| 中文名称 | 杏石口组 | 外文名称 | Xingshikou Fm |
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| 地质年代 | T3 | 单位编码 | 05-11-0025 |
| 市场价 | 信息价 | 询价 |
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为湖相杂色泥岩、粉砂岩及块状泥灰岩，夹含砾粗砂岩、白云岩等。含介形虫及孢粉等化石。整合覆于红土崖组之上;上被第三系不整合覆盖。厚106米。
大地构造对沉积作用起着重要的控制作用。反之，一定构造背景下所形成的沉积物组合则是构造运动的历史记录。采用沉积与构造相结合的构造岩相组合（Dickison，1974）来划分和描述沉积盆地中沉积岩系及其共生岩类，将有助于阐明沉积盆地与大地构造关系及盆地的发展演化（陈昌明等，1983）。
一、三叠纪沉积坳陷与沉积类型组合
三叠纪华北克拉通盆地进入大型陆内沉积盆地演化阶段。其北部横亘着近东西向展布的于加里东-海西期形成的内蒙古陆；南部为近北西西向展布的于印支期形成的华北克拉通南缘隆起；东侧为受郯庐断裂活动的影响而形成的平邑隆起。沉积盆地内包括武清坳陷、黄骅坳陷、沁水坳陷、临清坳陷及济源-太康前陆坳陷等二级构造单元（表2-5-1）。
（一）武清坳陷
位于霸县—武清—唐山一带，近北东向展布。沉积中心位于武清地区，推测最大沉积厚度超过2000m，面积约7000km2。
沉积类型主要为中下三叠统的棕红色、紫红色砂泥岩薄互层。本区葛2井、新葛4井、葛5井、苏1井、苏10井及苏18井等都钻遇了该套地层。残余厚度一般为400～600m，最大残余厚度不超过1000m。如葛2井（井段1984～2418m）钻厚为434m。其上段为紫红、棕红色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩夹紫红色、灰色、绿灰色泥岩及灰黑色炭质泥岩；中段为灰色、紫红色泥岩夹紫红色、灰色细砂岩、粉砂岩、泥质砂岩及泥质粉砂岩；下段为紫红、棕红、灰白色细砂岩、粉砂岩、泥质砂岩夹紫色泥岩。
（二）黄骅坳陷
该坳陷位于泊头—黄骅一带，其走向为北东向，沉积中心在黄骅西南部，推测最大沉积厚度超过2000m，面积约12000km2。
沉积类型与武清坳陷相同，同样为中下三叠统的红色碎屑岩。本区孔古1井、徐1井、徐13井及官古1井等都钻遇了该套地层，残余厚度一般为400～600m。如官古1井（井段2954～34385m）钻厚4845m。主要岩性为灰绿色、暗紫红色、暗紫色、暗绿色泥岩与浅紫红、浅紫色细砂岩、粉砂岩、含砾细砂岩、砂质泥岩、泥质砂岩互层，局部夹灰白色细、中砂岩并含炭屑。
表2-5-1 华北地区中生界划分对比简表
（三）沁水坳陷
该坳陷位于太原、长治及沁水之间，呈近南北向展布，沉积中心位于榆社及沁水地区，推测最大沉积厚度超过2000m，面积约20000km2。沉积地层为三叠系下统刘家沟组及和尚沟组、中统二马营组、铜川组和上统延长组（部分）。下统岩性为灰紫色细粒长石砂岩，含同生“砂岩球”，部分地区夹有灰绿色长石砂岩、页岩透镜体，并含有较丰富的肋力属植物、孢粉及叶肢介化石。中统二马营组岩性下部以灰绿色长石砂岩为主，夹薄层页岩，含有植物及叶肢介化石；上部以富含钙质结核的红色砂质泥岩为主，泥岩中含丰富的中国肯氏兽动物化石。上统延长组残存不多，分布局限。该区沁1、沁2、沁参1井等均揭示了三叠系中下统地层。三叠系残存厚度一般为600～1000m。
（四）临清坳陷
该坳陷位于邯郸-临清地区，呈近北东东向展布，最大沉积厚度超过2500m，面积为16000km2。该区丘3井、临2井及馆深1井等均钻遇了一套棕红色—棕色泥岩与砂岩互层的地层，推测与山西地区的刘家沟、和尚沟组及二马营组层位相当。如馆深1井（1617～26715m）钻厚10645m。其中刘家沟组（23450～26715m）厚为32650m，上段岩性为暗棕色泥岩与棕色泥质粉砂岩互层，间夹浅灰色粉砂岩；下段为棕红色泥岩与浅棕色粉砂岩略等厚互层，间夹浅棕色泥质粉砂岩。和尚沟组（18915～23450m），厚为4535m，岩性为棕褐色泥岩与浅棕色细砂岩等厚互层，间夹暗棕色泥质砂岩等。二马营组（1617～18915m）厚为2745m，岩性为棕红色、棕褐色泥岩与浅棕色细砂岩呈等厚互层。根据地震剖面解释及沉积厚度推测，该区可能存在上三叠统。
（五）济源-太康前陆坳陷
该前陆坳陷位于济源—郑州—太康地区，呈近北西西向展布。推测最大沉积厚度超过3500m，沉积中心位于济源、郑州地区，面积约2800km2。
该区三叠系保存齐全，由下统、中统及上统组成，是一套湖相碎屑岩沉积。西部厚达3000m，向东至中牟地区开23井厚度减至1000m左右。本区豫深2井、济参1井都揭开了较厚的三叠系。刘家沟组为暗紫色砂质泥岩、页岩夹砂质灰岩，底部见同生泥砾，厚为115～260m，整合于二叠系石千峰组之上。和尚沟组底部为薄层钙质砾岩，下部铁泥质细砂岩，局部夹灰绿色页岩，含肋木、羽羊齿、环叶、新芦木等植物化石，厚为131～437m。二马营组为黄绿色、肉红色厚层细粒长石砂岩与紫红色粉砂质泥岩形成的韵律层，含脊椎动物化石和新芦木等，厚为531m，整合于三叠系下统之上。油房庄组下部为黄绿色厚层中、细粒长石砂岩、粉砂岩、页岩与紫红色泥岩互层；上部为黄绿、灰砂岩、页岩夹紫红色泥岩，含新芦木化石，厚度超过975m。济参1井揭开了厚33163m，主要是浅灰色、灰绿色粉砂岩、细砂岩与紫灰色泥岩互层。据分析该区油房庄组与陕西地区的铜川组层位相当。椿树腰组主要为浅灰、灰白色细砂岩，灰质粉砂岩夹深灰、灰黑色泥岩，并具有少量炭质泥岩。济参1井厚485m，比西承留一带厚度减薄了82m。谭庄组在济参1井为浅灰、灰白色灰质粉砂岩、中细砂岩夹灰色泥岩，炭质泥岩，含劣质煤线，厚380m。据分析该区的椿树腰组与谭庄组和鄂尔多斯地区的延长组层位相当。
（六）北京、承德晚三叠世山间盆地
在印支早期隆起的背景上，发育了一些晚三叠世的山间盆地。堆积了上三叠统杏石口组（表2-5-1）。目前主要残存分布于京西的八大处、门头沟、千军台、抱儿水以及冀北的滦平、平泉、下板城和下花园等地。主要岩性组合：下部为黄褐色砂岩、灰绿色凝灰质砂岩；上部为黑灰色页岩、炭质页岩、泥岩和粉砂岩，局部夹煤线和薄煤层，厚为31～610m。以底砾岩不整合或假整合于中三叠统二马营组之上（图2-5-1），或超覆于中新元古界及更老地层上（图2-5-2）。本组含植物化石比较丰富。
图2-5-1 平泉榆树沟上三叠统杏石口组与中三叠统二马营组角度不整合
图2-5-2 滦平县五道梁南上三叠统杏石口组与蓟县系角度不整合
综上所述，华北地区三叠纪沉积盆地类型多样，包括陆内坳陷、前陆坳陷及隆起背景上的山间盆地等；沉积类型组合繁多，既有早中三叠世干旱气候条件下的河湖相红色砂泥岩建造类型，也有晚三叠世湿润气候条件下的湖相暗色砂泥岩建造及山间盆地碎屑岩堆积等；该期火山活动微弱，火山岩建造不发育。与下伏二叠系石千峰组多为整合接触关系。地震反射特征为一套弱振幅中频层状平行反射结构，呈席状外形。
二、侏罗-白垩纪沉积盆地与沉积类型组合
侏罗-白垩纪华北克拉通盆地进入活化阶段。大致可分为早中侏罗世、晚侏罗世—早白垩世及晚白垩世3个不同构造-沉积期（图2-5-3～图2-5-5），每期盆地类型多样，沉积建造各异，断裂及火山活动不同。下面就华北地区侏罗-白垩纪的主要沉积盆地及其沉积类型描述如下。
图2-5-3 华北地区早中侏罗世盆地分布示意图
（一）下辽河断陷
该区位于渤海湾盆地区的东北角，走向为北北东向。为晚侏罗世—早白垩世断陷型沉积盆地，主要地层有上侏罗统、下白垩统，缺失三叠系及中-下侏罗统。
其沉积特征自下而上简述如下：
（1）上侏罗统小东沟组
盆地内界3井钻遇，岩性为暗紫色、紫红色粉砂岩及泥岩，三界泡地区上部有厚层状石灰岩夹泥灰岩，底部为钙质角砾岩，揭露厚度为323m，与前中生界之间为角度不整合接触关系。
（2）上侏罗统义县组
图2-5-4 华北地区晚侏罗世-早白垩世盆地分布示意图
分布广泛，在大部分地区是上侏罗统的下部，由大段中酸性火山岩组成，主要岩性为安山岩、蚀变安山岩、安山质角砾熔岩、英安岩、凝灰岩、流纹岩等，与下伏前中生界之间为角度不整合接触关系。
（3）下白垩统含煤碎屑岩系
包括九佛堂组、沙海组和阜新组，主要岩性以深灰、黑色泥岩、页岩为主，夹泥灰岩、钙质砂岩和煤层，一般厚度为500～1000m。九佛堂组与义县组之间为整合关系，沙海组与九佛堂组之间为假整合关系，阜新组与沙海组之间为整合关系。
（4）上白垩统孙家湾组
在盆地西部称孙家湾组，岩性以紫红、砖红色砂砾岩、砾岩为主夹粗砂岩。东部地区称为大峪组，岩性以紫红色含砾砂岩为主夹安山岩、玄武岩薄层，一般厚度为200～500m，与下伏阜新组为整合-假整合接触关系。
图2-5-5 华北地区晚白垩世盆地分布示意图
（二）北京断陷
该区位于渤海湾盆地的西北部。西以黄庄-高丽营断裂、八宝山-大灰厂断裂为界与京西坳陷相邻，东邻冀中隆起，走向为北北东向，面积约2000km2。在丰台一带中生界沉积最厚达2500m左右。顺义一带中生界主要为侏罗系，厚1000m左右，丰台地区中生界主要为下白垩统。地层的岩性及沉积特征如下：
（1）下侏罗统
为一套砂页岩煤系地层，属河流、湖泊、沼泽相沉积。
（2）中侏罗统
以中性喷发岩，火山碎屑岩及粗碎屑岩为主，夹泥岩和少量煤线的薄煤层，分布范围较大。
（3）上侏罗统
岩性以喷发岩为特征，夹有火山碎屑岩及少量沉积岩，分布范围小。
（4）下白垩统
坨里组以紫色砾岩为主，其次为砂岩，含少量植物化石。芦尚坟组为黄褐色砂岩，砾岩及杂色粉砂岩夹页岩。夏庄组为紫灰色粉砂质泥岩，灰、灰黑色泥岩夹泥灰岩、页岩，含介形虫、腹足类等化石。
（三）武清-黄骅断陷
该区位于渤海湾盆地的中北部，北邻燕山，西部和南部为冀中隆起，东南部为埕宁隆起，面积约23000km2，可能有两个沉积中心：一个在武清地区，沉积厚度大于1500m，；另一个在黄骅地区，沉积厚度大于2000m。主要发育的地层为中-下侏罗统、上侏罗统及下白垩统等。
（1）中-下侏罗统
主要岩性为暗色砂泥岩夹煤系，沉积厚度约200～400m。盆地内葛1井、葛2井、葛3井、新葛4井、孔古3井、徐13井及港3井等都钻遇了该套地层。如武清地区新葛4井（1322～1644m）揭示厚度为322m，岩性为紫红色砂泥岩、浅紫红色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩夹绿灰色泥岩及薄煤层。该套岩系主要分布在武清地区，黄骅南区的王官屯南、东光北、黄骅北区的涧河、柏各庄和南堡凹陷的高尚堡地区（涧1、封参1、南6、南8和高参1井等均有揭示）。
（2）上侏罗统-下白垩统
该层系分布广泛。上侏罗统有两种剖面类型：一种以火山碎屑岩为主，夹中基性喷发或溢流火成岩体剖面，分布广泛，据海5井揭露厚度为742m。另一种为紫红、灰色泥岩夹灰白、浅灰色砂岩剖面，以东1井为例，厚230m。下白垩统以棕红色砂质泥岩间夹灰绿色杂砂岩。厚度一般大于300m，但变化大，揭露不全。
（四）石家庄断陷
该区西为山西隆起区，其他三面为冀中隆起环绕。受太行东断裂石家庄段控制，构造走向为北北东向，面积约1800km2，主要为上侏罗统，下白垩统及上白垩统，推测局部地区有中-下侏罗统沉积，本区缺失三叠系。残存厚度一般为2000～3000m，最大沉积厚度超过4000m。
（1）上侏罗统
主要为一套火山岩、火山角砾岩及红色粗碎屑岩等，厚度约200～300m，极4井（1904～2110m）钻厚206m，上部为深灰色安山岩，中部为棕粗面岩夹凝灰质玄武岩，下部为杂色砾岩、凝灰岩夹薄层状棕红色、浅灰色泥岩。极2井、极5井、极16井等均钻遇了该套地层。
（2）下白垩统
上段以红色粗碎屑岩为主；下段以暗色泥岩、泥膏岩、含膏泥岩为主，为该区主要生油层系。
（3）上白垩统
红色碎屑岩建造为主，极16井（13385～1495m）厚1565m，由紫红色、棕红色泥岩及灰、灰绿色细粉砂岩与灰色泥灰岩组成，含膏泥岩。
（五）临清断坳
该区西为山西隆起区，东为鲁西隆起区，北为冀中隆起。走向为北东向，面积约23000km2，残留厚度较大，丘县地区最大残留厚度超过5000m，该区中生界发育较齐全。
（1）上侏罗统
下部为棕褐色砂岩、泥质粉砂岩夹褐、紫红、灰色泥岩；上部为紫红、灰色泥岩、砂质泥岩与浅灰、棕、灰白色砂岩互层，岩相变化大，厚度为40～6145m。
（2）下白垩统
下部为棕褐色泥岩与棕红、褐色粉砂岩、细砂岩互层；中部为灰、褐色泥岩、砂质泥岩，与灰、褐色砂岩互层，夹灰黑色油页岩；上部为棕色泥岩夹棕黄、灰白色砂岩、细砂岩，厚度为70～12175m。
（3）上白垩统
下部红色砂泥岩互层，厚度为805～9775m。上部为灰紫、红色泥岩与杂色粉砂岩、细砂岩互层，厚度为32～2425m。
（六）济阳断陷
该区夹于埕宁隆起与鲁西隆起区之间，近东西向展布，面积约20000km2，最大沉积厚度超过2000m。中-下侏罗统主要分布在东营及以北地区，上白垩统主要分布于惠民地区，上侏罗统-下白垩统遍布全区，受断裂控制明显。
（1）中-下侏罗统
为含煤碎屑岩系，厚度为0～400m。角度不整合于下伏构造层之上，如桩西地区中、下侏罗统分别与寒武系、奥陶系及石炭-二叠系接触。
（2）上侏罗统-下白垩统
为一套中基性火山岩及陆相碎屑岩，厚度在1000m以上，据地震资料推测可能达到2000m。无论是陆相碎屑岩，还是火山岩，均表现出与北西向负反转断层相关的分带性，即北西向断层对该层系起着明显的控制作用。
（3）上白垩统
惠民凹陷钻井证实，上部为红色泥岩、含膏泥岩夹砂岩、白云岩，下部较粗，为红色砂砾岩夹泥岩，据地震资料推测厚度可达1000m。
（七）济源-黄口断陷
该区位于南华北坳陷区的北部，受焦-商断裂的控制，近东西向展布，一般沉积厚度为2000m左右，最大沉积厚度超过3000m。存在济源南部、中牟及黄口等三个沉积中心。早-中侏罗世沉积中心位于济源一带，晚侏罗世—早白垩世沉积中心东移至商丘—黄口一带。面积约12000km2。
（1）中-下侏罗统
主要分布于济源、中牟地区，包括鞍腰组和马凹组。鞍腰组为浅灰、灰白色粉、细砂岩夹深灰、灰黑色泥岩，底部有炭质泥岩，并有少量劣质煤屑。济参1井厚279m，西留、济源等地厚245～304m，不整合于谭庄组之上。马凹组为灰绿、灰紫色粉细砂岩夹灰黑、灰紫色泥岩，厚160m，西承留一带厚137～233m，与鞍腰组为平行不整合接触。中牟地区发育一组灰绿色砂泥岩段，相当于济源地区的下侏罗统鞍腰组，厚度减薄为1245m，岩性较粗、颜色浅，为滨湖相沉积。
（2）上侏罗统蒙阴组
丰参1井揭开蒙阴组1436m，包括汶南亚组和分水岭亚组。汶南亚组：下部为灰绿色泥岩、砂质泥岩与肉红色、灰白色砂岩互层，不整合于二叠系之上；中部为紫色泥岩、肉红色砂岩及灰色砂岩组成；上部为厚层紫色泥岩组成。分水岭亚组：湖相砂泥岩，厚8515m。
（3）下白垩统青山组
丰参1井钻遇219m，下部为灰色安山岩与棕色砂质泥岩互层；中部为棕色砂砾岩夹灰绿色砂岩、棕色泥岩；上部为灰黑色玄武岩夹棕色泥岩薄层。
（八）周口-合肥前陆坳陷
该区位于南华北坳陷区的东南部，南为栾川-固始断裂，北为豫西-太康隆起。该坳陷呈近北西西向展布，面积约48000km2。一般沉积厚度为2000m左右，合肥地区沉积最厚超过7000m。沉积地层有中-下侏罗统、上侏罗统、下白垩统等。上白垩统在合肥地区较发育，本区有汝南、午阳、周口南、沈丘及合肥四个沉积中心。
（1）中-下侏罗统
以合肥地区最发育，包括防虎山组和圆筒山组。防虎山组主要分布在肥西-六安断裂以北和肥中断裂以南的地区，为一套巨厚层砾岩、砂砾岩为主的山麓洪积相堆积，夹炭质页岩和煤线，产霍文期芦木等植物化石，厚度约300m。圆筒山组分布广泛，已揭露的有合深1、合深3井。合深3井钻遇厚度为1303m，其下段为紫红色粉砂质泥岩、细砂岩夹灰黑色、青灰色泥岩；中段为暗棕红色、灰白色、浅灰色细砂岩；上段为暗棕色、紫红色细砂岩为主夹浅灰色细砂岩。周口地区的周参6井（钻厚2765m）、周参10井（钻厚363m）均钻遇了一套含煤碎屑岩系，推测为中-下侏罗统。
（2）上侏罗统-下白垩统
汝南地区的上侏罗统-下白垩统由火山岩和沉积岩组成，其中火山岩十分发育。据周17井资料，火山岩厚逾1744m，其中上部592m为玄武岩，下部1152m为安山岩，安山质凝灰岩和角砾岩。谭庄-沈丘地区下白垩统发育，平均厚逾3000m，最厚达7000m，靠近南缘发育厚层同沉积杂砾岩，其厚度和粒度迅速向北减薄变小，盆地内周参11、周参12井均钻遇了较厚的下白垩统，其中下部岩性为暗色泥岩夹灰色砂岩。上部为紫红色泥岩与砂岩不等厚互层。合肥地区上侏罗统为紫红色砂泥岩，盆地边缘有火山喷发相和火山碎屑岩沉积。下白垩统（据合深1井）下段为暗棕褐色、深灰色泥岩及粉砂质泥岩、灰绿色、灰白色细砂岩、棕红色砾岩，向盆地东部厚度加大，岩性变细；上段为棕褐色粉砂质泥岩、棕灰色细砂岩、棕红色砂砾岩和砾岩，厚度约172～2000m。
（3）上白垩统
主要发育在郯庐断裂带西侧合肥地区。其中合深1、合深6井揭露完整，包括响导铺组和张桥组。响导铺组以棕褐色、棕灰色砂泥岩为主，厚度大于1400m。张桥组以浅棕红色细、粉砂岩为主夹含砾砂岩，下部夹浅棕红色薄层泥岩，厚度大于1000m。
（九）鲁西隆起区上的诸断陷
汶泗断陷：位于鲁西隆起区中部，呈近东西向展布，受北界汶泗断裂控制，面积约为2800km2，沉积厚度在1000m左右。
成武断陷：位于鲁西南隆起区南部，近南北走向，受西界曹县断裂控制，面积约为1600km2，沉积厚度约2000～3000m，最大超过4000m。
济宁断陷：位于鲁西隆起区南部，近南北走向，受嘉祥断裂与孙氏店断裂控制，面积约为2400km2，一般沉积厚度为2000～3000m，最大超过4000m。
上述断陷内均发育了上侏罗统及下白垩统，沉积类型组合相似。
（1）上侏罗统蒙阴组
厚24～1200m。包括下部汶南亚组及上部分水岭亚组。汶南亚组：上部主要岩性为紫红、灰色中细粒长石石英砂岩夹少量紫红色泥岩，下部以紫红色砂岩为主，与下伏石炭-二叠系为假整合接触。分水岭亚组：主要岩性为杂色长石石英砂岩。
（2）下白垩统青山组
上、下部为紫红、灰绿色安山岩、安山角砾岩、集块岩、凝灰质砂岩；中部为黄绿、灰绿色凝灰质砂页岩，与下伏上侏罗统蒙阴组为整合-假整合接触关系。
（十）宁武-静乐坳陷
该区展布于山西芦芽山与云中山之间，北东起自雁门关，南西至娄烦县，长约160km，宽约30km。坳陷显示为自北东向南西掀斜的复向斜，其北西侧以春景洼-西马坊枢纽逆冲断裂带与属于吕梁隆起的芦芽山-赤坚岭掀斜背斜相接，南东侧以芦家庄-娄烦逆冲断裂带与五台山块隆相接。其中段表现为简单的向斜构造。坳陷内中侏罗统地层发育，两翼地层产状较陡，由三叠系、二叠系、石炭系、奥陶系及寒武系等组成。中侏罗统主要由大同组、云岗组及天池河组组成。
（1）大同组
为冲积扇-湖泊相的含煤中-细粒砂岩，平行不整合于三叠系之上，厚300m左右，最厚可达450m。
（2）云岗组
下部以灰白、灰砂岩为主，夹少量暗紫红色泥岩；中部为黄绿色、暗紫红色砂岩与砂质页岩互层；上部为暗紫红色砂岩与砂质泥岩互层，总厚为400m左右。
（3）天池河组
以紫红色砂岩为主，夹紫红色砂质泥岩，厚350m左右。
综上所述，华北地区侏罗-白垩纪沉积盆地与沉积类型组合有以下几个特点。
（1）从沉积盆地类型看，时空演变规律较为明显
早-中侏罗世除合肥地区为典型的前陆盆地性质外，其他地区则表现坳陷型沉积盆地，沉积厚度一般为数百米，沉积环境相似。晚侏罗世—早白垩世，合肥-周口地区为前陆盆地，其他地区以断陷型为主，部分为断-坳复合型盆地，晚白垩世则大面积隆升，局部有坳陷型盆地（图2-5-3～图2-5-5）。
（2）从沉积类型组合看：因时而异、因地而异
早中侏罗世以含碎煤屑岩系为主。晚侏罗世—早白垩世为中生代剧烈的成盆期。燕山地区发育中酸性火山岩，华北其他地区则形成火山岩与沉积岩兼而有之的沉积组合。晚侏罗世以火山岩、火山-碎屑岩及红色粗碎屑岩为主，早白垩世为湖盆发育期，形成主要的生油层系。晚白垩世以红色碎屑岩为主。
（3）地震反射特征
中下侏罗统：为一套强振幅，高-中频平行层状反射结构，席状反射外形，反映了含煤碎屑岩系的反射特征，与下伏地层呈假整合，局部地区呈角度不整合接触。
上侏罗统—下白垩统：为一套弱振幅变频成层性差的楔形体，反映中生代燕山中期断陷盆地的结构特征及火山岩、火山岩-碎屑岩沉积特征。与下伏地层为角度不整合接触。
本区出露的岩石除燕山期侵入岩外，几乎所有的岩石都遭受到了不同程度的变质作用，包括太古宇变质杂岩、显生宇区域变质岩和接触热变质岩等。
5 2 1 1 太古宇变质杂岩
太古宇变质杂岩主要出露在周口店岩体的南、北两侧及东缘，出露面积总计不到 0 5km2，但岩石类型较为复杂。主要由片麻岩、斜长角闪岩、变粒岩组成，并受到中等到强的混合岩化作用，形成各种类型的混合岩，受后期构造影响，这些岩石又遭受强烈动力变质作用，普遍发生糜棱岩化。
1) 黑云母角闪斜长片麻岩-混合片麻岩: 岩石呈浅灰色、灰色。风化后呈黄褐色，片麻状构造，中、细粒花岗变晶结构。
2) 混合花岗岩: 岩石为浅灰、灰白色，有时具弱片麻状，具多阴影状构造。镜下为不等粒的花岗变晶结构，广泛见到各种交代结构，如交代蚕蚀、交代净边等。
3) 斜长角闪岩: 岩石一般为块状构造，有时见有弱定向性构造，轻度混合岩化时，可见条带状混合构造，网脉状、角砾状混合构造，岩石一般为灰黑色到墨绿色，当有混合岩化时岩石总的色调变浅。显微镜下岩石呈柱粒状变晶结构到花岗变晶结构。有混合岩化时则可见有多种交代结构。
4) 黑云母、角闪石变粒岩: 该类岩石多见于东岭子、南观一带，并经常发育有程度不等的混合岩化，在岩体中也有少量此类岩石包体发现。岩石在露头上多呈层状产出，未混合岩化部分为块状构造，经常发育有条带状构造。岩石颜色为灰绿色-深绿色到墨绿色。混合岩化加强时颜色变浅。细粒花岗变晶结构，主要矿物成分是长石、石英、角闪石、黑云母、绿帘石，含量变化较大。白云母在薄片中也能见到，副矿物主要是磁铁矿、磷灰石和榍石等。
5) 动力变质岩: 前述岩石与上覆不同层位的盖层岩石呈断层接触。这种断层是沿不整合面发育的韧性剥离断层。韧性剪切流变的结果使太古宇变质岩发生强烈糜棱岩化 ( 印支期或更早) ，后经重结晶恢复作用成为迄今露头上所见的各种变余糜棱岩，如斜长角闪质变余糜棱岩、长英质变余糜棱岩、超糜棱岩等。部分岩石后期还发生碎裂岩化。
5 2 1 2 显生宇区域变质岩
区内75%以上的面积为显生宙区域变质岩，只是在周口店等岩体周围叠加了热接触变质作用。区域变质岩主要岩石类型包括板岩、千枚岩、变质砂岩 ( 砾岩) 、变玄武岩和火山碎屑岩、片岩、大理岩和各种糜棱岩等。岩石的原岩是华北克拉通盖层的沉积岩和部分火山岩及火山碎屑岩，这些盖层岩系包括中元古界的蓟县系 ( Jx) ，新元古界的青白口系 ( Qb) ，古生界的寒武系 (## ) 及下奥陶统 ( O1) 、石炭系 ( C) 、二叠系 ( P) ，中生界的三叠系( T) 和下侏罗统 ( J1) 等地层。表5 1 是西山变质岩中出现的变质矿物和各种特征变质矿物在地层岩石中的分布特征。
表 5 1 西山特征变质矿物在各地层中的分布
注: Jx—蓟县系; Qbx—下马岭组; Qbc—长龙山组; Qbj—景儿峪组; —寒武系; O—奥陶系; Cq—清水涧组;Cx—下杨家屯组; Pz—中杨家屯组; Ps—上杨家屯组; Ph—红庙岭组; Ts—杏石口组; Jn—南大岭组; Jy—窑坡组;Jl—龙门组; Jj—九龙山组。
5 2 1 3 接触热变质岩
本区接触热变质岩主要分布在周口店岩体和南窖岩体的周围和附近。岩石类型以发育有定向片理构造为特征，包括角岩类、大理岩类、接触片岩类、接触片麻岩类和大理岩类。由于接触热变质作用是叠加在区域变质岩之上的，加上周口店岩体是以多次侵位为特征，大部分接触热变质岩都发育有明显的片理定向组构，因此接触变质形成的各种板岩、片岩、片麻岩和大理岩与区域变质岩很难区别，只能从产状及矿物组合上加以鉴定。
1) 斑点板岩: 分布于周口店侵入体 450 m 之处，在粉砂质板岩之上，出现斑点状构造，镜下观察为雏晶状的硬绿泥石集合体。
2) 角 ( 页) 岩类: ① 红柱石角 ( 页) 岩类。暗灰色—灰黑色，块状构造，肉眼可见红柱石变斑晶，大小在 ( 2 ～3) mm × ( 7 ～8) mm，排列无定向，有的红柱石变斑晶呈放射状集合体，状如菊花，故有人称之为菊花石。岩石为变基质具角岩结构的斑状变晶结构，变基质亦可见显微鳞片花岗变晶结构或放射状花岗变晶结构。本区还见有十字石红柱石角岩、硬绿泥石红柱石角页岩。② 硬绿泥石化角岩。岩石新鲜，为灰绿到暗绿色，风化后呈褐红色。硬绿泥石为变斑晶，镜下为嵩束状集合体，排列无定向性，经常风化呈赤铁矿，变基质以石墨尘点及细粒石英为主，当硬绿泥石含量达 90%时则称硬绿泥石。
3) 接触片岩: ① 红柱石云母片岩。与区域变质红柱石片岩的区别是: 红柱石粒度大，具环带结构，核心是具有粉红色多色性的红柱石，外环是不带多色性的无色红柱石。可与矽线石共生，而不与蓝晶石共存，另外变基质中黑云母鳞片也较多。其他的变质矿物还有石榴子石、红柱石等。因此相应的岩石可以是石榴子石红柱石片岩、红柱石白云母石英片岩、红柱石二云母片岩等。红柱石普遍发生叶蜡石化。② 矽线石云母片岩。该类岩石可以渐变为石榴子石红柱石片岩。因此有一系列过渡的岩石种属: 含矽线石的石榴子石云母片岩、石榴子石红柱石矽线石片岩等。岩石呈暗灰色、灰黑色，具片状构造至片麻状构造。中细粒纤维-鳞片变晶结构或斑状变晶结构。
4) 大理岩类: 在离岩体较 远 处，可 见 有 纯 大 理 岩、含 石 英 大 理 岩等，此外还 有:① 透闪石大理岩。岩石为灰色—暗灰色，灰白色纤维状透闪石常为 0 5 ～1 0 cm 的条带或直径为2 ～10cm 大小不等、形态各异的团块产出，中、细粒纤维状嵌晶变晶结构。主要矿物是白云石，方解石次之; 透闪石含量在 10%左右，且分布不均，少者不足 5%; 偶见白云母及斜长石，含量不超过 2%。原岩为硅质白云岩。② 透辉石大理岩。岩石呈浅绿、浅灰、浅黄褐等各种杂色色调，条带状或块状、斑杂状构造。中细粒柱状变晶-嵌晶结构。矿物成分以方解石为主，有时有白云石，碳酸盐矿物含量一般在80%以上。特征矿物是透辉石，为柱状晶体，常相对集中成条带或形状各异的团块，透辉石的粒度在0 3 ～0 8mm，含量大约在10%左右。还有透闪石、绿帘石、黑云母、钙铁榴石、符山石、斜长石等，其含量不超过 5%。原岩可能是含铁泥质的硅质白云岩或辉岩。③ 含橄榄石大理岩。岩石呈暗灰色、浅黄褐色。块状构造，可见变余层理。花岗变晶及嵌晶结构，主要矿物是方解石，约 60%; 其次是白云石，约 20%。典型的变质矿物是镁橄榄石，无色，圆形及他形粒状，粒径 0 1 ～0 3 mm，含量变化较大，在 8% ～15%之间。经常沿裂隙发生蛇纹石化，形成蛇纹石大理岩。此外，橄榄石常常与透辉石同时出现，形成橄榄石透辉石大理岩。这些大理岩的原岩是含硅质的白云质灰岩。
华北赋煤区已发现煤炭资源 679339亿吨。其中：洁净潜势好的煤炭资源占1817%，洁净潜势较好的煤炭资源占5222%，洁净潜势中等的煤炭资源占1724%，洁净潜势较差的煤炭资源占868%，洁净潜势差的煤炭资源占369%（表10-3）。洁净潜势好和较好的煤炭资源占到全区已发现煤炭资源的7039%，此比例低于西北、东北和滇藏赋煤区，但远远高于华南赋煤区。除了阴山、渭北、霍西、沁水、冀中平原、豫北鲁西北和鲁中含煤区以外，其余各含煤区均以洁净潜势好和较好的煤炭资源为主。洁净潜势差的煤炭资源比例较高的含煤区有冀中平原（5935%）、豫北鲁西北（4306%）、渭北（2522%）。洁净潜势差的煤炭资源数量较大的含煤区有大宁、沁水、豫北鲁西北、渭北、鄂盆西部和徐淮。豫东含煤区的煤炭资源均为预测资源，不在本书评价范围之内。
表10-3 华北赋煤区已发现煤炭资源洁净等级分布一览表 （103t）
续表
阴山含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系拴马桩组，下—中侏罗统五当沟组、召沟组，下白垩统固阳组及第三系汉诺坝组。汉诺坝组原煤灰分产率为1855%～2617%，硫分为063%～070%；五当沟组、召沟组原煤灰分产率为1862%～3295%，硫分为035%～047%；第三纪煤灰分产率为20%～4665%，硫分变化范围大。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源仅占976%，洁净潜势较差的煤炭资源占8949%，没有洁净潜势差的煤炭资源。
桌子山-贺兰山含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组、山西组与中侏罗统延安组。太原组原煤灰分产率为1413%～4621%，硫分为028%～733%；山西组煤灰分产率为2034%～3053%，硫分为049%～091%；延安组煤灰分产率为686%～1267%，硫分为019%～033%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占7237%，洁净潜势差的煤炭资源占240%。
鄂尔多斯盆地北部含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组、山西组与中侏罗统延安组。石炭系—二叠系煤层灰分产率为2190%～2884%，硫分为028%～192%；延安组煤灰分产率为577%～1615%，硫分为023%～150%。该含煤区全部为洁净潜势好和较好的煤炭资源。
鄂尔多斯盆地西部含煤区的含煤地层为中侏罗统延安组。原煤灰分产率为1040%～2236%，硫分一般为043%～107%，个别矿区超过3%。区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占9190%，洁净潜势差的煤炭资源占685%。华亭安口新窑煤田存在洁净潜势差的高Mn煤炭资源。
黄陇含煤区的含煤地层为中侏罗统延安组。原煤灰分产率为1085%～2110%，硫分一般为021%～224%，个别矿点超过3%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占8918%，洁净潜势差的煤炭资源占051%。
陕北含煤区的含煤地层为中侏罗统延安组和上三叠统瓦窑堡组。延安组原煤灰分产率一般小于10%，硫分一般小于08%；瓦窑堡组原煤灰分产率为1461%～1902%，硫分为040%～056%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占6477%。子长县有洁净潜势差的高Th煤炭资源。
渭北含煤区的含煤地层为石炭-二叠系太原组、山西组。原煤灰分产率为1600%～2570%，硫分为050%～929%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占3480%，洁净潜势差的高硫煤炭资源占2522%。
鄂尔多斯盆地东缘含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组、山西组。北段的河保偏区原煤灰分产率为2190%～2884%，硫分为028%～192%；中段的离柳区原煤灰分产率为1901%～2595%，硫分为043%～292%；南段的乡宁区原煤灰分产率为1770%～2191%，硫分为042%～347%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占6054%，洁净潜势差的高硫煤炭资源占049%。
大宁含煤区的主要含煤地层为中侏罗统大同组和石炭系—二叠系太原组、山西组。大同组原煤灰分产率为733%～2326%，一般小于10%，硫分为049%～113%；太原组、山西组原煤灰分产率为2417%～2774%，硫分为042%～207%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占8339%，洁净潜势差的煤炭资源占1080%。宁武矿区、岚县矿区和娄烦矿区有洁净潜势差的高Br煤炭资源。
霍西含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组、山西组。太原组原煤灰分产率为1381%～3077%，硫分为112%～456%；山西组原煤灰分产率为1704%～2176%，硫分为043%～046%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占45%，洁净潜势差的高硫煤炭资源占152%。
沁水含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组、山西组。太原组原煤灰分产率在含煤区西北部为1670%～2428%，东北部为1686%～2714%，南部为2215%～2353%；硫分在西北部为132%～237%，东北部为124%～228%，南部为211%～255%。山西组原煤灰分产率在含煤区西北部为2105%～2932%，东北部为1980%～2026%，南部为1752%；硫分在西北部为033%～099%，东北部为051%～194%，南部为040%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占4283%，洁净潜势差的煤炭资源占699%。古交东曲井田有洁净潜势差的高Br煤炭资源，古交马兰井田有洁净潜势差的高汞、高钍煤炭资源，阳泉矿区有洁净潜势差的高Pb煤炭资源。
恒山—五台山含煤区的煤炭资源主要分布在石炭系太原组。原煤灰分产率为3389%，硫分为083%～310%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占5370%，没有洁净潜势差的煤炭资源。
豫西含煤区的含煤地层主要为石炭系—二叠系太原组、山西组和石盒子组，还有下—中侏罗统义马组。石炭—二叠纪原煤灰分产率为1191%～3003%，硫分一般在2%以上。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占7743%，洁净潜势差的高硫煤炭资源占230%。
太行山东麓含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组、山西组。原煤灰分产率一般为15%～30%，硫分为023%～372%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占5593%，洁净潜势差的煤炭资源占380%。峰峰矿区的三矿和万年矿有洁净潜势差的高F煤炭资源。
冀北含煤区的含煤地层有上石炭统马圈子组、上石炭—下二叠统张家庄组、下二叠统荒神山组、茂山组，以及下侏罗统杏石口组、下—中侏罗统下花园组、下白垩统西瓜园组、老第三系灵山组。原煤灰分产率为1493%～3665%，硫分为010%～421%。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占7785%，洁净潜势差的高硫煤炭资源占773%。
京唐含煤区的含煤地层有上石炭统开平组、下二叠统赵各庄组、大苗庄组以及下—中侏罗统下花园组。赵各庄组原煤灰分产率为1088%～4140%，硫分为043%～218%；大苗庄组原煤灰分产率为1320%～3691%，硫分为033%～213%；下花园组主要为低—特低灰、特低—低硫煤。该含煤区内洁净潜势好和较好的煤炭资源占9274%，洁净潜势差的高硫煤炭资源仅占005%。
冀中平原含煤区的含煤时代主要为石炭纪—二叠纪。原煤灰分产率 2012%～2361%，硫分为073%～372%。该含煤区内洁净潜势较好的煤炭资源占3221%，洁净潜势差的高硫煤炭资源占5935%。
豫北-鲁西北的含煤地层有石炭系—二叠系太原组、山西组，下—中侏罗统坊子组。老第三系五图组（黄县组、东营组）和新第三系馆陶组。太原组原煤灰分产率为779%～3841%，硫分为103%～426%；山西组原煤灰分产率为544%～3507%，硫分一般为1%左右；坊子组煤灰分产率为2784%～3050%，硫分为080%～103%；五图组煤灰分产率为41%～43%，硫分为380%～410%；黄县组褐煤灰分产率为1768%～3324%，硫分为074%～126%。该含煤区内洁净潜势较好的煤炭资源占3450%，洁净潜势差的高硫煤炭资源占4306%。
鲁中含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组、山西组。太原组原煤灰分产率为516%～3948%，硫分为042%～753%；山西组原煤灰分产率为713%～4193%，硫分为037%～122%。该含煤区内洁净潜势较好的煤炭资源占2120%，洁净潜势差的高硫煤炭资源占1235%。
鲁西南含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组和山西组。太原组原煤灰分产率为2141%～4749%，硫分为081%～1315%；山西组原煤灰分产率为475%～3977%，硫分为059%。该含煤区内洁净潜势较好的煤炭资源占7513%，洁净潜势差的煤炭资源占382%。聊城煤矿区有洁净潜势差的高Th煤炭资源。
徐淮含煤区的含煤地层为石炭系—二叠系太原组、山西组及石盒子组。太原组原煤灰分产率为1316%～3067%，硫分为093%～597%；山西组原煤灰分产率为10%～22%，硫分一般为055%～147%，个别矿区达3%以上。该含煤区内洁净潜势较好的煤炭资源占9496%，洁净潜势差的煤炭资源占369%。淮南矿区李郢孜一矿有洁净潜势差的高Ni煤炭资源，萧县矿区有洁净潜势差的高Th煤炭资源。
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中国东部-朝鲜半岛中新生代地层系统中发育五个区域性的角度不整合界面，由老至新依次为：上三叠统与中三叠统之间的角度不整合界面、中侏罗统与下侏罗统之间的角度不整合界面、白垩系与侏罗系之间的角度不整合界面、古近系与白垩系之间的角度不整合界面、新近系与古近系之间的角度不整合界面。
图4—5 上三叠统与中三叠统之间的角度
不整合剖面示意图（平泉县黄杖子榆树沟门）
（据河北省地质矿产局，1989）
T2—中三叠统砂岩、泥质粉砂岩；T3—上三叠统砾岩
上三叠统与中三叠统之间的角度不整合界面在燕山地区即为杏石口组之下的不整合界面（图4—5），在辽西地区为老虎沟组之下的不整合界面，在下扬子地区中三叠世末的印支运动影响相对较弱，仅在局部表现为不整合或平行不整合，在盆地中心甚至为连续沉积。
中侏罗统与下侏罗统之间的角度不整合界面在燕山地区为九龙山组之下的不整合界面，在辽西为海房沟组之下的不整合界面（图4—6），在辽东地区为下侏罗统长梁子组与中侏罗统转山子组之间的不整合界面，在朝鲜半岛为下侏罗统大同系与上侏罗统—下白垩统慈城系之间的不整合界面。
图4—6 中侏罗统与下侏罗统之间的角度不整合剖面示意图（承德县西尤家沟）
（据河北省地质矿产局，1989）
J1—下侏罗统粉砂质页岩夹炭质页岩； —中侏罗统下部凝灰岩； —中侏罗统上部安山岩
白垩系与侏罗系之间的角度不整合界面在燕山地区即为东岭台组之下的不整合界面，在辽西地区为义县组之下的不整合界面（图4—7），在辽东地区白垩系与侏罗系之间为平行不整合接触，在下扬子地区的苏北盆地表现为下白垩统葛村组与下伏侏罗系之间的不整合界面，在朝鲜半岛为白垩系大宝群之下的不整合界面。
图4—7 白垩系与侏罗系之间的角度不整合剖面（朝阳边杖子煤田马山南台子）
Q—第四系；K1—下白垩统；J3—上侏罗统；J2—中侏罗统；J1—下侏罗统； —中寒武统； —下寒武统；Pt2—中元古界
古近系与白垩系之间的角度不整合界面在中国东部-朝鲜半岛的中新生代盆地中广泛发育，如辽河盆地、渤海湾盆地、北黄海盆地、苏北盆地等。如在苏北盆地古近系与白垩系赤山组之间的不整合界面。
新近系与古近系之间的角度不整合界面在中国东部-朝鲜半岛的各个中新生代盆地中均发育的非常清楚，不整合面以下发育断陷，不整合面之上为拗陷沉积（图4—8）。
图4—8 下辽河盆地696测线地质解释剖面
（据廖兴明等，1996）
N+Q—第四系—新近系；Ed—古近系东营组；Es1—古近系沙河街组一段；Es2—古近系沙河街组二段；Es3—古近系沙河街组三段；Es4—古近系沙河街组四段；Ef—古近系房身泡组；Mz—中生界；Pt2+3—中新元古界；Ar—太古宇
研究表明,埃达克岩和喜马拉雅型花岗岩形成于加厚地壳的底部,而浙闽型和南岭型花岗岩形成于正常地壳或减薄的地壳底部(见本书第4章)。根据地壳均衡原理,地壳加厚导致地表抬升形成高山(高原或山脉)。 因此,根据上述不同类型花岗岩的分布,即可确定高山是否存在、高山的范围以及大致的高度。例如,埃达克岩对应于>50km厚的地壳,根据地壳均衡原理,假定地壳厚度平均每增加6 km地表抬升1 km,推测华北北山的高度应当在3000～5000 m之间,喜马拉雅型花岗岩对应的地表高度估计在1000～3000 m范围,而浙闽型和南岭型花岗岩对应的地表高度则低于1000 m。
按照上述标志,有埃达克岩和喜马拉雅型花岗岩分布的地区代表该时期可能存在的山脉。 于是,从图72即可看出,在早中生代时的华北北缘存在一个东西向延伸的山脉,我们称其为“华北北山(NorthMountain Range of North China, NMR)”。该山脉位于华北地块和塔里木地块与中亚造山带之间,东西延伸约3000 km,东达吉林省东端的珲春地区,消失于古太平洋西岸,西抵甘肃省敦煌以北中蒙边界的北山地区(可能向西进入新疆的东部,但是缺少资料),其南为三叠纪的华北内陆湖盆,大体从北京附近通过,北界在长春—蛟河—汪清一带,可能还包括蒙古、俄罗斯以及北朝鲜的一部分。南北最窄处不到100 km(位于现今的冀东平泉一带),最宽约500 km(图72)。埃达克岩大多出露在张家口以东的地区,暗示华北北山的东段地势较高;西段仅在甘肃的北山地区见有一处埃达克岩出露,其余均为喜马拉雅型花岗岩,说明华北北山的西段地势较低。
由于缺少来自正常地壳厚度的花岗岩资料,华北北山的北界不是非常明确。 但是,在东部可以确信山脉的北界不会超过长春—蛟河(图71和图72)。在吉林省的蛟河地区,相距几十公里的地方分别出现埃达克岩和A型花岗岩(孙德有等,2001,2005):南岭型花岗岩位于蛟河的东西两侧,是晚三叠世-早侏罗世的(三道河花岗岩216 Ma,Sr含量在75～89×10-6之间,Yb=44～57×10-6);天桥岗花岗岩182～188 Ma,Sr=6～101×10-6,Yb=178～1491×10-6,据孙德有等,2005),埃达克岩位于蛟河之南的白石山(196 Ma,Sr=406～630×10-6,Yb=065～136×10-6,据孙德有等,2001),限制了晚三叠世-早侏罗世时期华北北山的北界。 山脉的南界在中段比较明确,位于北京附件和三叠纪的华北内陆盆地(马丽芳等,2002)以北。据杨进辉等(2005)对采自北京西山晚三叠世杏石口组的碎屑锆石的研究,杏石口组沉积的下限年龄为198±2 Ma,锆石的Hf同位素研究表明,杏石口组以一套快速堆积的粗碎屑沉积为主,沉积岩的部分物源来自于北方的中亚造山带,暗示晚三叠世时北京以北的地势较高。
图72 华北北山分布图
Wu FY et al(2002)详细研究了东北地区的A型花岗岩,他们所研究的早中生代A型花岗岩(如:清水、毛家屯、密林、大王折子、天桥岗和白石砬子等,182～222 Ma,据Wu FY et al, 2002;孙德有等,2004a,2005)统统位于图71和图72所示的华北北山以北(Sr非常低,在2～12×10-6之间,Yb很高,在37～138×10-6之间),说明东北的北部在早中生代时相当于正常地壳厚度或略低于正常地壳厚度,处于伸展环境。从图71看,在华北北山西部有两个南岭型花岗岩的出露点,一个为苏亥图岩体,另一个为查黑林嘎顺,二者均是极端贫Sr和富Yb的(苏亥图岩体的Yb=335～500×10-6,Sr=28～61×10-6,任康绪等,2005;查黑林嘎顺岩体Yb=315～471×10-6,Sr=60～81×10-6,王廷印等,1998),是地壳伸展减薄环境的产物,可能来自比正常地壳厚度低的源区,它们的年龄分别为250±18 Ma(Rb-Sr法,任康绪等,2005)和2513 Ma(U-Pb法,王廷印等,1998),如果上述年龄是可信的话,则它们是晚二叠世的(苏亥图的Rb-Sr年龄误差比较大)。 因此,我们大体可以判断,至少在早三叠世初期,山脉还没有抬升。该区除发育南岭型花岗岩外,还有更多的喜马拉雅型花岗岩,如巴颜诺尔公花岗岩(247 Ma,王喜宽等,2004)、乌力吉(205 Ma,王喜宽等,2004)、温都尔浩(213 Ma,任康绪等,2005)以及东部板申图—乌兰敖包一带(203～227 Ma,陶继熊,2003;阎国翰等,2001),在北山地区还有埃达克岩出现(马鞍山北花岗岩,238 Ma,刘强明等,2006)说明从三叠纪早期开始(247 Ma前),该区已经开始抬升了。
据韩宝福等(2004)报道,在河北省平泉光头山存在一个晚三叠世(220 Ma)的A型花岗岩(图71),应当是代表地壳减薄的产物。如果该资料可靠的话,表明在山脉的内部也存在地形上的明显变化,或许华北北山在北京东北部可能存在一个向北开口的瓶颈(图71和图72),该处之南为埃达克岩(都山和柏杖子,222～223 Ma,苗来成,2000),东部有邓杖子组垮塌堆积(胡健民等,2005),暗示该区地形陡峻,是否为早中生代南北向挤压导致的东西向拉张事件的产物还不太清楚。
上述资料表明,在早中三叠世时,华北北山以喜马拉雅型花岗岩为主,埃达克岩仅见三处,即吉林通化大玉山(248 Ma,孙德有等,2004a)、张家口东的谷嘴子(236 Ma,Miao LC et al,2002)和北山的马鞍山北花岗岩(238 Ma,刘明强等,2006),暗示山脉已经开始抬升了。 晚三叠世时华北北山范围内的埃达克岩和喜马拉雅型花岗岩广泛发育,构造事件强烈、粗碎屑沉积发育(例如,北京西山晚三叠世的杏石口组和冀北—辽西晚三叠世的邓杖子组,Yang et al,2006;胡健民等,2005),说明山脉开始剧烈抬升和达到最高的高度。至早侏罗世,埃达克岩和喜马拉雅型花岗岩仍然有相当的规模,说明山脉依然存在,直至早侏罗世晚期(～180 Ma左右)山脉才逐渐消失。
华北北山位于华北地块和塔里木地块与中亚造山带之间,中亚造山带以北为西伯利亚地块(Wangand Mo,1996)。许多人认为,中亚造山带与华北地块是在晚二叠世-早三叠世期间沿索伦山缝合带碰撞的(Davis et al,2001; Zhang ZM et al, 1986; Wang and Liu, 1986)。该区三叠纪地壳加厚推测可能与华北地块与西伯利亚板块之间的碰撞有关。 据郑亚东和王涛(2005)研究,中蒙边界的亚干地区在晚三叠世-早侏罗世期间经历了一次地壳缩短导致的总体向南的特大型推覆构造。据徐刚等(2003,2005)和胡健民等(2005)研究,在华北北山东部北侧的辽西—冀北地区存在晚三叠世的逆冲构造,同构造的晚三叠世邓杖子组(下部安山岩砾石的SHRIMP锆石U-Pb年龄为212 Ma,胡健民等,2005)是一套以碳酸盐岩砾岩为主的崩塌、泥石流、滑坡及深水浊积岩序列,说明晚三叠世末曾经发生过构造挤压和强烈快速的地表隆升事件。据此推测,华北北山可能是西伯利亚板块和华北地块碰撞形成的。
以上推测是根据近年来发表的资料归纳的,由于西部地区的资料较少,精确的地球化学和年龄资料不及东部地区,因此,上述推测还有许多不确定的因素。
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1438～1486Ma，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5325左右，为皮科克（MAPeacock，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368cm／a，而华北板块仅为175cm／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。
