中國自始太古代開始孕育陸核以來，大致可劃分為古陸殼生長發展時期、古板塊早期活動與中國古陸塊形成時期、古板塊主要活動與中國古大陸鑲合時期、中生代板塊活動與陸內構造時期等4個大地構造發展演化時期，特別是隨著陸塊的形成，於中晚元古代開始板塊活動以來，出現一系列重大的地質構造事件
太古代—早元古代古陸殼生長時期
始太古代鞍山白家墳深成侵入巖的形成是我國已知最古老的構造熱事件，說明華北原始陸核已開始生長，塔里木陸核也在稍晚進入孕育時期。陳台溝運動（任紀舜，1997）和遷西運動至中太古代末阜平運動，華北、塔里木也可能包括上揚子有陸核形成。這時陸殼已有一定剛度，於晚太古代五颱期和早古元古代滹沱紀時已開始有大規模裂陷作用發生。
此後陸殼繼續生長，至早元古代末經呂梁運動中國早前寒武紀克拉通基本形成。其中華北陸塊已基本固結，塔里木陸塊也已初步成型。
中晚元古代古板塊早期活動與中國古陸塊形成時期
中晚元古代時期開始了古板塊活動，經裂解－匯聚，中國古陸塊基本形成，也是羅迪亞超大陸的形成時期。
四堡—晉寧期
1 中元古代早期裂谷期
華北、塔里木、揚子等早前寒武紀古克拉通離散，華北與揚子間有中元古代松樹溝等蛇綠岩帶發現，其間當有洋盆相隔。華夏早前寒武紀克拉通這時從揚子克拉通分離出來，出現了華南小洋盆。各克拉通內部或邊緣廣泛發生裂陷，華北陸塊北部形成了渣爾泰-白雲鄂博裂谷帶，中部有太行-燕山裂谷帶，南緣有漢高-熊耳裂谷帶。
晉冀魯三省發育的岩牆群主要岩脈k-ar年齡值1 680 ma～1 775 ma。在塔里木板塊周緣如阿爾金北側和中天山地區的中元古界為含火山岩的砂泥質復理石，均屬不穩定型沉積，揚子地區在早前寒武紀古克拉通的基礎上，大部分地區形成了巨厚的濁流沉積，在江南陸緣桂北、湘北有科馬提巖分布。華夏克拉通北緣及閩中的陳蔡巖群，馬面山岩**育雙峰式火山岩，也形成於被動陸緣或裂谷環境。
2 青白口紀晚期中國古陸塊的聚合與裂解
這一時期發生的四堡（晉寧ⅰ）運動使揚子陸塊固結並與塔里木、華北陸塊相聯，揚子陸塊東南緣與華夏陸塊碰撞，從而拼為一體的中國古大陸基本形成，並很可能成為羅迪尼亞超大陸的成員（陸松年，2001）。
關於這場運動的發生演化，在華南研究較詳。在四堡（晉寧ⅰ）運動留下的區域不整合面之下的浙西雙溪塢群章村組鋯石shrimp年齡887±188ma，該不整合面之上的青白口紀晚世的板溪群、丹洲群底部或下部shrimp年齡分別為8148ma、8198ma（王劍，2000），贛東北藍閃片巖ar-ar同位素年齡866±148ma（舒良樹等，1995）。同造山期的皖南許村、贛北九嶺花崗岩鋯石shrimp8u-pb年齡分別為823±88ma、819±98ma（李獻華，1998）。
由此推斷造山時間約在850 ma前後，也可能是ridinia超大陸聚合之時。
ridinia 超大陸開成不久，旋即伸展解體，進入強烈的火山—裂谷期，出現了勞亞、古中華、岡瓦納三大陸塊群。中國古陸塊分解成大大小小的碎塊，並使陸塊邊緣複雜化。根據前述的青白口紀晚世板溪群等一套火山—裂谷相地層的shrimp年齡值，說明裂谷活動開始於820 ma前後，即古中國陸塊和ridinia 超大陸解體之時。
這一時期在裂谷海盆形成了巨厚的火山—濁流沉積，在陸塊邊緣則形成一套厚度不一的火山—磨拉麵堆積。約在810 ma前後在陸塊邊緣地帶有一次強度不一的地殼抬公升，贛東北廣豐地區有地層不整合出現。大約在800 ma或稍後陸殼又一次隆公升造陸，即青白口紀末的晉寧運動（ⅱ），導致揚子陸塊增生和進一步固化。
南華紀—三疊紀古板塊主要活動與中國古大陸鑲合時期
這一時期為古板塊活動最活躍時期，出現了多島洋的古構造格局。根據此次匯集的我國大量蛇綠岩帶的分布表明，古生代蛇綠岩主要出現於中西部，自北向南天山至康西瓦—崑中蛇綠岩帶時代為加里東、華力西期，喀拉崑崙—松潘甘孜主要為華力西—印支期，班—怒帶及其以南的藏南地區為三疊紀—白堊紀，而中國東部除完達山、台灣一帶蛇綠岩為中新生代外，僅有的3條蛇綠岩帶屬四堡—興凱期。這種時空分布特點，反映我國陸海「開」「合」的總趨勢，即大陸東部古板塊可能拼接較早，而西部在南華紀—三疊紀「開」「 合」頻繁。
塊、弧、盆結構複雜，秦、祁、昆阿爾金一帶成為枝杈狀小洋盆。歷經興凱（泛非）、加里東、華力西、印支運動用，最終鑲嵌成了歐亞大陸。
興凱/泛非期
1 南華－震旦紀裂谷期
形成不久的中國古陸塊，這時解體成大大小小的陸塊，並使陸塊邊緣複雜化。由於古亞洲洋擴張，從塔里木、華北陸塊中分離出準噶爾－伊犁、佳木斯－松嫩微陸塊群。華北、揚子陸塊間也為海盆所隔，北秦嶺－北祁連山、阿爾金一帶由於強裂離散形成枝杈狀小洋盆。
阿爾金小洋盆北通古亞洲洋，使塔里木、華北陸塊分離。這時塔里木陸塊、柴達木、祁連微陸塊與揚子陸塊很可能相拼或相近，沉積特徵相似，南華紀冰磧物主要分布於揚子、塔里木陸塊，而華北陸塊僅在西部的賀蘭山區有少量出露，震旦紀含磷層和早寒武世黑色頁岩也主要發育於上述地區。
2 興凱/泛非運動
興凱運動主要見於阿爾泰和蒙、吉、黑地區。阿爾泰地區的震旦—寒武系喀拉斯群與奧陶系不整合，有可能為興凱運動的表現。額爾古納微板塊與松嫩、佳木斯微板塊可能於這一時期在新林與呼瑪一帶對接，形成了額爾古納斷裂帶震旦紀末的上庫力藍片岩帶和震旦紀末或寒武紀初的新林蛇綠岩帶。
伊蘭—牡丹江ar-ar年齡值為664.9 ma、599 ma的藍片岩帶，以及張廣才嶺、佳木斯地區年齡為638 ma、614 ma（程裕淇等，1994）的花崗岩類都可能為興凱運動的產物。泛非運動與興凱運動的時間相近，藏南地區的變質基底，初步認為形成於寒武紀早中世的泛非運動，但它們的構造活動特點還有待進一步的研究。
加里東期
早古生代地殼繼續沉降，除岡底斯、喜馬拉雅等地區外，寒武紀時海平面上公升達於高峰，同時進入了乙個重要的生物孕育時期，導致寒武紀初生物大**。至奧陶－志留紀開始了加里東運動，這是我國又一場波及範圍很廣的造山運動，各板塊又一次發生匯聚。天山—興蒙造山系西東兩端聚合造山作用相當明顯。
西部活動地帶主要是在阿爾泰至北天山一帶。北疆和內蒙額爾齊納旗奧陶—志留系屬活動陸緣沉積的碎屑岩、火山岩夾放射蟲矽質巖。中、南天山則為塔里木北緣夾雜小型碳酸鹽台地的深水沉積，僅區域性夾火山岩。
與上覆的泥盆系在阿爾泰—天山為不整合接觸，在南天山則為整合接觸。其間有多條下古生界蛇綠混雜巖帶，中天山南緣有加里東期藍片岩、榴輝巖帶，表明北天山—中天山一帶於志留紀末曾發生塊體匯聚，阿爾泰—天山一帶曾發生廣泛的加里東期造山。在造山系東端額爾古納與喜桂圖一帶發生加里東期造山，其中有伊敏河藍片岩帶。
伊蘭—牡丹江藍片岩帶第二次運動的變質事件時間為445～414 ma（ar-ar）；另據趙春荊研究（1996），佳木斯微地塊與華北板塊也在這一時期拼合。經過這次匯聚作用西伯利亞板塊、華北板塊與其間隔的佳木斯、松嫩等微陸塊、地塊群至此有可能已聯為一體。
經加里東運動阿爾金、祁連—西秦嶺洋已封閉，塔里木、華北、揚子板塊相聯。揚子板塊與華夏板塊間的華南裂谷海盆這時形成了一條重要的造山帶。據地層記錄，華南海盆在寒武紀早世裂陷加劇，海水突然變深，揚子陸緣台地邊緣向nw大距離後退，在其東南斜坡帶形成非補償性深水黑色矽泥質沉積。
奧陶紀時兩個古板塊開始匯聚，揚子陸塊內部隆起，出現了黔中古陸，陸塊邊緣斜坡帶都逐步向es方擴充套件或遷移。這時華夏陸緣的華南造山帶開始造山，造山帶花崗岩的年齡值集中在410 ma～460 ma，即為早奧陶世—志留紀，上奧陶統含大量的礫岩楔。贛南鵝婆鉀長花崗岩等造山後花崗岩的測年多為380 ma～410 ma，即頂志留世—早泥盆世。
大部地區不復有志留紀沉積，僅在造山帶前緣的贛西南地區發現有可能屬上志留統的灰色磨拉石堆積。在華南加里東造山時期，處於前陸盆地的江南地區，揚子陸緣斜坡帶在早志留世又轉回來向nw方移動，下志留統向黔中古陸上超，約在中志留世末最終使兩個板塊拼為一體，華南絕大部分（欽州海槽、滇東曲靖、麗江—金平一帶除外）在中晚志留世上公升為陸。
華力西－印支期
1 泥盆紀－中二疊世華力西期
早期表現為古亞洲洋中西部和中國西南部古特提斯洋的強烈擴張，全國處於「西開東合」態勢。約在石炭—二疊紀時崑南、金沙江、瀾滄江洋盆開啟，揚子陸塊西南緣大範圍裂解，包括與岡瓦納古大陸間的班公錯—怒江洋，中國西南部出現4個中小型洋盆。但西伯利亞板塊佳木斯、松嫩微板塊與華北、揚子、華夏等古板塊的東部仍連為一體。
全國地勢總體西低東高、海水向東浸漫，但洋殼未能擴及額爾古納、喜桂圖和東秦嶺、大別地區。天山—興蒙造山帶是我國華力西運動的主要場所，西部阿爾泰—天山地區的華力西運動具有多幕的特點，大部分地區泥盆系與石炭系均為海相或海陸交互相碎屑岩火山岩，厚度在萬公尺左右。二疊紀為陸相碎屑岩夾火山岩。
泥盆系、石炭系、二疊系間均為不整合接觸，代表華力西ⅰ、ⅱ幕。在南天山運動較弱的泥盆系至二疊系下統間均以碳酸鹽岩為主，二疊系中上統為陸相碎屑岩夾火山岩，僅泥盆系、石炭系間為不整合接觸。在伊犁盆地見二疊系上統含煤地層與中統陸相碎屑岩、火山岩間為不整合。
該區晚古生代蛇綠混雜巖帶有10餘條之多，內部微陸塊、小洋盆、島弧演化關係甚為複雜。根據南北生物群落的差異，洋盆於中二疊世末（華力西主幕）消亡於依林哈別爾尕－西拉木倫一線，此後該區即入陸盆時期。
古特提斯洋約在中晚二疊世時已開始萎縮，昆南洋盆於中二疊世末先行消亡。根據龍木錯－瀾滄江結合帶的晚古生代蛇綠岩、藍片岩帶推測，瀾滄江古特提斯洋也可能於這時閉合造山，岡底斯—印度板塊與揚子陸塊靠攏，岡底斯中二疊世淺海相碳酸鹽岩，含煤地層與揚子區地層特點已十分相近。華南欽州殘留海槽也於中二疊世末造山，並有同期花崗岩分布。
2 晚二疊世－三疊紀印支期
揚子西南陸緣的松潘—甘孜、右江地區自晚古生代始一直是離散邊緣盆地、小型碳酸鹽岩台地與深水槽盆矽泥質沉積並存。中二疊世晚期擴張加劇，形成了著名的川滇玄武岩流。三疊紀時印支運動開始活動，松潘—甘孜、右江一帶轉變為匯聚邊緣。
印支陸塊由sw而ne的聚合作用，在右江地區留下完整的運動記錄，早三疊紀世盆地容納空間突然加大，形成較薄的非補償性灰泥質沉積，同時揚子陸塊上碳酸鹽岩台地邊緣從黔南迅速撤退到黔中；早三疊世末—中三疊世安尼期表現為盆地沉降幅度顯著增大，形成了超補償型巨厚砂泥質濁流沉積，川南—黔北出現盆緣隆起；從安尼—拉丁末期，盆地沉降中心由廣西移入黔南，而盆緣隆起中心卻從川南移到黔中；中三疊世末，揚子陸塊碳酸鹽岩台地南緣下沉，形成深水瘤狀灰岩、鐵錳質灰岩和泥砂質濁流沉積。至此右江盆地基本被填平。隨之發生了強烈的印支造山運動。
這場運動是中國大陸一次「向心式」匯聚作用，地殼強烈收縮。經這場運動我國大部地區海水基本退去，蓋層廣泛褶皺，並完成了與歐亞大陸板塊的鑲合。陸內造山作用有所增強，在我國北部作近sn向收縮，天山—興蒙造山帶進一步受到擠壓。
**造山帶由於強烈擠壓又一次形成了高壓、超高壓變質帶。中國南方各板塊或地塊主要朝上揚子方向聚合。在西南古特提斯洋漸次萎縮，金沙江洋盆消亡。
據姚冬生提供的東南地區造山動力主要來自古太平洋方向，中三疊世末，主要造山範圍資料，近期發現揚子板塊西南緣陸相上三疊統與下伏下—中三疊統呈明顯的區域超覆不整合接觸，印支運動在該區有明顯表現。華南地區造山動力主要來自古太平洋方向。中三疊世末主要造山範圍在華夏古板塊及欽—杭結合帶兩側，中三疊統與上覆的晚三疊統煤系地層為角度不整合。
在長江中下游以三疊紀末的印支運動第二幕南象運動較為明顯，但不很強烈。而與之毗鄰的大別造山帶印支運動十分強烈，兩地何以差別如此之大？推測大別造山帶是在燕山運動早期才長距離地推移到現位，在印支運動時可能距長江中下游稍遠。
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