古-中元古代初始大陆的形成与演化 中元古代大陆裂解

从研究区岩浆岩中锆石Pb-U-Tu法同位素年龄综合测试数据出现2300～2000Ma值，即可认为西昆仑-塔里木地带在古元古代滹沱纪—中元古代长城纪，初始陆壳（褶皱变质基底）已经形成。从塔什库尔干县赛图拉岩群角闪岩相变质火山岩中获得的锆石Pb-Pb法同位素年龄值（1742±35）Ma，即是这一地区古老陆壳存在的证据。

西昆仑地区长城纪经历了泛海盆（或洋盆）的演化过程，沉积了大套砂泥质陆源碎屑岩及少量碳酸盐岩和中-基性火山岩，厚度为2760.4～5350m。这与青藏大陆北缘及东缘地区均有较大相似性。在长城纪之后的蓟县纪，海槽开始关闭，并出现大量中-酸性岩浆侵位，这可以卡拉库鲁木花岗岩体和阿孜巴勒迪尔花岗岩体为代表，同位素Pb-UTh综合年龄值为1519.86～1391.1Ma，加上岩体之上有南华-震旦系花岗质砾岩的不整合覆盖，厘定岩浆活动时代为蓟县纪。即形成了褶皱变质基底和（花岗质）结晶基底两个部分。

在这一地质时期，形成的矿产有花岗岩外接触带长城系碳酸盐岩和片岩中的辉钼矿、铅锌矿、银矿和铜矿等。

中国古大陆的形成~

研究表明,近十几年来各巨型古陆块是由许多大小不同的陆块所构成。古元古代末期和中元古代末期是它们增生拼合最重要的两个时期,中国各陆块早期也经历了与此大体相同的演化趋势,但基底结构区域性差异显著。中国最古老的花岗质表壳岩石见于华北和塔里木地区(任纪舜等,1990;王云山等,1990)。在冀东地区获得距今3850~3550Ma、鞍山附近有距今3804Ma同位素地层年龄数据(刘敦一,1991),在甘肃北部红柳峡有距今3488Ma、塔里木库鲁克塔格有距今3263Ma年龄数据(胡霭琴等,1992),表明华北和塔里木地区在古太古代就已出现规模不等的古陆核。在这些陆核边缘的很多地方已发现大量新太古代火山-沉积岩系,包括各类火山岩、富铝陆源碎屑岩、钙镁质碳酸盐岩和硅铁质岩。陆核间则以蛇绿岩建造为主,花岗岩、混合岩和岩石变质年龄集中在距今2500~3000Ma。华北古陆块主体和塔里木几个较大的陆块经过这一构造-热事件已经形成。古元古代末期(距今1850Ma左右)发生强烈的构造-热活动,华北古陆块最终固结,中元古界长城系成为华北陆块的沉积盖层和陆内、陆缘裂谷沉积的底部岩系(伍家善等,1991)。
在华南地区(包括扬子区和华夏区)陆核形成比华北和塔里木要晚些。该区已发现最早的角闪岩相表壳岩石,多种同位素测定年龄多数在距今3000~2500Ma,个别距今3300~3200Ma。它们主要分布在康滇、鄂西黄陵-神农架、江西东北部障公山和浙江龙泉、福建建宁等地(林金录,1989;马长信,1993;赵宗溥,1993)。在广西本洞、摩天岭,福建德化、尤溪,广东河台等地古生代至中生代花岗岩中继承性锆石,广西四堡、福建清流中新元古界中的碎屑锆石及海南岛抱板群中的暗色包体中都测得有距今3200~2400Ma年龄值。此外,在航磁上延10km平面图上,松潘、川中、云开、增城均有平稳高磁块层,推断为角闪岩相变质岩所引起。以上证据表明,在中新太古代,随着壳幔物质分异,在康滇、松潘、川中、鄂西、湘黔桂边界、云开、增城、海南岛和浙闽等地已出现大小不等的陆核。
古元古代时,上述陆核已初步成熟,沉积了石英质砂岩、富碳铝泥质岩夹碳酸盐岩。古元古代晚期是陆核增生和拼合相连的重要时期。沈渭洲(1993)据浙闽地区变质岩Sm-Nd等时年龄、锆石U-Pb年龄提出2000~1800Ma是该区最重要的地壳形成时期,“华夏古陆”已基本形成。此时上扬子(川中-鄂西)和苏北-南黄海也已形成两个较大的陆块。它们在中元古代沉积了稳定的陆源碎屑岩和镁质碳酸盐岩。在川滇和摩天岭等地则以裂谷火山-沉积岩为主。
经过距今1400Ma左右,特别是距今1000Ma左右的地热变动,华南成为统一的稳定程度低的陆块。这次构造-热事件,在扬子地区有显著的反映,中元古界地层强烈褶皱,普遍出现绿片岩相变质。广西北部、贵州东部梵净山、安徽休宁、南秦岭-大巴山、康滇-龙门山都发生了年龄值在1000Ma左右的花岗岩侵入。中元古代变质岩、花岗岩被新元古界青白口系-震旦系不整合覆盖。在浙闽地区也广泛存在距今1400Ma和距今1100~950Ma花岗岩侵入和热变质作用,并与扬子陆块在浙江绍兴-江山一线拼合。
塔里木和柴达木元古宙演化历程与华南相似,也是在中元古代末期增生为较大陆块。
至此,原先各自以太古宙陆核为中心增生的华北、华南、塔里木等陆块联合成一个大型古陆——原中国古陆,华北陆块与华南陆块的拼接,这已被分布于交接带及其两侧众多花岗岩形成年龄、混合岩化年龄和变质年龄所证实(赵宗溥,1995),也可由发育于华南、华北并由柴达木、塔里木相联系的新元古代3套冰碛岩加以确认(表1.1;图1.1,图1.2)。

图1.1 中国布格重力异常图


图1.2 中国及邻区莫霍面的分布(据吴奇之等,1997)

表1.1 中国大陆形成演化表


塔里木、扬子与华北地块对比。
研究表明,除扬子与塔里木克拉通化的特点和时代具有相似性外,新元古代早期发育的钙碱性富铝花岗岩、南华纪裂解型岩浆活动和同时代冰碛层的发育提供了重要的证据。但华北克拉通中-新元古代主要处于相对宁静的构造状态,地层记录中出现了巨厚的碳酸盐岩沉积,它们与塔里木-扬子克拉通中-新元古代地质历史存在着重要差异,表现在下列几个方面:
(1)克拉通化完成的时间存在明显差异。克拉通化是一个地质块体从相对活动状态转变为相对稳定状态的重要过程,它不仅表现在地壳的厚度增大和地表山脉的形成,而且深部壳、幔物质发生强烈交换。因此克拉通化的时间和特点是一个地质块体地史演化历程中的里程碑。华北克拉通化发生于距今2000~1850Ma之间。而塔里木-扬子克拉通化则是通过晋宁运动或塔里木造山运动完成了从相对活动状态到相对稳定状态的转变,其时间介于距今1000~850Ma,比华北克拉通化结束时间晚了近10亿年。
(2)中元古代末至新元古代早期历史存在明显差异。当塔里木-扬子地块经历这一时期的造山历程时,克拉通边缘出现了指示汇聚和碰撞带的岛弧火山岩带和大量深成侵入岩,克拉通内部则发育弧后盆地及克拉通盆地沉积。因此,在塔里木-扬子克拉通边缘保留了大量新元古代早期构造-热事件的地质记录。而此时的华北克拉通正处于从中元古代广海碳酸盐岩盆地沉积到青白口纪局限盆地的调整过程中。克拉通内部及边缘的青白口系出现碎屑岩+碳酸盐岩组合,没有大量的火山喷发和深成侵入活动,其相对宁静的构造状态与塔里木-扬子克拉通所处的极为活动的构造状态形成明显反差。
(3)南华纪演化特征存在明显差异。塔里木-扬子克拉通在南华纪出现了大规模裂解,这一过程经历了约100Ma,出现了指示地壳裂解和减薄的双峰式火山岩、基性岩墙群、板内花岗岩和辉长岩侵人体、A型花岗岩及裂谷盆地等。然而,华北克拉通及其边缘没有出现上述南华纪裂解事件群,其构造背景与塔里木-扬子克拉通迥然不同。
(4)冰碛层的层位及时代存在差异。塔里木-扬子克拉通南华系中发育典型的冰碛层,以南沱组(扬子克拉通)和特瑞爱肯组(塔里木克拉通)为代表,其层位位于南华系顶部,时代约为距今700Ma,而华北克拉通南缘和西缘发育的罗圈组和正目观组层位位于寒武系之下,属于震旦系顶部,时代在距今600~550Ma之间,与南沱组及特瑞爱肯组不属于同一时代的冰碛层。
(5)地壳厚度变化较大,总体西部厚,东部薄,南厚北薄。
联合国教科文组织研究了中国重力和磁力异常特征,并对青藏高原东北缘进行了岩石圈结构实验研究,对布格重力异常进行了延拓和分离、构造增强和重要界面反演(沉积基底面、莫霍面)。结果表明莫霍面深度由中国东北到西南逐渐变深,鄂尔多斯地块和阿拉善地块的莫霍面平均深度为37~44km,而青藏高原祁连褶皱系、秦岭褶皱系和松潘-甘孜褶皱系的莫霍面平均深度为44~67km。同时对穿过研究区内海原-六盘山地区的两条重要剖面进行重力正反演拟合建模,发现在上地壳底部及中地壳顶部有低密度体存在,与深地震测深低速度体和大地电磁测深低阻体位置相对应,认为与滑脱构造有关。塔里木西南部莫霍面深度为58~60km。磁异常图反映各个时代磁性体分布和强度,特别体现出个地区磁性体与构造体系的密切关系。
(6)根据构造体系特征、地壳厚度、基底及沉积发育特征,将中国划分若干个地块(图1.3)。
(7)地壳厚度急剧变化带。①阿勒泰山地壳厚度急剧变化带;②天山地壳厚度急剧变化带;③北祁连山北缘地壳厚度急剧变化带,在这里分布有北祁连山北缘(或酒泉盆地南缘)新近纪-第四纪陆内前陆盆地;④西昆仑山北缘地壳厚度急剧变化带,在这里分布有西昆仑山北缘(或塔里木盆地西南缘)新近纪-第四纪陆内前陆盆地;⑤东昆仑山北缘地壳厚度急剧变化带,在这里分布有东昆仑山北缘(或柴达木盆地西南缘)新近纪-第四纪陆内前陆盆地;⑥喜马拉雅山南缘地壳厚度急剧变化带,在这里分布有喜马拉雅山南缘新近纪-第四纪印度河、恒河和阿萨姆周缘前陆盆地;⑦四川西部至云南西部地区地壳厚度急剧变化带,沿此带从南至北分布有楚雄和川西晚三叠世弧后前陆盆地;⑧鄂尔多斯盆地西缘地壳厚度变化带,沿此带分布有晚侏罗世陆内前陆盆地;⑨中国台湾西部地壳厚度急剧变化带,沿此带分布有上新世晚期-更新世弧后前陆盆地。
在国外喀尔巴阡、亚平宁、安第斯和扎格罗斯造山带前缘分布的前陆盆地下面也可见到这种地壳厚度急剧变化的现象。

图1.3 中国地块划分示意图

相对于新太古代—古元古代和新元古代，中元古代的构造岩浆活动比较薄弱，形成的地质体数量较少，仅有小范围的裂谷沉积杂岩、稀疏的基性岩墙群和被新元古代构造岩浆活动强烈破坏的中元古代幔源岩浆杂岩。

图4.3 山东陆壳中新元古代构造演化的重大构造热事件

（参照李江海等[34]）
Fig.4.3 Major tectonic-thermo events during the Meso-to Neo-Proterozoic period evolution of the Shandong continental crust（cit.Li et al.[34]）
4.3.1 济宁裂谷
分布于鲁西地块西侧的济宁岩群形成于中元古代初期大陆裂解阶段，是鲁西地块陆内裂谷产物。
4.3.1.1 济宁岩群主要岩性特征
济宁岩群是山东省境内的隐伏地层，仅见于为验证济宁磁异常而施工的钻孔岩心中，埋深＞1000m。原山东省地质局第二地质队、李评、亓润章先后进行过研究[64，65]。2006年，山东物化探勘查院为进一步验证磁异常施工了一深达1804.78m的钻孔，于1221.98m始见济宁岩群，至终孔仍为济宁岩群，总垂直厚度583.80m。济宁岩群主要岩石组合：上部以绢云千枚岩、绿泥绢云千枚岩为主，下部主要为方解绢云千枚岩、方解磁铁石英岩、绿泥磁铁钙质千枚岩和方解绢云凝灰质千枚岩，底部出现变质泥砂岩（图4.4）。原岩为泥岩、钙质砂岩、砂泥质灰岩夹酸性火山岩。济宁岩群的岩石组合和矿物组合特征指示其变质程度为低绿片岩相。

图4.4 济宁岩群钻孔柱状图

Fig.4.4 Drill core lithological column of the Jining Group
4.3.1.2 济宁岩群地球化学特征及形成的大地构造背景
化学成分分析结果（表4.1）表明，济宁岩群岩石普遍含有方解石，因此CO2和烧失量较高。岩石化学成分变化较大，SiO237.25%～73.18%，TiO20.05%～0.76%，Al2O31.33%～19.84%，Fe2O3＋FeO 2.28%～45.55%，MgO 0.6%～5.54%，CaO 0.39%～4.86%，Na2O 0.14%～2.95%，K2O 0.04%～5.20%。其中，富硅、碱，低铁、镁者为变质酸性火山岩；贫硅、铝、钛、碱，富铁者为碳酸盐含量高的泥灰岩成分的变质岩；富铝、钾、钙、镁者为泥质变质岩。
稀土元素球粒陨石标准化型式（图4.5）呈右倾斜线，显示了轻稀土富集、重稀土平坦、无或具轻微铕异常、轻微正钕异常的特点，与澳大利亚后太古沉积岩稀土元素平均值和大陆上地壳稀土元素平均值型式相似。
微量元素组成，富K、Rb、Ba、Ce，贫Sr、Nb、P、Ti、Cr。在相对于洋中脊玄武岩标准化的蛛网图上（图4.5），Sr、Nb、P、Ti、Cr呈显著的“V”形，指示斜长石、磷灰石、钛铁矿等矿物含量少；Rb、Ce呈明显的尖峰，指示绢云母、榍石含量较高。曲线型式具有拉张环境的特点。
济宁岩群岩石化学成分在F1-F2判别图解中，主要投点于活动大陆边缘区和大陆岛弧区；在SiO2-log（K2O/Na2O）图解中，投点于活动大陆边缘和被动大陆边缘区界限两侧（图3.22）。结合济宁群中含较多火山物质及微量元素、稀土元素地球化学特征，综合分析认为，济宁岩群总体形成于活动大陆边缘拉张构造背景。

表4.1 济宁岩群样品的全岩主元素、微量元素和稀土元素化学分析结果　Table4.1 Geochemical analyses of the rocks belong to the Jining Group，including major elements（wt.%），trace elements，and rare earth elements（μg/g）


续表

注：分析测试单位及分析方法同表3.1。

图4.5 济宁岩群岩石的稀土元素球粒陨石标准化型式和微量元素N-MORB 标准化型式

Fig.4.5 Chondrite-normalized REE patterns and N-MORB normalized trace element spider diagram of the Jining Group metamorphic rocks
稀土曲线图中位置靠上的虚线为澳大利亚后太古沉积岩稀土元素平均值（McLennan，1989），位置靠下的虚线是大陆上地壳稀土元素平均值（Taylor and Mclennan，1981），其他为本文样品，对比样品的原始数据转引自Rollinson[66]
4.3.1.3 济宁岩群形成时代
前人获得济宁群中的变质火山岩全岩K-Ar同位素年龄为1709.5Ma，千枚岩Rb-Sr全岩等时线年龄1753Ma；发现有光面球藻、厚缘小球藻及瘤面球藻等超微体古植物化石，并认为可与长城系中的微古植物组合对比。综合考虑同位素年龄和微古植物化石特征，笔者认为济宁岩群的形成时代可暂置于中元古代早期。
4.3.2 鲁西基性岩墙群
由辉绿岩组成，分布于鲁西地块前寒武纪基底区，常集中成群分布，主要为一系列北北东—近南北向展布的基性岩墙。在苍山、杨谢、野店等地分布较集中，岩墙长百余米至5km，宽1～20m，局部宽度可达220m。
王岳军等对基性岩墙的地球化学特征作了较详细研究[67]，样品的SiO2为51.86%～63.83%，MgO为5.62%～6.39%，Al2O3为12.9%～13.9%，FeO＊（全铁）为11.04%～12.18%，K2O为1.36%～2.30%，Na2O＋K2O为3.63%～5.52%，K2O/Na2O为0.5～0.78，TiO2＝2.02%～2.24%，Mg＝0.47～0.51，Cr为（192～244）×10-6，Ni为（84～103）×10-6，属亚碱性玄武岩和玄武安山岩系。它们相对于MORB具有相对低的FeO＊和相对高的Al2O3，而相对于弧后盆地玄武岩则表现为相对高的FeO＊、TiO2和相对低的Al2O3。微量元素、稀土元素和Sr-Nd同位素地球化学特征均表明基性岩墙具弧火山和MORB双重地球化学属性。与日本海弧后盆地玄武岩相似。
元古宙华北克拉通内广泛发育未变质变形的基性岩墙群，对于其形成的构造背景有两种不同的认识。一种观点认为，基性岩脉是Columbia超大陆裂解时地幔柱作用下的同期同构造产物；另一种观点认为，基性岩脉是陆块碰撞后陆内伸展作用的产物[67]。鲁西地区傲徕山岩浆活动带广泛发育的同碰撞花岗岩，证明古元古代发生了强烈的碰撞造山作用，因此笔者同意基性岩墙是弧-陆碰撞后伸展作用的结果。
前人在地质填图过程中，认识到鲁西基性岩墙的重要性，在将其作为填图单位划分出来的同时，对其进行了K-Ar、Rb-Sr和Sm-Nd同位素测年，年龄范围为1906～1149Ma[10，68]，结合地质体之间的接触关系认为基性岩墙形成于中元古代。近年来，部分研究者测得了一些高精度锆石U-Pb年龄数据：侯贵廷等[69]测得莱芜辉绿岩岩墙锆石SHRIMP谐和年龄为1139±25Ma和1157±18Ma，泰山红门辉绿岩墙锆石SHRIMP年龄为1837±18Ma；王岳军等[67]测得蒙阴野店激光ICP-MS锆石U-Pb年龄为1841±17Ma。可见，鲁西基性岩墙群可分为两期，早期岩墙形成于中元古代初，与研究者们普遍认可的华北克拉通1.8Ga基性岩墙群[38，63，70]形成时代一致；晚期岩墙形成于中元古代晚期，与Mekenzie巨型岩墙群的形成时间相近，也与华北克拉通中新元古代第二期伸展事件[63]接近。但两期基性岩墙群的关系、分布规律和野外识别标志目前尚不清楚。
4.3.3 海阳所幔源岩浆杂岩
由蛇纹石化变辉橄岩、变辉石角闪石岩、变辉长岩、闪长岩、石英闪长岩和斜长花岗岩组成，以变辉长岩为主（约占50%），呈大小不等的包体状包于苏鲁造山带新元古代花岗岩中，各种岩性常组合成带状密集区断续分布。
岩石化学成分在FAM图解中（图4.6a），投点于拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩界线附近，由早期侵入体至晚期侵入体显示了由富镁向富铁再向富钠、钾方向演化的特点。

图4.6 海阳所幔源岩浆杂岩的FAM图解（a）和稀土元素球粒陨石标准化型式（b）

Fig.4.6 （a）FAM diagram and（b）Chondrite-normalized REE patterns of the Haiyangsuo Complex
1—斜长花岗岩；2—石英闪长岩；3—闪长岩；4—变辉长岩；5—角闪石岩；6—变辉橄榄岩；
TH—拉斑玄武岩系；CA—钙碱性岩系；原始数据据宋明春等[10]
关于海阳所幔源岩浆杂岩的成因尚有争议，一种观点认为青岛仰口及乳山海阳所一带的超镁铁质岩是蛇绿岩的组成部分[71，72]，认为乳山前岛一带的石英岩是蛇绿岩套中的硅质岩[73]；另一种观点认为是幔源岩浆杂岩[74～76]。
海阳所杂岩各岩体的岩石化学特征及早期岩体较低的稀土总量，较平坦型的稀土配分模式（图4.6b）指示其来源于亏损的地幔源区。后期岩体稀土总量增高，轻、重稀土比值增大的特点，反映了分异结晶作用的存在。小屯斜长花岗岩显著的正铕异常显示了残余岩浆的特点，是典型的幔源花岗岩类[77]。采用Wells的二辉石温度计与Bertrand等的斜方辉石—石榴石压力计，计算出梭罗树辉橄岩的平衡温压值，温度介于784～913℃之间（平均856℃），压力变化介于1.863～1.982GPa之间，相当于52～59km深度[74]。幔源岩浆杂岩的岩石组合与G.蒂申多夫划分的洋内裂谷作用造成的岩浆组合相吻合，其所处的大地构造背景也指示了裂谷存在的可能性。因此，幔源岩浆杂岩可能是上地幔岩浆沿裂谷上侵并分异形成的。
海阳所幔源岩浆杂岩同位素年龄年龄范围是1742～1282Ma[10]，但可信度高的为测自斜长花岗岩的锆石U-Pb年龄（1370.6Ma[77]）和变辉橄岩的Sm-Nd等时线年龄（1282Ma）。

10亿年前的地球是什么样子
答：释放出O2。从中元古代开始，地层中开始出现含铁紫红色石英砂岩及赤铁矿层，这表明当时大气中已经含有相当多的游离氧。大气和水体中氧的增加，为生物的发展和演化提供了物质条件。总体来说，10亿年前的地球表面大致呈现出这样的景象。从南极点望去，可以看到罗迪尼亚大陆分裂后的样子。

塔里木盆地基底特征
答：1.基底的形成与演化过程 塔里木盆地基底的形成和演化大体可划分为太古宙古陆核形成阶段、古—中元古代原始克拉通板块形成阶段和新元古代洋盆闭合、块体拼合、泛古陆形成阶段。因此,塔里木盆地的基底是由太古宙相对稳定的结晶基底和元古宙的褶皱基底构成的双重基底。 (1)太古宙古陆核形成阶段 太古宙变质岩系主要分布在库鲁...

山东省构造演化阶段划分
答：花岗岩由TTG组合演化为GMS组合，基底固结并逐渐克拉通化，至古元古代末形成现在华北克拉通的基本格局；中新元古代为大陆裂解与聚合阶段，中元古代标志性地质事件是代表大陆裂解环境的基性岩墙群，新元古代标志性地质事件是同碰撞花岗岩和山东早期盖层沉积，为非全域的沉积盖层，新元古代中期，中国各陆块可能接近...

构造层与构造演化模式
答：经短暂的澄江运动后形成了中国南方的浅变质基底,华南陆内裂陷有限洋盆逐渐发展演化成为被动大陆边缘;震旦纪-早古生代(Z-O1)伴随全球海平面上升,扬子陆块逐渐演化为克拉通,发育碳酸盐岩台地沉积;而处于扬子大陆东南缘的黔南地区主要表现为典型的被动大陆边缘裂陷盆地性质,从黔南到桂中坳陷水体逐渐加深。中志留世末期的...

中元古代生物进化
答：中元古代生物进化历程可追溯至约1.2亿年前，历时约570百万年，涵盖了藻类繁盛的元古宙时期。这个时期的生物发展主要分为三个阶段：狭带纪、拉伸纪和成冰纪。在狭带纪，约1.2亿至1亿年前，蓝藻和褐藻蓬勃发展，大型的宏观藻类开始出现，为海洋生态系统注入了生机。这个时期的海洋生物多样性逐渐丰富。进...

亚洲大陆的早期增生
答：始于新元古代中期的超大陆裂解为新的洋-陆转换和亚洲大陆的诞生创造了条件。在罗迪尼亚超大陆形过成程中,亚洲的主要陆台有各自独立的演化历史,而只有超大陆裂解并经历了显生宙地质演化以后,组成亚洲大陆的几个主要陆台在经历了几期重大演变以后,于新生代亚洲大陆才最终形成,所以就一个大陆最终完成统一而言,亚洲是一个...

区域地质演化简史
答：其中五次重要的地质事件指阜平运动、吕梁运动、印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动; 两个重大的转折时期是吕梁期和印支期; 三个大地构造发展阶段分别为地台结晶基底陆核形成阶段 ( 太古宙—古元古代) 、准地台盖层形成阶段 ( 中元古代—中生代中三叠世) 和滨太平洋大陆边缘活动带发展阶段 ( 晚三叠世晚期...

中国及邻区大陆形成过程与大规模成矿
答：陆松年等(2002)根据华北古大陆从2.0Ga至1.4Ga期间地质历史演化特点,包括约1.9Ga的造山运动、约1.7Ga发生的非造山裂解事件群、1.8~1.4Ga时期生物群的特点与北美、西伯利亚、波罗的和印度具有相似性,提出华北古大陆可能是古元古-中元古代哥伦比亚超大陆中的组成部分(陆松年等,2002)。新元古代早期,扬子陆块周缘地段发育...

古元古代泛大陆增生与裂解阶段
答：其中长阿吾子沟蛇绿岩中基性火山岩Sm-Nd同位素等时线年龄为1570Ma（王宝瑜等，1994）。由此，蓟县纪早期出现火山岩型被动大陆边缘和洋盆构造格局，表明当时古元古代泛大陆在那拉提山南缘在古元古界兴地塔格岩群基底上发生裂解，形成中元古代南天山洋（王作勋等，1990；高俊等，1995）。

大地构造演化及成矿动力学环境
答：综合总结前人研究成果,西秦岭地区整个造山过程的地壳发展、构造演化经历了如下几个重要的发展阶段: 太古宙—古元古代为大陆地壳演化早期的基底形成期(冯益民等,2002); 太古宙—古元古代,西秦岭地区有统一原始陆核的存在(霍福臣等,1996); 中元古代,秦岭统一原始陆核裂开,形成了华北、扬子两个古大陆; 中元古代长城纪...