录为研究对象，恢复沉积盆地原型及其大地构造背景和演化，其核心是沉积盆地恢复。
以板块理论为基础的沉积盆地分类是建立在现在全球盆地分布的基础上的。按照盆地的构造应力场，可以分为伸张型、挤压型、走滑型3类。按照盆地的构造部位，可以分为大陆克拉通盆地(板块)、大陆边缘盆地、大洋盆地等(图10-1)。
克拉通盆地是指具有硅铝质地壳的大陆板块上的沉积盆地，按照盆地在克拉通的位置可以分为内克拉通盆地、克拉通边缘盆地；按照构造应力场可以分为克拉通断陷盆地(包括大陆裂谷盆地)、克拉通坳陷盆地，整个克拉通均被浅海覆盖则常称作陆表海盆地。陆表海盆地和坳陷盆地以浅水沉积为特色，沉积相空间展布范围大，厚度变化和相变不明显。克拉通断陷盆地和碳酸盐台地内部裂陷槽以斜坡角砾岩、浊积岩和深水沉积为特色、厚度较大，相变剧烈(表10-1)。
表10-1 主要盆地类型的相组合
| 盆地类型 | 亚类 | 沉积体形态 | 相组合特征 | |
|---|---|---|---|---|
| 克拉通盆地 | 内克拉通盆地 | 陆表海盆地 | 面状覆盖克拉通，不等厚层面状 | 河流-三角洲-湖泊(滨浅海)碎屑岩相组合滨浅海碳酸盐缓坡或台地相组合 |
| 坳陷盆地 | 局限分布克拉通内部，不等厚层面状 | |||
| 断陷盆地 | 同陆内裂谷 | 同陆内裂谷 | ||
| 克拉通边缘盆地 | 断陷盆地 | 类似大陆边缘裂谷 | 类似大陆边缘裂谷 | |
| 坳陷盆地 | 平面上面状，剖面上不等厚层状 | 河流-三角洲-滨浅海碎屑岩相组合滨浅海碳酸盐缓坡或台地相组合 | ||
| 被动大陆边缘盆地 | 滨岸、大陆架、大陆坡 | 不等厚层面状 | 滨浅海碎屑海滩-陆棚相组合 滨浅海碎屑潮坪-陆棚-陆坡相组合 滨浅海碎屑障壁-潟湖-陆棚-陆坡相组合 滨浅海碳酸盐缓坡-陆棚-陆坡相组合 滨浅海碳酸盐台地-陆棚-陆坡相组合 | |
| 活动大陆边缘盆地 | 弧后盆地、岛弧、弧间盆地、弧前盆地 | 弧后盆地：面上面状，其他：带状分布 | 岛弧：具有岛弧火山岩、火山碎屑岩沉积其他：具有火山碎屑岩或火山岩夹层的浅海-半深海相组合 | |
| 裂谷盆地 | 陆内裂谷 | 平面上多宽带状，剖面上具有陡的断裂边界 | 洪、冲积扇-辫状河-扇三角洲(湖泊或海相)-斜坡浊积扇组合 | |
| 台地内裂陷槽 | 斜坡碳酸盐岩-深水盆地相组合 | |||
| 大陆边缘裂谷 | 沿大陆边缘呈宽带状，剖面上具陡的断裂边界 | 洪、冲积扇-辫状河-海相扇三角洲-深水盆地相-斜坡碎屑流-浊积岩相组合 | ||
| 拉分盆地 | 沿大走滑断裂带状分布，四周均为陡的断裂边界 | 洪、冲积扇-辫状河-湖相扇三角洲-湖泊-浊积扇组合 | ||
| 走滑盆地 | 线状，剖面上透镜状分布 | |||
| 前陆盆地 | 周缘前陆盆地 | 沿造山带带状分布，剖面上不对称分布，造山带一侧较陡，克拉通一侧较缓 | 滨浅海相-浊流(复理石)-洪、冲积扇、扇三角洲、辫状河(磨拉石)组合，具造山带和克拉通双向物源 | |
| 弧后前陆盆地 | 滨浅海相-浊流(复理石)-洪、冲积扇、扇三角洲、辫状河(磨拉石)组合，具岛弧和克拉通双向物源 |
大陆边缘盆地根据是否存在俯冲消减带分为被动大陆边缘盆地、活动大陆边缘盆地。被动大陆边缘盆地类似于大西洋、印度洋的大陆边缘，没有洋壳俯冲带，所以不存在岛弧-海沟体系(图10-2a)。活动大陆边缘类似于太平洋的大陆边缘，该边缘具有洋壳俯冲带，洋壳俯冲形成岛弧-海沟体系(西太平洋)(图10-2b)或大陆火山弧-海沟体系(东太平洋)(图10-2c)。从沉积上讲，大陆边缘既不同于大陆板块内部的稳定克拉通盆地，也不同于具有深水细粒沉积和伴生有洋壳的大洋盆地。被动大陆边缘发育滨岸-浅海(陆架)-半深海的沉积相组合，而活动大陆边缘发育与岛弧或陆缘弧火山岩相关的较深水沉积。海沟常发育火山碎屑的深水浊积岩沉积(表10-1)。
与走滑作用相关的盆地包括既具有走滑又伴有伸展的拉分盆地，也包括以走滑作用为主的走滑盆地(表10-1)。它们既可以分布于大陆板块内部的大型走滑断裂附近(如郯庐走滑断裂带、阿尔金走滑断裂带)，也可以分布于大陆板块边缘(如太平洋大洋中脊进入北美的加利福尼亚湾走滑带)。
与造山作用有关的盆地主要是前陆盆地。前陆盆地是在造山过程中，褶皱断裂形成的冲断带仰冲到克拉通边缘之上，导致克拉通岩石圈挠曲和下沉形成的盆地。一般可分为陆-陆碰撞造山形成的周缘前陆盆地和弧-陆碰撞形成的弧后前陆盆地。前陆盆地为靠克拉通一侧较缓，靠造山带一侧较陡的不对称盆地特征，并具有双向物源特征；靠克拉通一侧以克拉通物源为主，靠造山带一侧以造山带物源为主(表10-1)。由于前陆盆地由被动大陆边缘或弧后盆地演化而成，一般形成被动大陆边缘-周缘前陆盆地，弧后盆地-弧后前陆盆地的演化序列。前陆盆地从早期的岩石圈挠曲下沉到后期快速充填，常具有早期复理石沉积到晚期磨拉石沉积的转换。
沉积大地构造学分析包括沉积相组合和沉积古地理分析、特殊沉积(如硅质岩)分析、碎屑物源分析等。
1.沉积相组合和沉积古地理分析
沉积相组合分析是沉积大地构造学分析的基础。不同的盆地类型具有不同的相组合。表10-1列举了一些主要盆地的相组合特征。
利用沉积相恢复地层的沉积环境可以帮助重建地层形成的古地理。古地理重建的重要手段是通过岩相古地理编图了解地史时期的海陆分布、地形地貌特征等古地理要素及各地理单元中沉积物类型。岩相古地理图编图通常采用点一线一面分析法。首先为了解某一地质时期内一定范围内沉积环境的全貌，往往要通过大量剖面点的地层划分对比和沉积环境分析，而后恢复沉积环境沿某一断面的变化状况(线)及全区的海陆格局和沉积类型的空间分布(面)。沉积断面的截取一般垂直于主要沉积相带的展布方向，以最大限度地展现某一时期内地层岩性或沉积相的空间格架、相互关系和展布规律，便于对其形成控制因素的分析。
2.硅质岩沉积地球化学分析
一般认为，硅质岩及硅泥质岩是深水沉积的典型代表。但硅质岩可以形成于远洋盆地，也可以形成于被动大陆边缘盆地(如北祁连寒武系)、活动大陆边缘(如北祁连奥陶系)、大陆边缘裂谷(如南华裂谷震旦系一寒武系)甚至克拉通内裂陷盆地(如右江盆地泥盆系——二叠系)。因此应对地史时期分布的硅质岩进行深入研究，进行硅质岩形成的构造背景进行判别。一般认为，显生宙硅质岩中 SiO₂的主要有生物成因(主要为放射虫、海绵骨针、硅藻土等)、热液成因和陆源输入。现代海洋中的溶解态硅80%来自河流输人，其余部分夹自大气、海底热烟囱、海底玄武岩的风化。其由硅藻、放射虫、海绵骨针等吸收以及死亡分解后，约3%的生源硅沉降形成A型蛋白石(opal-A)，再经过CT 型蛋白石(opal-CT)沉降与溶解过程，最后转化为硅质岩。硅质岩由于很少受后期改造及风化作用的影响，其地球化学特征记录了热液沉积、火山碎屑及陆源碎屑等的含量变化，对古环境的恢复具有重要指示意义。由于硅质岩矿勒顿粒多为微晶质、隐晶质、所以常用硅质岩的地球化学特征来恢复其成因和形成构造背景。
1)硅质岩成因判别
硅质岩成因研究是硅质岩沉积大地构造分析的基础。直接的岩石学观察往往划分生物或非生物成因硅质岩，然而，由于很多硅质岩受后期成岩影响，硅质岩的原始结构、构造和矿物组成均可能发生改变，从而很难获得可靠的岩石学直接证据。因此通过地球化学手段可以判断不同成因的硅质岩类型。硅质岩中的 Fe、Mn的富集主要与热液的参与有关，而AI、Ti 的富集则主要与陆源物质的输入有关。Bostrom 和 Peterson(1969)提出，海相沉积物中ω(Al)/[ω(Al)+ω(Fe)+ω(Mn)]值是衡量沉积物热液组分含量的标志，该比值随着离扩张中心距离的增加而增大。Adachi等(1986)和 Yamamoto(1987)在系统研究了热液成因与生物成因的硅质岩后，认为ω(A1)/[ω(Al)+ω(Fe)+ω(Mn)]值由纯热液成因的0.01到纯生物成因的0.60之间变化，并由此拟定了判别热液成因与非热液成因硅质岩的 Al-Fe-Mn三角判别图解(图10-3)。在该判别图解上，生物成因硅质岩的投点均落入图解的富 A1端，它们一般形成于非断陷型的盆地，如被动大陆边缘盆地等；所有热液成因硅质岩的投点均落入图解的富 Fe端，它们一般形成于具有富硅热液输入的盆地背景，如裂谷盆地、活动大陆边缘盆地、远洋盆地等。
2)硅质岩的构造背景判别
常量元素通常用于硅质岩的构造环境判别。ω(Al2O3)/[w(Al2O3)+w(Fe2O3)]值是判别硅质岩形成环境的一个常用指标，大陆边缘硅质岩的这个值在0.5~0.9之间；远洋盆地硅质岩的这个值在0.4~0.7之间；而洋中脊硅质岩这个值一般小于0.4。此外，Sugisaki等(1982)总结了不同环境下沉积物的ω(MnO)/ω(TiO₂)比值变化规律，并认为硅质岩ω(MnO)/ω(TiO₂)值可以作为判断其来源及沉积盆地古地理位置的标志。其中，距离陆地较近的大陆边缘沉积的硅质岩ω(MnO)/ω(TiO₂)比值偏低，一般均小于0.5；而开阔大洋中的硅质沉积物的比值则比较高，为0.5~3.5。Murray等(1994)系统总结了显生宙不同环境硅质岩的地球化学特征，提出用(ω(Fe₂O₃)/ω(TiO₂)(图10-4)来判别硅质岩形成的构造背景。
硅质岩的稀土元素(REE)含量受成岩作用的影响很弱，特别是其δCe值和(La/Yb)y可以用来有效地判别硅质岩的形成环境。由于海水中三价铈容易被氧化为溶度积相对较小的四价铈，四价铈被有机物微粒、铁锰氢氧化物或结核吸附，造成海水中剩余的溶解态铈相对亏损。(La/Yb)ₓ用来分析轻重稀土元素的配分趋势，该值越高，反映轻稀土富集，配分曲线右倾，该值越低，反映重稀土富集，配分曲线左倾。Murray等(1990.1991)对加利福尼亚弗朗西斯科杂岩中层状硅质岩序列的研究表明，硅质岩中铈异常(δCe)及稀土元素含量(∑REE)由海水中金属物质、陆源输入量及埋藏速率控制。其中，在大洋中脊及两翼(0~400km)环境中，高埋藏速率减少了沉积物在海水中的暴露时间进而限制了从海水中吸附REE，导致硅质岩具有较低的∑REE，并具有最低的δCe(0.30±0.13， NASC标准化；0.28±0.12，PAAS标准化)；在开阔洋盆中，海水中的吸附作用控制了硅质岩的稀土元素特征，由于缺少陆源输入且具有较低的埋藏速率，硅质岩常可以从海水中吸附较多的稀土元素并显示中等的δ(Ce)值(0.60±0.11. NASC标准化；0.56±0.10，PAAS标准化)；而大陆边缘盆地的硅质岩从海水吸附以及继承陆源物质的稀土元素较多，既形成了硅质岩中较高的∑REE又形成轻稀土元素富集的右倾型配分模式，且具有最高的δCe值(1.09±0.25，NASC标准化；1.02±0.24，PAAS标准化)。稀土元素配分图中 Ce的负异常越明显，重稀土越富集，反映受大陆边缘影响越小(图10-5)。
3.碎屑物源分析
碎屑岩是地质记录中最丰富的岩石类型。除了宏观的沉积相、相组合分析之外，碎屑来源可以反映物源区的大地构造背景，进而帮助恢复沉积盆地的构造背景，尤其在近物源区、快速搬运沉积的同造山盆地(如前陆盆地、残余盆地)，碎屑物源分析成为盆山相互作用研究的一种重要手段。物源分析主要是通过碎屑组分、重矿物及其同位素年代学(如锆石等)以及碎屑记录的地球化学特征，确定沉积物源区的构造背景，恢复沉积盆地的大地构造性质，探讨物源区和盆地的盆山作用和造山带碰撞隆升过程。
碎屑组分分析又称为碎屑岩骨架颗粒统计分析，主要根据不同构造背景下盆地沉积物中碎屑骨架颗粒(石英、长石、岩屑)的相对含量变化，恢复盆地物源区的构造背景。该方法只需切制薄片，分析对象主要是中一粗粒砂岩，利用显微镜计点统计石英、长石、岩屑、单晶石英、多晶石英、硅质岩屑含量，利用物源模式图判别物源区的特征及所处的大地构造背景，是目前碎屑岩物源分析中最基本的一种分析方法，被广泛采用。Dickinson等(1979，1980，1983)利用砂岩碎屑组分判别沉积物源区构造背景，他们总结了世界上典型地区的砂岩碎屑组分，将砂岩的碎屑组分做了详细的划分和定量统计，编绘出用于物源判断的模式图——Dickinson三角图解(图10-6)，该图解一直被广泛采用。
重矿物的物源分析主要利用单颗粒重矿物的地球化学分异特征来判断物源。随着电子探针的应用，很多学者针对不同的地区，利用不同重矿物(如锆石、尖晶石、金红石、辉石、角闪石、电气石、锆石、石榴石等)分析提出了判别物质来源的指标和端元图。Leterrier 等(1982)对爱尔兰海、赫布里底群岛和北海海底沉积物中的辉石成分分析后，利用辉石化学分异特征，提出用ω(Ti)-ω(Ca+Na)图解来判定物源是拉斑玄武岩还是碱性玄武岩、用ω(Ti+Cr)-ω(Ca)图解来区分辉石源区是造山带还是非造山带环境，Morton(1985)对中国北海砂岩、新西兰和孟加拉扇地区海底古近纪、新近纪沉积物中的石榴石成分差异进行研究后，根据不同条件下石榴石组分的差异，提出了P(镁铝榴石)、AS(铁铝榴石+锰铝相石)、GA(钙铝榴石+钙铁榴石)三端元图。
细碎屑沉积物的地球化学特征在物源分析中也进行了广泛应用，沉积物的化学成分与碎屑矿物构成之间存在着一定的关系，在不同的构造环境下具有不同的特征，据此可以根据成分变化特征来判定物源区的性质和构造背景。Bhatia等(1983，1986)和 Roser 等(1986)通过对砂岩和砂泥质岩的研究，提出用一系列常量元素(图10-7)、微量元素(图10-8)地球化学端元图来鉴别被动大陆边缘、活动大陆边缘、大洋岛弧和大陆岛弧等构造背景，这些不同端元图之间的相互校正使用已被大多数学者所采用。
同位素测年技术在物源分析中应用更为广泛。在物源研究方面，不仅可以利用同位素之间的相互关系来判别物源区，如利用绿帘石中的钕[εN₄(t)]和锶[esr(t)]同位素比值进行物源判别(幔源或壳源)，更重要的是通过重矿物年龄谱的对比来判别物源。现在常用的方法有含铀矿物(如锆石、独居石)的U-Pb法、碎屑沉积岩的 Rb-Sr法以及 Sm-Nd法等。
碎屑岩中的碎屑锆石U-Pb同位素定年是应用最广泛的方法。碎屑锆石年龄可以记录锆石的地质历程，不同经历的锆石年龄谱不同。如锆石中心的年龄通常代表所在陆块的基底年龄，锆石中间层的年龄代表陆块演化过程中重要热事件的年龄，锆石边缘的年龄代表成岩或交代年龄；磨圆的锆石代表经历过风化一搬运一磨蚀的过程，晶型完整的锆石代表未经远距离搬运过的锆石。将碎屑岩粉碎至细砂—粉砂级并进行锆石挑样(100颗左右)，进行同位素年龄(SHRIMP或 La-ICP-Ms等方法)测定，并将不同时代的锆石颗粒数编制成一个直方图或曲线图，就形成一个碎屑锆石年龄谱(图10-9)。通过碎屑锆石年龄谱与相邻地块锆石年龄谱对比，可以判别物源区构造性质及剥蚀层位，进而推断物源区的隆升剥蚀程度。如北祁连造山带志留纪—泥盆纪碎屑锆石的年龄谱(图10-9A)及华北板块基底(图10-9B，a)、中祁连地块基底(图10-9B，b)的年龄谱对比发现，北祁连造山带锆石年龄谱主要类似于中和连地块而不同于华北板块，反映北祁连志留纪—泥盆纪的物源区为中祁连地块。北祁连东段和西段存在明显差异，说明北祁连东段在晚奥陶世开始碰撞造山，既接受中祁连地块的物源，又接受北祁连造山带(500Mn左右)的物源。西段在志留纪才开始碰撞造山，同时接受中祁连地块和北祁连造山带的双重物源，反映北祁连造山带自东向西的斜向碰撞的造山过程(图10-10)。
Rb-Sr法大多用于中酸性岩浆岩的测年。一般通过测定碎屑沉积物年龄并结合区域构造历史来判断物质来源和物源区岩浆活动历史。如李忠等(2001)在对大别山北缘、合肥盆地南缘的侏罗系凤凰台组底部冲积扇砾岩的研究中，通过对两个花岗岩砾石样品中钾长石、黑云母、角闪石和全岩 Rb-Sr同位素的测定，判断出大别山侏罗系物源区曾发育早古生代花岗岩类岩浆侵入体。
Sm-Nd法判断沉积物物源主要采用碎屑沉积岩中 Sm-Nd同位素资料来推断沉积物源区性质并估计陆壳从地幔中分离的时间。Sm-Nd在海水中滞留的时间很短，且 Nd同位素在海水中的含量极低，因此，沉积岩，尤其是细碎屑沉积岩能够使源区岩石中的 Sm-Nd同位素保持相对丰度。Nd同位素也可用来反演山脉源区类型、性质及其多样性特征，从而可以计算出不同沉积层位每一源区端元对该层位沉积物的相对贡献比例及源区的剥蚀量(陈江峰，1989)。
除了上述几种同位素示踪物源外，还有K-Ar法、Ar-Ar法等具示踪作用的同位素测年方法。这些方法在研究物源时所遵循的思路大多是在获得碎屑物年龄的情况下，结合区域年龄进行对比或根据构造演化历史来判别物质来源。
第二节 构造旋回和构造阶段
由于地质历史的演化与地球岩石圈的构造演化密切相关，而岩石圈的构造演化多具有巨域型(地理上的洲际尺度，地质上的超大陆或跨板块尺度)甚至全球性，因此地球历史中具有明显的全球性或巨域型构造事件的突发集中期和平缓过渡期的旋回现象，这种旋回现象称为构造旋回。构造旋回主要表现为大陆板块的离合和造山带的形成。根据不同的构造旋回所占有的时间可以划分不同的构造阶段。全球构造事件、构造旋回和构造阶段是对应的(表10-2)。按照大陆板块的规模和拼合过程，可以区分出①大板块(如劳伦板块、波罗的板块、西伯利亚板块、华北板块、华南板块等)或超大陆(冈瓦纳大陆、劳俄大陆、劳亚大陆等)之间的构造旋回；②小陆块之间的构造旋回。后者主要出现在地史时期的多岛洋中，如古特提斯、新特提斯洋、古亚洲洋等(如北羌塘地块、南羌塘地块、拉萨地块等)。大板块之间相互作用的构造旋回可称为威尔逊旋回，小陆块及其与大陆块之间相互作用的构造旋回可称为非威尔逊旋回(殷鸿福，1998)。
表 10-2 构造旋回和构造阶段划分表（==有改动==）
| 构造旋回 | 构造运动 | 构造阶段 | |
|---|---|---|---|
| 国际 | 国内 | 国际 | |
| 阿尔卑斯旋回 （中-新生代） | 阿尔卑斯运动 （～163-100Ma） | 喜马拉雅运动 （～23Ma） | 阿尔卑斯阶段 （中-新生代） |
| 燕山运动 （～163-100Ma） | |||
| 印支运动（230Ma） | |||
| 海西旋回 （晚古生代） | 海西运动 （～420Ma） | 海西运动 （～420Ma） | 海西阶段 （晚古生代） |
| 加里东旋回 （早古生代） | 加里东运动 （～420Ma） | 广西运动 （～420Ma） | 加里东阶段 （早古生代） |
| 罗迪尼亚旋回 （新元古代） | 格林威尔运动 （～1.0Ga） | 雪峰运动 （～720Ma） 武陵运动 （～820Ma） | 罗迪尼亚阶段 （新元古代） |
| 哥伦比亚旋回 （古元古代） | （～1.8Ga） | 吕梁运动 （～1.8Ga） | 哥伦比亚阶段 （古元古代） |
| 克罗岗旋回 （新太古代） | （～2.5Ga） | 五台运动 （～2.5Ga） | 克罗岗阶段 （新太古代） |
构造旋回主要是依据全球和区域的等时或近等时的构造运动面确定的。以不整合面为典型的构造运动面是地壳运动的直接记录。不整合，不论是平行不整合还是角度不整合，都是地壳抬升，遭受剥蚀产生的结果。角度不整合代表了早期形成的地层经过不同程度的变形，并通常伴有一定程度的变质改造，遭受剥蚀，而后再接受沉积。平行不整合反映早期形成的地层经整体抬升，遭受剥蚀，而后接受沉积。二者分别反映了古大洋闭合碰撞造山运动和古大陆克拉通远程效应的造陆运动。因此可以根据全球或巨域的不整合区分构造旋回，划分构造阶段。
一、威尔逊旋回
板块学说认为，大陆板块和大洋盆地在地质历史时期并非一成不变和永恒存在的。大陆板块的分离导致大洋盆地的形成，大洋盆地的萎缩、闭合导致大陆板块的聚合，大陆板块之间的碰撞导致造山带的形成。加拿大地质学家威尔逊(1973)根据现代大陆和大洋的实例归纳了大陆板块离合和大洋盆地演化的发展旋回模式，即威尔逊旋回(图10-11)。他把洋盆演化分为6个阶段：①胚胎期(东非裂谷期)，指在大陆板块内部伸展拉张形成大陆裂谷的时期，现代实例为东非裂谷；②初始洋盆期(红海期)，指陆壳分裂形成狭长的海槽，局部出现洋壳，现代实例为红海；③成熟大洋期(大西洋期)，由于大洋中脊的向外扩张，大洋边缘尚未出现俯冲消减，使大洋盆地迅速扩大，现代实例为大西洋；④衰退大洋期(太平洋期)，大洋中脊持续扩张，但大洋边缘出现俯冲消减，使洋盆出现萎缩，面积缩小，现代实例为太平洋；⑤残余洋盆期(地中海期)，随着大陆板块的相互挤压，洋壳快速消减，洋盆急剧萎缩，出现残留的小洋盆，现代实例为地中海；⑥消亡期(喜马拉雅期)，随着大陆板块的碰撞，洋盆最终闭合，海域消失，形成造山带，沿碰撞带(古缝合线)残留洋壳残余(蛇绿岩套)，现代实例为阿尔卑斯——喜马拉雅造山带。威尔逊旋回客观地反映了大陆板块离合和大洋盆地演化的历史，每个旋回的大致时限为(1.5~2)×10⁸年。一次大陆板块的分合和大洋盆地离闭过程都伴有板块内部及板块边缘规律性的沉积、生物和构造事件，并在大陆板块之间形成规模宏大的造山带。与此相对应，稳定的板块内部也出现大规模的地壳升降和海平面升降的旋回性变化。这种旋回性的变化规律是全球岩石圈演化史中存在客观自然阶段的反映，我们把这种全球性的构造作用旋回现象称为构造旋回，并把发生这种构造旋回的时间称为构造阶段。
二、非威尔逊旋回
地质历史时期的板块离合和洋盆演化情况多变，尤其是地质历史中特提斯构造域(特提斯洋)、中亚构造域(古亚洲洋)小陆块发育，小陆块之间、小陆块一板块之间的分裂、闭合和碰撞过程更加复杂。因此，殷鸿福等(1998，1999)针对包括中国在内的古特提斯小块体的特殊分离、拼合过程提出了非威尔逊旋回的思想。其核心思想包括多岛洋、软碰撞、多旋回等。
多岛洋是一个宽阔而不“干净”的洋。与现代大西洋、印度洋等“干净”的大洋不同，多岛洋在各个演化阶段始终充满着由裂解地块与裂谷、海道，小陆块与小洋盆，岛弧与边缘海等不同裂离程度的块体，组成海陆相间的多岛洋盆，现代的实例是西太平洋地区。各个小陆块(裂解地块、微板块、岛弧)的运动虽总体有序，例如特提斯洋总体是随着冈瓦纳裂解，小陆块向欧亚增生，但小陆块各自的移动速度和方向不尽相同。早古生代中国中央造山带(秦岭-祁连-东昆仑)的祁连山地区发育由一系列的蛇绿岩带分隔的地块，形成古特提斯洋边缘的多岛洋(图10-12)；古生代的古亚洲洋、古-中生代的西南特提斯洋也是多岛洋的背景。
软碰撞不同于大板块之间的传统的“面对面式”的硬碰撞，特提斯多岛洋体系下的软碰撞多为冈瓦纳大陆裂解、小陆块向欧亚大陆增生过程中的“追尾式”碰撞。“追尾式”碰撞产生的动能(mv²/2，m为质量，v是速度)比两板块之间正面碰撞产生的动能小得多，因为硬碰撞的速度(v)是两板块的速度之和，而软碰撞是二者的速度之差。硬碰撞通常形成造山—隆升过程中的复理石—磨拉石的连续序列，而软碰撞通常只有复理石，没有磨拉石沉积，或者磨拉石沉积滞后，如早古生代北秦岭的闭合、新元古代江南洋的闭合，只发育复理石而不发育磨拉石。
无论是随碰撞还是软碰撞，斜向(剪刀式)碰撞和不规则边缘碰撞都是常见的。斜向碰撞是指两个赞承的碰撞过程在造山带走向上迁移，一边先碰撞，另一边滞后，逐渐碰撞。块体碰撞边界一般是不规厕所的，相对突出的部分最先发生点碰撞，而后其他部分逐渐碰撞，即为不规则边缘碰撞。如北祁连加里东造山带，东部武威一带为晚奥陶世开始碰撞、西部为早志留世碰撞，属于斜向碰撞。北祁连加里东造山带的点碰撞以南南一带不连续的“鹿角沟砾岩”为标志，代表不规则边缘点碰撞的沉积响应(图10-12)。
多旋回是指同一造山带具有多期次的造山运动，威尔逊旋回和非威尔逊旋回的造山带，都可能存在多旋回造山，但以多岛洋为特征的非威尔逊旋回造山带多旋回更为普遍。非威尔逊旋回造山带的多旋回表现为一个造山带内每一造山旋回内或旋回之间，缝合线的位置随时间而迁移，这主要有以下原因：①多岛洋体系部分块体的挤压碰撞通常造成相邻块体之间的拉张裂陷，后期块体之间拉张裂陷盆地再闭合碰撞与早期挤压增生碰撞形成多旋回碰撞造山。如秦岭造山带北秦岭加里东期的增生形成以商丹洋萎缩闭合为特征的北秦岭加里东期一早海西期的造山带，与之伴随南秦岭(勉县—略阳)的拉张裂陷最终形成勉略洋，印支期扬子陆块与华北及秦岭微板块的碰撞(勉略洋的闭合)形成南秦岭印支期造山带。②多岛洋体系中多岛弧与大陆块体(小板块)之间的依次增生，形成多旋回的碰撞造山过程，如江南造山带在新元古代武陵运动(四堡运动)表现为820Ma左右发生的梵净山、四堡双列岛弧与扬子陆块的第一次弧陆碰撞。雪峰运动表现为720Ma左右发生的南华洋龙胜岛弧与扬子陆块的第二次弧陆碰撞。
威尔逊旋回和非威尔逊旋回存在一定区别(图10-13)，威尔逊旋回是大块体(板块)、大洋背景，通过俯冲、硬碰撞最终造山；而非威尔逊旋回表现为小块体的多岛洋背景，通过俯冲、软碰撞最终形成多旋回造山。包括中国的东亚特提斯构造域，地史时期主体表现为孤立、分散的小块体分布于特提斯洋中，因此主要表现为非威尔逊旋回的构造演化。
三、地质历史时期的主要构造阶段
构造旋回和构造阶段主要是根据全球性的造山事件划分的。基于构造演化的全球性或巨域性，一个构造旋回期通常有一系列的洋盆相继闭合，形成全球或巨域性的造山带，这个时期即为一个构造阶段。构造旋回和构造阶段的命名一般采用经典造山带所在地命名。如早古生代后期在欧洲—北美洲之间古大西洋关闭形成加里东造山带，该构造旋回和构造阶段称为加里东构造旋回和加里东构造阶段；晚古生代在劳俄大陆和冈瓦纳大陆之间的瑞亚克洋关闭形成海西造山带，该构造旋回和构造阶段称为海西构造旋回和海西构造阶段；中新生代劳亚大陆和冈瓦纳大陆之间的特提斯洋关闭形成的阿尔卑斯造山带，该构造旋回和构造阶段称为阿尔卑斯构造旋回和阿尔卑斯构造阶段。在包括中国的东亚地区，中新生代岩石圈演化具一定的特殊性，故进一步细分为印支构造旋回和印支构造阶段(三叠纪)、燕山构造旋回和燕山构造阶段(侏罗纪—白垩纪)、喜马拉雅构造旋回和喜马拉雅构造阶段(新生代)(详细的划分及时限见表10-2)。
第三节 构造古地理恢复和古大陆再造
按板块构造学说的观点，岩石圈和软流圈是对立的。岩石圈是由地壳和上地幔顶部组成的，软流圈之上基本连续的刚性块体。软流圈是厚达几百千米的可缓慢塑性流动的软弱带，岩石圈板块能在它的上面滑动。具硅铝层和硅镁层双层结构的大陆岩石圈厚约120~150km，仅具硅镁层的大洋岩石圈约厚70km。岩石圈被各种超岩石圈的构造活动带—洋中脊、转换断层、海沟、古缝合带分割成刚性的板状块体——板块。因此，板块内部是相对稳定的地区，而板块边界则是构造最活跃、最集中的构造带。按照这一观点，Pichon(1968)将现在的岩石圈划分为六大板块(太平洋板块、欧亚板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块、南极洲板块)和一些小板块(如菲律宾板块等)。
构造古地理恢复是以现代地理(经纬度)为基础，恢复地史时期的古板块的分布，又称固定论的构造古地理；而古大陆再造则是恢复地史时期各块体的古纬度和分布位态，又称活动论的构造古地理。很明显，地质历史时期古板块的构造古地理恢复比较复杂，古大陆再造的难度更大。除了古缝合带的识别之外，还可以借助生物古地理、古气候等方法辅助进行构造古地理和古大陆再造。
一、古缝合线追踪法
板块相互之间的俯冲消减和碰撞造山能留下一些古大洋残片、混杂岩带和高温高压变质带，它们代表古板块的边界以及板块拼合的证据，通常称为古缝合线。沿古缝合线则断续分布有蛇绿岩套、混杂堆积和高温高压变质带等特殊的地质记录。
蛇绿岩套是由代表洋壳组分的超基性—基性侵入岩(图10-14层A-B)—枕状玄武岩(图10-14层C)和远洋沉积(图10-14层 D)组成的“三位一体”共生综合体。其中的超基性—基性侵入岩往往呈现冷侵入式构造侵位，代表板块碰撞时沿古缝合线挤上来的古洋壳残片；枕状玄武岩代表来源于地幔的基性火山岩的海底喷发；远洋沉积岩(常见深海硅质岩、泥灰岩、黏土岩等)代表深海平原沉积。地史中蛇绿岩套的典型层序可以与现代深海盆地的洋壳结构进行很好的对比(图10-14)。
混杂堆积是海沟俯冲带的典型产物，其中既有一系列洋壳逆冲切碎的洋壳构造残片(图10-15)，又有洋壳俯冲而刮下来的深海沉积物(浊流、远洋沉积)，还有火山弧浅水区垮塌下来的早先形成的外来物质。它的一个典型特征就是为不同成因、不同时代的岩块和深海沉积的组成，同一层位可出现不同时代的化石混杂堆积的。
高温脑压变质带边是地躺合线的一个特有现象，在海沟、俯冲带部位，受到强烈的挤压应力，但通膜不循，出现以前压变质矿物能闪石为标志的高压低温变质带。个别情况下远离俯冲带的岛弧附近还会出旗以熟变顺扩物红样石、蓝梧石、砂线石为代表的高温低压变质带。高压低温变质带和低温高压变频增组成权变板智，高压变质带一般沿地缝合线平行出现，可用来指示地缝合线的位置以及板块的俯神方向.
二、古地磁学方法
不管是火成岩还是沉积岩都含有磁性矿物，这些矿物在岩石形成时受到地磁场的磁化影响，在岩石中保留了可以指示当时地磁方向的磁偏角(D)和磁倾角(I)等剩余磁性。如果采用退磁措施，消除后期地壳运动对原有剩余磁性的叠加影响，可以恢复岩石形成时的磁化特征。利用 tan I=2tanλ公式计算出古纬度()，例如]=49°，则λ=30°。这样可以确定古板块当时的古纬度，通过同一板块不同时期的古地磁反映的古纬度变化，可以推断板块的运动方向和距离。同时，通过古地磁分析计算，还可计算出古磁极的位置和变化.一般假定古磁极与地球自转轴(地理极)的平均位置大体接近，根据磁偏角和古磁极恢复可以确定古板块的方位，对不同板块不同时期的古磁极进行系统研究，可以得出各个板块记录的不同时期古磁极的变化轨迹，即极移轨迹。图10-16是欧洲和北美板块记录的寒武纪以来古磁极位置连续变迁的轨迹，可以看出，这两条曲线并不重合。如果地质历史时期这两个大陆的相对位置未发生位移，那么这两条曲线应是重合的。两条极移曲线不重合说明这两个大陆在地史时期曾发生过较大的相对位移，如果假设两大陆间曾在早古生代有一个古大西洋相隔，则这种极移曲线的偏离可以消除。
三、生物古地理
生物古地理分区主要是在温度和地理隔离两大因素控制下形成的生物区系。纬度主要受经纬度及大洋表层洋流控制，地理隔离主要受大陆和大洋分布控制。因此，生物古地理分区与全球古大陆、古大洋分布密切相关，可以用来恢复构造古地理，尤其是可以帮助进行全球古大陆再造。对陆生生物来说主要受气候带(温度、湿度)制约，有时也与地形高低所反映的垂直气候分带有关。海生生物则主要受与纬度有关的海水温度及不规则海流分布范围的影响。地理隔离对陆生生物来说主要是海洋隔离，对海洋生物来说既有大陆的陆地隔离因素，也有广阔洋盆的深海隔离。相对来说，地理隔离对生物分区的影响更为重要，这是因为地理隔离可造成生物间基因无法交流，形成一些差别较大，甚至很大的生物类群，从而形成不同的生物区系。
大陆板块之间均为大洋、海沟分隔，是陆生生物和海生底栖生物地理隔离的一个重要障碍。以现代陆生生物为例，欧亚大陆和澳洲大陆是两个分离的板块，欧亚大陆的生物界属东洋界大区，发育欧亚型的哺乳动物群。而澳洲大陆长期与欧亚大陆分隔，存在古特提斯—新特提斯洋的隔离，主要发育有袋类等不同于欧亚大陆的澳洲界的特殊生物群。地史时期的生物古地理分异也非常明显，如石炭纪—二叠纪，可以分为热带——亚热带的华夏植物区、南半球寒温带的冈瓦纳植物区(舌羊齿植物区)和北半球温带的安加拉植物区，它们受石炭纪一二叠纪全球古大陆、古大洋分布制约。再如二叠纪一三叠纪陆生动物水龙兽、肯氏兽在冈瓦纳大陆、劳亚大陆均有分布，指示了这些大陆有陆地或陆桥连接，由此确定了Pangea 超大陆的形成(详见第十六章)。
四、古气候分析
古气候是指地史时期各种气候要素如降雨量、气温、风力和风向等的综合。古气候分析通过古气候和各种生物(碳温型、湿热型、寒冷型)、矿物(如寒冷气候条件下的六水碳钙石、干旱条件下的盐类矿物潮湿条件下的铁锰氧化物矿物)、岩石(如干旱条件下的蒸发岩、红层，潮湿条件下的黑色页岩和煤层)气候指标，恢复不同地区不同时期的古气候。
一般情况下，在热带海洋环境中可形成生物礁、鲕粒滩、叠层石等特殊的沉积物。干热的滨浅海环境中可出现石膏、石盐，甚至钾盐沉积，伴生有泥裂、晶痕等。干热的陆相湖盆多出现红层(紫红色泥岩等祛屑岩)，温暖潮湿的陆地上可出现湖沼相的煤层及大量植物化石。相比之下，寒冷的海洋环境内缺乏上述沉积，在大陆冰川附近的海域，冰海沉积发育，如具明显“落石构造”的冰筏沉积发育。寒冷海域甜碳酸盐岩沉积中多缺乏生物碎屑、鲕粒、团粒等，六水碳钙石为其特征矿物，生物贫乏，多为一些冷水村典型分子，如石炭纪一二叠纪冷水型四射珊瑚主要为一些体壁较厚的单带型单体分子。低纬度(南北维F”~30°之间〉热带风暴(台风、飓风或热带气旋)发育，风暴岩的特殊沉积也可指示低纬度的古纬度。
地质历史时期不同的板块处于不同的古纬度，其古气候环境不一样。由于板块之间的相对运动，以前纬度差别很大的两个板块之后相撞在一起，必然出现气候条件差异很大的沉积物及生物群彼此相邻，这为寻找板块边界提供了重要依据。例如.石炭纪时期，西南特提斯域的拉萨地块、保山地块、南羌塘地块属冈瓦纳大陆.处在高纬度的寒冷气候区，冰水沉积普遍发育。海相生物为 Eurydesma(宽铰蛤)冷水动物群，所见珊瑚也为体壁厚、缺乏鳞板的小型单体，如 Cyathaxonia(杯轴珊瑚)，Amplexus(包珊班)等。陆相为适应寒冷气候条件的灌木-草木植物群——舌羊齿(Glossopteris)植物群；而其东侧的昌都地块、北羌塘地块和扬子板块当时处在低纬度热带区，出现有暖水碳酸盐岩，海相暖水生物繁盛，以造礁型复体珊瑚、苔藓虫、钙质海绵为特征。陆相植物主要为高大的石松、节蕨和科达类。其中鳞木可达40m长，树干不显年轮，显现了热带森林景观。如今，这两类隶属于两种纬度差别极大气候条件下的沉积物和生物群彼此相邻，说明二者之间曾经存在一个宽阔的古特提斯洋。
第四节 中国古板块重建和全球古大陆再造
由于地壳构造活动的不均一性，可以从空间的角度将地壳各部分的区域性分异与构造阶段的发展变化联系起来进行大地构造单元划分或大地构造分区。在此基础上进行古板块构造古地理重建。大地构造分区的主要依据是构造活动程度，地壳演化中各个地区构造活动程度并非一成不变，而是可以相互转化的，所以在进行大地构造分区时，必须具有历史分析的观点，即区分不同的构造阶段进行。
大陆板块是大地构造分区的主要单元，因此大地构造分区的关键是区分大陆板块。一般来说，大陆板块之间应发育代表古大洋的缝合线分隔，它以蛇绿岩套、混杂堆积、双变质带、超岩石圈断裂为特征。除此之外，不同板块的古生物、古地理、古气候等均有明显的差异，相邻板块上的生物群由于长期的地理隔离，基因无法交流，生物群面貌差异很大，绝非一般生态环境分异所致的生物群差异所能比拟。不同的板块在地质时期由于古纬度不一样，其古气候和古地理也必须有明显差异，这也是识别划分古板块的重要标志。
微板块(Microplate)和地块(或陆块)(Block)是地史时期出现的一些小的稳定块体，但不少学者对它们的使用并不完全一致，目前有用地块(或陆块)替代微板块的趋向。严格地讲，微板块应指由代表古大洋的缝合线分隔的小的稳定块体，内部具有褶皱变质基底，微板块之间或与相邻的板块之间具有缝合线分隔，不同微板块具有不同的盆地背景和演化历史，但微板块之间或与相邻板块之间可能相距较近，不一定形成生物带隔离和古气候的分异。地块(或陆块)一般也具有稳定的褶皱变质基底，可以有但不强调由缝合带围限。在实际使用过程中，不少学者将微板块和地块(或陆块)混用，如昌都-思茅-北羌塘地块、南羌塘地块、拉萨地块，两侧都为缝合带蛇绿岩套。本教材沿用目前流行的意见，统称为地块。
板块或地块之间的相向运动导致古洋盆的关闭。具有洋壳的古大洋的关闭通常称为闭合。古大洋的萎缩常常是由大洋地壳的俯冲所致，而大洋的闭合常常由大陆的碰撞而成。大陆的碰撞意指大陆地壳的碰撞连接，又称为大陆对接(王鸿祯等，1987)，而具有过渡型地壳的岛弧和大陆板块之间的碰撞称为大陆增生或叠接(王鸿祯等，1987)。传统的碰撞造山一般是指大陆碰撞引起的造山带隆升。陆-陆碰撞造山或弧-陆碰撞造山通常形成具有早期复理石(碰撞期)和后期磨拉石(隆升期)的同造山盆地(前陆盆地或残余盆地)沉积，可作为碰撞造山的沉积标志。
根据古缝合线的分布以及古生物、古地理、古气候分析，可将我国古大陆分为不同的古板块或地块。重要的包括华北地区的华北板块、西北地区的塔里木板块和华南地区的华南板块。其中华北板块由西部地块和东部地块组成，华南板块由扬子地块和华夏地块构成。在古亚洲洋、古秦岭-古祁连-古昆仑洋和西南特提斯洋还包括多个稳定地块(图10-17)。在此基础上可以编制中国各时代构造古地理图，本教材采用王鸿祯等(1985)的系列编图(详见第十一至十五章)。
①北祁连-商丹缝合线；②秦岭勉略-东昆仑阿尼玛卿-西昆仑康西瓦缝合线；③甘孜-理塘缝合线；④金沙江-哀牢山缝合线；⑤双湖-龙木错-澜沧江-昌宁-孟连缝合线；⑥班公错-丁青-怒江缝合线；⑦雅鲁藏布江缝合线；⑧艾比湖-居延海至索伦-西拉木伦缝合线；⑨鄂尔济斯-布尔根缝合线；⑩小黄山缝合线；⑪贺根山缝合线；⑫江绍缝合线；⑬屯昌缝合线；⑭燕山-贺兰山缝合带；⑮中央造山带
根据地质(大陆克拉通和造山带分布)、古地磁、生物古地理、古气候等证据，可以进行全球古大陆再造。目前国际上不同学者有不同的全球古大陆再造系列图，本教材采用李江海、姜洪福(2013)最新编制的全球古大陆再造图，详见本教材第十一至十五章。