晚三叠世—第四纪陆内盆山演化阶段

秦岭-大别造山带在三叠纪晚期最后完成俯冲-碰撞、拼合，碰撞带内及其两侧的边缘残余海完全消失，大量的同碰撞期变质和岩浆作用的年龄数据为240～210Ma（李曙光等，1996， 1997；索书田等，2000；张国伟等，2001；刘贻灿等，2003）。 另据董云鹏等（1998）、张国伟等（2001）资料，河南二郎坪及东沿至湖北宣化店—禹王—高桥—浠水一线蛇绿岩带，表明扬子板块与中朝板块经历了俯冲-碰撞，于三叠纪末期完成了南北板块的拼合，转入陆陆碰撞造山演化阶段。 南秦岭区，由于扬子板块俯冲，岩石圈地壳加厚，俯冲板块在上涌软流圈加热作用下，发生高压-超高压变质作用，并快速折返隆升，形成以大别山为中心的多层次的滑脱型韧性剪切带，发生大规模的近南北向伸展，导致处于中深构造层次的青白口纪（南华纪）—震旦纪地层产生低绿片岩相区域动力热流变质作用，自上而下，形成低绿片岩相（绿泥石带）-低绿片岩相（黑云母带）-高绿片岩相（铁铝榴带）递增变质相带。 并在局部应变强度大、有流体参与的地段形成蓝闪片岩变质带（Webbetal，1999；Zhongetal，1999；李曙光等，2003）。

燕山早期（205～135Ma）板内变形的典型特征即新华夏构造体系的主要特征，表现为一系列北北东或北东向纵弯褶皱、逆断层或逆掩断层，北西—北西西向的横张断层或走滑断层。 燕山早期的褶皱两翼的倾角以中等为主（30°～60°），在基底构造存在弱化带的附近或沉积地层厚度较大的地区，可形成紧闭线状褶皱，而在结晶基底比较稳固、沉积地层较薄的地区则褶皱很和缓，构成开阔的褶皱，甚至几乎不发育褶皱。 燕山期的褶皱轴向可以随时间而变化，早侏罗世末期的褶皱轴向一般为北东东向，中侏罗世末期为北东向，晚侏罗世末期主要为北北东向。 燕山早期褶皱相伴发育了一系列北北东—北东向逆断层或逆掩断层，如华南地区的长乐-南澳逆断层、丽水-莲花山逆断层、崇安-河源逆断层、吴川-四会逆断层、十万大山-绍兴逆断层、雪峰山逆掩断层带，这些北北东或北东向的逆断层带，多数是由古弱化带或小断层发育起来的，也有的是印支期走滑断层转变为逆断层的。 在早期褶皱作用比较明显的地区，经过工作硬化作用之后，通常不易叠加燕山期褶皱，而表现为形成切断早期褶皱的断层。 在印支期发育的近东西向逆断层，到燕山早期时期均转变为以走滑正断层为主特征，如秦岭-大别造山带的主要断层带：宝鸡-洛南-方城走滑-正断层带、武山-宝鸡走滑-正断层带、商丹走滑正断层带等。

燕山早期是中国大陆特别是东部地区又一次较强烈的岩浆活动时期，岩浆岩分布面积占全国岩浆岩出露总面积的四分之一左右。 燕山早期岩浆活动是以钙碱性系列的中-中酸性岩为特征，火山岩喷发以双峰式（玄武岩与流纹-粗面岩）为主要特征，多为壳幔同熔型（“I”型）和陆壳重熔型（“S”型），主要沿北东向压剪性断裂贯入，表明它们是在地壳内部受北西-南东向挤压作用下，沿断裂侵入或喷发的，“S”型花岗岩体在华南更具有面状分布的特征。

燕山晚期（135～52Ma）构造作用的高潮发生在古新世末期或始新世末期，构造变形是以形成轴向北西西的宽缓褶皱、逆掩断层、北北东向正断层、北东和北西向的走滑断层为主要特征的，它们是在燕山晚期构造应力场的作用下形成的构造体系。 其中最重要的断裂带就是秦岭-大别构造带两侧分别向南北两个外侧仰冲的逆掩、推覆构造（张国伟等，2001），如武当山南缘大巴山南-房县逆掩断层带（蔡学林等，1988）、大别山南缘、秦岭北缘武当-宝鸡-洛南-方城逆断层带，商丹-桐柏逆掩断层带，诸城-荣成逆断层带等推覆构造（张国伟等，2001）。

燕山晚期北北东向正断层发育的重要结果，是形成盆岭构造，这一时期是中国东部，也是华南现代地貌发育的萌芽时期，白垩纪形成的盆地至今还是沉积盆地。 白垩系通常是中国东部多数现代沉积盆地上的第一个沉积盖层，由于近东西向的伸展作用，沿盆地边缘断层面发生构造拆离作用，此时在重力均衡作用的控制下，含中基性岩石较多的、古老结晶基底地区密度较大，相对下沉，形成沉积盆地，并且这些盆地的大多数都是单断、箕状的，很少是典型的、两侧都有断层的地堑，而古生代以来构造活动性较强、花岗质岩石较多的地区密度较小，相对上升，一般构成山区。 此时发育的盆地都是在近北北东向缩短和近东西向伸展作用影响下形成的断陷盆地，如本区较大的江汉-洞庭、三水盆地。 此外，还有大量的中、小型红色盆地也是燕山晚期形成的。 燕山晚期对中国东部盆地的形成，特别是矿产资源的聚集和生态环境的变化影响极大。 华南地区由于在白垩纪时都是干燥、炎热的气候，在许多红色盆地内可形成石膏、岩盐矿床，此外在盆地边部的北北东向伸展-拆离断层附近，可形成许多燕山晚期的热液矿床（如湖南水口山的铅锌矿床）。

华南地区燕山晚期的岩浆活动也是比较强烈的，不过岩浆岩分布的面积比燕山早期显著缩小，岩浆活动在地表主要呈线状或点状分布，这与燕山早期“S”型花岗岩的面状分布差别极大。燕山晚期岩浆活动具有独特性，尽管总体特征基本上仍属于钙碱系列，Si O2含量高（平均为71.43％），碱含量高（8.45％），镁铁总量低（3.15％）。 华南燕山晚期的岩浆活动主要沿着北北东向的张剪性断裂带分布，以形成较多的“A”型以及少量“S”型花岗岩为特征，岩浆起源的深度常见在陆内的张性断裂带与莫霍面或壳内低速层的交切处附近，可能与莫霍面或壳内低速层的局部滑脱相关。 在东南沿海的花岗带，燕山中晚期还发育了一种特殊的碱性花岗岩——含气体挥发分较多的晶洞花岗岩（“A”型，Si O2含量达76％），它是一种来源深（Sri一般都在0.706～0.708，幔源物质可高达70％）、就位浅的岩体（高天钧等，1999），该带向西南可延续到海南岛和越南东部沿海地区。

在湘南地区、浙闽粤丽水-大埔-莲花山正断层及其以东的沿海地区，沿NNE向发育着燕山晚期双峰式火山岩带（138～102Ma），其中主要的火山岩是酸性流纹岩（50％以上），基性的玄武岩仅占30％以下（毛建仁，1994；俞云文等，1993；高天钧等，1999）。 火山岩浆内以壳幔混源物质（“A”型）为主（Sr一般都在0.7036～0.7090之间），玄武岩浆在侵入过程中被地壳物质强烈混染，这反映出控制岩浆活动的断层主要是切割较深的、NNE向陆内张剪性地壳断裂，岩浆源区的形成深度在莫霍面附近。

华南地区喜马拉雅期构造运动的宏观背景是受东部始新世中期—渐新世太平洋板块运动的转向，即从43～36Ma以前的太平洋板块向北北西俯冲转为向北西西俯冲，以及南部印度板块与欧亚大陆冈底斯地块在渐新世末陆陆碰撞作用的双重制约，形成了中国东部从华南到东北以北北东走向为主的挤压褶皱、推覆构造变形及相应的盆-山地貌以及受断裂控制的玄武岩喷发。 新生代玄武岩属钠质碱性玄武岩类，岩浆来源于亏损的软流圈地幔，并有部分岩石圈地幔的混染，形成于强烈的伸展拉张构造环境。