地质构造的发展演化
中国自始太古代开始孕育陆核以来，大致可划分为古陆壳生长发展时期、古板块早期活动与中国古陆块形成时期、古板块主要活动与中国古大陆镶合时期、中生代板块活动与陆内构造时期等4个大地构造发展演化时期，特别是随着陆块的形成，于中晚元古代开始板块活动以来，出现一系列重大的地质构造事件
太古代—早元古代古陆壳生长时期
始太古代鞍山白家坟深成侵入岩的形成是我国已知最古老的构造热事件，说明华北原始陆核已开始生长，塔里木陆核也在稍晚进入孕育时期。陈台沟运动（任纪舜，1997）和迁西运动至中太古代末阜平运动，华北、塔里木也可能包括上扬子有陆核形成。这时陆壳已有一定刚度，于晚太古代五台期和早古元古代滹沱纪时已开始有大规模裂陷作用发生。此后陆壳继续生长，至早元古代末经吕梁运动中国早前寒武纪克拉通基本形成。其中华北陆块已基本固结，塔里木陆块也已初步成型。
中晚元古代古板块早期活动与中国古陆块形成时期
中晚元古代时期开始了古板块活动，经裂解－汇聚，中国古陆块基本形成，也是罗迪亚超大陆的形成时期。
四堡—晋宁期
1 中元古代早期裂谷期
华北、塔里木、扬子等早前寒武纪古克拉通离散，华北与扬子间有中元古代松树沟等蛇绿岩带发现，其间当有洋盆相隔。华夏早前寒武纪克拉通这时从扬子克拉通分离出来，出现了华南小洋盆。各克拉通内部或边缘广泛发生裂陷，华北陆块北部形成了渣尔泰-白云鄂博裂谷带，中部有太行-燕山裂谷带，南缘有汉高-熊耳裂谷带。晋冀鲁三省发育的岩墙主要岩脉K-Ar年龄值1 680 Ma～1 775 Ma。在塔里木板块周缘如阿尔金北侧和中天山地区的中元古界为含火山岩的砂泥质复理石，均属不稳定型沉积，扬子地区在早前寒武纪古克拉通的基础上，大部分地区形成了巨厚的浊流沉积，在江南陆缘桂北、湘北有科马提岩分布。华夏克拉通北缘及闽中的陈蔡岩，马面山岩发育双峰式火山岩，也形成于被动陆缘或裂谷环境。
2 青白口纪晚期中国古陆块的聚合与裂解
这一时期发生的四堡（晋宁Ⅰ）运动使扬子陆块固结并与塔里木、华北陆块相联，扬子陆块东南缘与华夏陆块碰撞，从而拼为一体的中国古大陆基本形成，并很可能成为罗迪尼亚超大陆的成员（陆松年，2001）。
关于这场运动的发生演化，在华南研究较详。在四堡（晋宁Ⅰ）运动留下的区域不整合面之下的浙西双溪坞章村组锆石SHRIMP年龄887±188Ma，该不整合面之上的青白口纪晚世的板溪、丹洲底部或下部SHRIMP年龄分别为8148Ma、8198Ma（王剑，2000），赣东北蓝闪片岩Ar-Ar同位素年龄866±148Ma（舒良树等，1995）。同造山期的皖南许村、赣北九岭花岗岩锆石SHRIMP8U-Pb年龄分别为823±88Ma、819±98Ma（李献华，1998）。由此推断造山时间约在850 Ma前后，也可能是Ridinia超大陆聚合之时。
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Ridinia 超大陆开成不久，旋即伸展解体，进入强烈的火山—裂谷期，出现了劳亚、古中华、冈瓦纳三大陆块。中国古陆块分解成大大小小的碎块，并使陆块边缘复杂化。根据前述的青白口纪晚世板溪等一套火山—裂谷相地层的SHRIMP年龄值，说明裂谷活动开始于820 Ma前后，即古中国陆块和Ridinia 超大陆解体之时。这一时期在裂谷海盆形成了巨厚的火山—浊流沉积，在陆块边缘则形成一套厚度不一的火山—磨拉面堆积。约在810
Ma前后在陆块边缘地带有一次强度不一的地壳抬升，赣东北广丰地区有地层不整合出现。大约在800 Ma或稍后陆壳又一次隆升造陆，即青白口纪末的晋宁运动（Ⅱ），导致扬子陆块增生和进一步固化。
南华纪—三叠纪古板块主要活动与中国古大陆镶合时期
这一时期为古板块活动最活跃时期，出现了多岛洋的古构造格局。根据此次汇集的我国大量蛇绿岩带的分布表明，古生代蛇绿岩主要出现于中西部，自北向南天山至康西瓦—昆中蛇绿岩带时代为加里东、华力西期，喀拉昆仑—松潘甘孜主要为华力西—印支期，班—怒带及其以南的藏南地区为三叠纪—白垩纪，而中国东部除完达山、台湾一带蛇绿岩为中新生代外，仅有的3条蛇绿岩带属四堡—兴凯期。这种时空分布特点，反映我国陆海“开”“合”的总趋势，即大陆东部古板块可能拼接较早，而西部在南华纪—三叠纪“开”“ 合”频繁。块、弧、盆结构复杂，秦、祁、昆阿尔金一带成为枝杈状小洋盆。历经兴凯（泛非）、加里东、华力西、印支运动用，最终镶嵌成了欧亚大陆。
兴凯/泛非期
1 南华－震旦纪裂谷期
形成不久的中国古陆块，这时解体成大大小小的陆块，并使陆块边缘复杂化。由于古亚洲洋扩张，从塔里木、华北陆块中分离出准噶尔－伊犁、佳木斯－松嫩微陆块。华北、扬子陆块间也为海盆所隔，北秦岭－北祁连山、阿尔金一带由于强裂离散形成枝杈状小洋盆。阿尔金小洋盆北通古亚洲洋，使塔里木、华北陆块分离。这时塔里木陆块、柴达木、祁连微陆块与扬子陆块很可能相拼或相近，沉积特征相似，南华纪冰碛物主要分布于扬子、塔里木陆块，而华北陆块仅在西部的贺兰山区有少量出露，震旦纪含磷层和早寒武世黑页岩也主要发育于上述地区。
2 兴凯/泛非运动
兴凯运动主要见于阿尔泰和蒙、吉、黑地区。阿尔泰地区的震旦—寒武系喀拉斯与奥陶系不整合，有可能为兴凯运动的表现。额尔古纳微板块与松嫩、佳木斯微板块可能于这一时期在新林与呼玛一带对接，形成了额尔古纳断裂带震旦纪末的上库力蓝片岩带和震旦纪末或寒武纪初的新林蛇绿岩带。伊兰—牡丹江Ar-Ar年龄值为664.9 Ma、599 Ma的蓝片岩带，以及张广才岭、佳木斯地区年龄为638 Ma、614 Ma（程裕淇等，1994）的花岗岩类都可能为兴凯运动的产物。泛非运动与兴凯运动的时间相近，藏南地区的变质基底，初步认为形成于寒武纪早中世的泛非运动，但它们的构造活动特点还有待进一步的研究。
加里东期
早古生代地壳继续沉降，除冈底斯、喜马拉雅等地区外，寒武纪时海平面上升达于高峰，同时进入了一个重要的生物孕育时期，导致寒武纪初生物大爆炸。至奥陶－志留纪开始了加里东运动，这是我国又一场波及范围很广的造山运动，各板块又一次发生汇聚。天山—兴蒙造山系西东两端聚合造山作用相当明显。西部活动地带主要是在阿尔泰至北天山一带。北疆和内蒙额尔齐纳旗奥陶—志留系属活动陆缘沉积的碎屑岩、火山岩夹放射虫硅质岩。中、南天山则为塔里木北缘夹杂小型碳酸盐台地的深水沉积，仅局部夹火山岩。与上覆的泥盆系在阿尔泰—天山为不整合接触，在南天山则为整合接触。其间有多条下古生界蛇绿混杂岩带，中天山南缘有加里东期蓝片岩、榴辉岩带，表明北天山—中天山一带于志留纪末曾发生块体汇聚，阿尔泰—天山一带曾发生广泛的加里东期造山。在造山系东端额尔古纳与喜桂图一带发生加里东期造山，其中有伊敏河蓝片岩带。伊兰—牡丹江蓝片岩带第二次运动的变质事件时间为445～414 Ma（Ar-Ar）；另据赵春荆研究（1996），佳木斯微地块与华北板块也在这一时期拼合。经过这次汇聚作用西伯利亚板块、华北板块与其间隔的佳木斯、松嫩等微陆块、地块至此有可能已联为一体。
经加里东运动阿尔金、祁连—西秦岭洋已封闭，塔里木、华北、扬子板块相联。扬子板块与华夏板块间的华南裂谷海盆这时形成了一条重要的造山带。据地层记录，华南海盆在寒武纪早世裂陷加剧，海水突然变深，扬子陆缘台地边缘向NW大距离后退，在其东南斜坡带形成非补偿性深水黑硅泥质沉积。奥陶纪时两个古板块开始汇聚，扬子陆块内部隆起，出现了黔中古陆，陆块边缘斜坡带都逐步向ES方扩展或迁移。这时华夏陆缘的华南造山带开始造山，造山带花岗岩的年龄值集中在410 Ma～460 Ma，即为早奥陶世—志留纪，上奥陶统含大量的砾岩楔。赣南鹅婆钾长花岗岩等造山后花岗岩的测年多为380 Ma～410 Ma，即顶志留世—早泥盆世。大部地区不复有志留纪沉积，仅在造山带前缘的赣西南地区发现有可能属上志留统的灰磨拉石堆积。在华南加里东造山时期，处于前陆盆地的江南地区，扬子陆缘斜坡带在早志留世又转回来向NW方移动，下志留统向黔中古陆上超，约在中志留世末最终使两个板块拼为一体，华南绝大部分（钦州海槽、滇东曲靖、丽江—金平一带除外）在中晚志留世上升为陆。
长脸女生适合的发型华力西－印支期
1 泥盆纪－中二叠世华力西期
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早期表现为古亚洲洋中西部和中国西南部古特提斯洋的强烈扩张，全国处于“西开东合”态势。约在石炭—二叠纪时昆南、金沙江、澜沧江洋盆打开，扬子陆块西南缘大范围裂解，包括与冈瓦纳古大陆间的班公错—怒江洋，中国西南部出现4个中小型洋盆。但西伯利亚板块佳木斯、松嫩微板块与华北、扬子、华夏等古板块的东部仍连为一体。全国地势总体西低东高、海水向东浸漫，但洋壳未能扩及额尔古纳、喜桂图和东秦岭、大别地区。天山—兴蒙造山带是我国华力西运动的主要场所，西部阿尔泰—天山地区的华力西运动具有多幕的特点，大部分地区泥盆系与石炭系均为海相或海陆交互相碎屑岩火山岩，厚度在万米左右。二叠纪为陆相碎屑岩夹火山岩。泥盆系、石炭系、二叠系间均为不整合接触，代表华力西Ⅰ、Ⅱ幕。在南天山运动较弱的泥盆系至二叠系下统间均以碳酸盐岩为主，二叠系中上统为陆相碎屑岩夹火山岩，仅泥盆系、石炭系间为不整合接触。在伊犁盆地见二叠系上统含煤地层与中统陆相碎屑岩、火山岩间为不整合。该区晚古生代蛇绿混杂岩带有10余条之多，内部微陆块、小洋盆、岛弧演化关系甚为复杂。根据南北生物落的差异，洋盆于中二叠世末（华力西主幕）消亡于依林哈别尔尕－西拉木伦一线，此后该区即入陆盆时期。
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古特提斯洋约在中晚二叠世时已开始萎缩，昆南洋盆于中二叠世末先行消亡。根据龙木错－澜沧江结合带的晚古生代蛇绿岩、蓝片岩带推测，澜沧江古特提斯洋也可能于这时闭合
造山，冈底斯—印度板块与扬子陆块靠拢，冈底斯中二叠世浅海相碳酸盐岩，含煤地层与扬子区地层特点已十分相近。华南钦州残留海槽也于中二叠世末造山，并有同期花岗岩分布。湖南高考成绩查询入口
2 晚二叠世－三叠纪印支期
得抑郁症的明星扬子西南陆缘的松潘—甘孜、右江地区自晚古生代始一直是离散边缘盆地、小型碳酸盐岩台地与深水槽盆硅泥质沉积并存。中二叠世晚期扩张加剧，形成了著名的川滇玄武岩流。三叠纪时印支运动开始活动，松潘—甘孜、右江一带转变为汇聚边缘。印支陆块由SW而NE的聚合作用，在右江地区留下完整的运动记录，早三叠纪世盆地容纳空间突然加大，形成较薄的非补偿性灰泥质沉积，同时扬子陆块上碳酸盐岩台地边缘从黔南迅速撤退到黔中；早三叠世末—中三叠世安尼期表现为盆地沉降幅度显著增大，形成了超补偿型巨厚砂泥质浊流沉积，川南—黔北出现盆缘隆起；从安尼—拉丁末期，盆地沉降中心由广西移入黔南，而盆缘隆起中心却从川南移到黔中；中三叠世末，扬子陆块碳酸盐岩台地南缘下沉，形成深水瘤状灰岩、铁锰质灰岩和泥砂质浊流沉积。至此右江盆地基本被填平。随之发生了强烈的印支造山运动。这场运动是中国大陆一次“向心式”汇聚作用，地壳强烈收缩。
经这场运动我国大部地区海水基本退去，盖层广泛褶皱，并完成了与欧亚大陆板块的镶合。陆内造山作用有所增强，在我国北部作近SN向收缩，天山—兴蒙造山带进一步受到挤压。中央造山带由于强烈挤压又一次形成了高压、超高压变质带。中国南方各板块或地块主要朝上扬子方向聚合。在西南古特提斯洋渐次萎缩，金沙江洋盆消亡。据姚冬生提供的东南地区造山动力主要来自古太平洋方向，中三叠世末，主要造山范围资料，近期发现扬子板块西南缘陆相上三叠统与下伏下—中三叠统呈明显的区域超覆不整合接触，印支运动在该区有明显表现。华南地区造山动力主要来自古太平洋方向。中三叠世末主要造山范围在华夏古板块及钦—杭结合带两侧，中三叠统与上覆的晚三叠统煤系地层为角度不整合。在长江中下游以三叠纪末的印支运动第二幕南象运动较为明显，但不很强烈。而与之毗邻的大别造山带印支运动十分强烈，两地何以差别如此之大？推测大别造山带是在燕山运动早期才长距离地推移到现位，在印支运动时可能距长江中下游稍远。