前寒武纪超大陆旋回及在中国的响应

关键地质事件~

“地质事件是地史演化过程中，不同于正常历史发展的突发性，或灾变性，或具有特殊意义的地质记录”，而地质事件群则是“成因上有联系、空间上相匹配、时间上有先后的一组地质事件，它比一个单独事件更能深刻地反映地质历史演化过程和特点”（陆松年等，2002）。在一组事件群中，通常有一个或少数几个地质事件能够折射这一组事件群的本质和特点，它们被称为“关键地质事件（key event）”。当前全球前寒武纪地质研究工作呈现两大重要趋势，一是前寒武纪地质学与全球构造研究的结合，二是与地球系统科学的结合。前者表现为前寒武纪超大陆和超大陆旋回的研究，继罗迪尼亚超大陆以后，目前又开展了哥伦比亚超大陆的研究；而后者则体现在国际前寒武纪地质年表的重新修订。无论是全球构造的研究，或者是地球系统科学的研究，“关键地质事件”的界定、性质、特点及时代均成为当代前寒武纪地质研究工作中的基础和重点。2004年国际地层委员会提出的前寒武纪年表参考方案中，关键地质事件成为划分“宙”和“代”的最重要标志，其中包括指示大气圈氧富集的澳大利亚哈默斯利大铁矿中第一层含赤铁矿层和红层的出现；指示地壳稳定化程度的巨型放射状岩墙群；超大陆破裂过程中形成的大火成岩省以及动物生命的首次爆发等。
中央造山带内保留7次重大地质事件群的地质记录，它们分别是新太古代大陆增生事件、古元古代早期裂解事件群（2500～2300Ma）、2000～1900Ma的变质和深熔作用、约1800Ma的裂解事件群、1000～900Ma与造山作用有关的事件群、820～740Ma指示大陆裂解的事件群及早古生代与造山作用有关的事件群等。在这7 次事件群中，高压—超高压及麻粒岩相变质作用、淡色脉体（leucosome）指示的深熔作用、岛弧火山岩及蛇绿岩残片等被作为指示造山作用关键事件的地质记录，而基性岩墙群、A型花岗岩、双峰式火山岩等则被视为指示大陆裂解关键性地质事件的标志。

中国东北部陆缘虽是由多个不同性质的地体和构造带组成，成矿地质背景复杂。但从目前的研究来看，地体和构造带/深断裂的形成和演化对区域成矿有明显的时空制约性。因此，地质事件序列的建立对我们研究区域成矿规律具有重要意义。
区域构造演化经历了太古宙成核、元古宙裂谷（局部成核）、古生代“古亚洲洋”形成与封闭（局部成核）、中生代洋-陆俯冲和新生代裂谷作用5个重要阶段和过程。在区域上，本区太古宙陆块实质是华北古陆的东缘部分，而辽南太古宙陆块可能是独立古陆；佳木斯-麻山陆块可能是相邻西伯利亚与华北古陆之间的独立古陆，外围的中浅变质岩系为边缘古陆；呼兰群的变质压力相对高，时间和空间上的特征可能反映华北板块与西伯利亚板块对接——“古亚洲洋”的封闭有关，但不排除之间的微陆块的拼贴作用，中生代构造是古太平洋板块的斜向俯冲作用的结果。区域金、有色金属的成矿就是在这样复杂，而又具有特定构造环境下产生的。现结合超大陆旋回与板块构造理论假说、“威尔逊旋回”与“开合”观，将研究区金、有色金属矿床的区域成矿模式及相对应的找矿模型简述如下。
一、太古宙块状硫化物矿床区域成矿模式和找矿模型
太古宙地壳演化至太古宙末超大陆的出现。根据对太古宙表壳岩、TTG岩系地质和地球化学特征及成因研究，本区可追溯的主要构造事件迁西构造运动，这期运动导致鞍山-辽北-龙岗陆核雏形（如白山、板石沟、辽南等地）并于中太古代陆核基本形成，而阜平（鞍山）构造运动发生在新太古代初期，主要以伸展作用为主，形成了新太古沉积盆地及绿岩带堆积。
根据矿床地质、地球化学的研究，红透山块状硫化物的含矿建造为古太古界的通什组中低级角闪岩相（545～640℃，0.4～0.59 GPa）变质表壳岩系（斜长角闪岩Sm-Nd：2844±48Ma，斜长角闪岩与变粒岩的Rb-Sr等时线：2624±48Ma；变粒岩锆石U-Pb：2505±15Ma）和TTG岩系（花岗闪长岩-英云闪长岩锆石U-Pb：2519±15Ma，英云闪长岩锆石U-Pb：2511±1～2520±16Ma，英云闪长岩黑云母40Ar/39Ar：2578±6Ma）基本一致（李俊建等，1996），变质表壳岩的原岩为玄武岩-玄武质凝灰岩（1%±）之上的碱钙质（10%～15%）中酸性（60%～65%）火山岩系，局部夹杂有一些黏土质沉积岩（27%±），整体为一套具有绿岩性质的原岩组合；与北美Noranda地区的块状硫化物矿床一致，均主要赋存在流纹岩中及安山岩（下）和流纹岩（上）之间；容矿岩石是酸性火山岩类。李俊建等（1996）研究认为火山作用的形成环境类似于现代岛弧的大陆边缘活动带，而张秋生（1984）的研究显示这套岩系较为富钠。考虑到太古宙地壳厚度较薄等因素，火山作用环境更可能是海底火山喷发的地幔热柱或热点构造系统（与显生宙相比小得多）。矿体呈螺旋柱状，矿体的变质变形与表壳岩一致；含矿岩相是变粒岩，原岩为流纹质火山岩，位于中-酸性火山岩系的安山凝灰岩-安山岩之上，可能反映早期成矿发生在古火山作用晚期的火山溢流相和颈相，初步确定这类块状硫化物矿床的形成至少经过了太古代的火山喷溢作用、变质变形作用，成矿模式参见图3-4。

图3-4 太古宙块状硫化物矿床形成成矿动力学模式图

而其后的变质及变形作用，并且发生了塑性流动，使矿体在褶皱的转折端和两期褶皱的核部矿体相对增厚，并受到右旋顺层剪切的作用，矿体发生层间错动，在局部拉张空间富集。
基于成矿地质背景、典型矿床的地质、地球化学和地球物理、化探等方面的特征，建立的区域综合找矿模式（表3-4），即：成矿时代太古宙、元古宙克拉通裂谷槽盆中海底火山喷发-沉积环境、褶皱构造、Au-Ag-Hg-Cu-Pb-Zn-Mo元素组合异常和升高的正磁场，不规则相对重力高梯度带构成了区域找矿标志与找矿模型。

表3-4 太古代块状硫化物铜锌矿床区域找矿模型

二、元古宙沉积铅锌银金铜钴矿床区域成矿模式和找矿模型
元古宙经历了五台、吕梁、晋宁、张广才、兴凯5个构造阶段。五台、吕梁构造运动先后在辽吉南部裂谷区形成了老岭群/辽河群的中下部初期裂谷或拗拉槽环境的陆相堆积物为主的海相沉积、收缩后再次拉张环境下的集安群/兴东群及辽河群上部的海相中酸性火山沉积，在吉林东部太古宙陆核内部及边部形成了海相BIF的碎屑岩-碳酸盐岩-火山岩建造，并发生了高绿片岩相-角闪岩相变质作用、原地-半原地花岗岩。目前还不十分清楚晋宁构造运动对本区的影响，从全球来讲这次构造是中元古代末期的一次十分重要的开合事件，在辽吉地区对格林尔运动全球Rodinia超大陆形成的积极响应可能包括夹皮沟断裂带的片麻岩、鸡西石场屯混合花岗岩、兴凯地块西缘同期花岗岩全岩Rb-Sr等时线年龄为984Ma等，而黑龙江中元古代时主要表现佳木斯地块裂解（依兰、萝北、牡丹江、虎林一带），形成火山硅质-陆源碎屑岩-碳酸盐岩建造及蛇纹岩岩块、原地-半原地花岗岩侵入；张广才岭构造运动主要表现在现今的吉黑中部地区，以中酸性火山-沉积作用及片麻状混染花岗岩、超基性岩和基性岩；兴凯构造运动（Rodinia超大陆）表现陆缘海（洋）盆形成到前寒武纪末—早寒武世初新的超级大陆出现。
根据对这一时期有色贵金属矿床的地质、地球化学及年代学的研究表明，区内铅锌银矿床、金矿床及铜钴矿床的容矿围岩是古元古代辽河群的海相碳酸盐、碎屑岩为主的岩石组合，形成环境为地壳下降环境及地壳下降转化抬升浅海-滨海形成的海湾-湖环境，伴有海底火山堆积，且大多数矿床内可识别出斜层理、胶体球粒等沉积-同沉积组构。因此，可以断定成矿动力学系统是元古宙凹陷海相沉积形成。其中，浅海盆地处的热水喷流作用及成岩作用形成富含Pb，Zn，Ag，Au等物质的初始矿体；而盆地内深水凹陷带内生物化学作用及成岩作用形成富含Co，Cu，Ni及有机质的初始矿体（图3-5）。

图3-5 元古宙喷流沉积铅锌银金铜钴矿床区域成矿动力学模式图

区域变质作用产生的变质热液改造之前形成的矿体，使其品位发生变化。构造变形作用使矿体随地层褶皱而褶皱，该过程中矿体物质组分有所迁移或重新分配，矿体出现重新定位。而印支期—燕山期岩浆活动提供了金属成矿物质活化、迁移所需的热量，同时岩浆上侵带来的岩浆水与地下水混合，这种流体不断从地层中淋滤、溶解金属矿物，成为含矿热水溶液，促使成矿金属元素活化、迁移、聚集而再一次成矿。
基于成矿地质背景、典型矿床的地质、地球化学和地球物理、化探等方面的特征，建立的区域综合找矿模式（表3-5，表3-6），即：成矿时代元古代、元古代凹陷海相沉积环境、褶皱构造、Au-Ag-Cu-Pb-Zn-Co-Sb-As元素组合异常、重力高异常带或重力高异常边缘及强跃变磁场特征构成了区域找矿标志与找矿模型。

表3-5 元古宙喷流沉积铅锌银金矿床区域找矿模型


表3-6 元古宙有机质沉积铜钴矿床区域找矿模型

三、古生代沉积与叠加热液矿床成矿模式及找矿模型
早寒武世在全区形成稳定陆缘陆表海碎屑岩-碳酸盐岩沉积，中晚寒武世全区普遍缺失中-上寒武统。而在额尔古纳地块、兴安地块、松嫩和佳木斯地块普遍发育460～517Ma的碰撞后碰撞花岗岩类，而黑龙江省前寒武纪具孔兹岩系特点的变质基底存在500Ma左右的变质作用。因此，从沉积作用、构造岩浆作用、变质作用可以推断早古生代的构造事件具有广泛性，可能正是泛非期造山作用。而后古亚洲洋—直向南后退消减，具体表现为：石炭纪（300～330Ma），松嫩地块和额尔古纳-兴安地块沿嫩江-黑河断裂带拼合；晚石炭世—早二叠世（280～310Ma），佳木斯地块沿牡丹江断裂带与松嫩-额尔古纳-兴安地块拼合。晚古生代末—早中生代早期（240～260Ma），额尔古纳-兴安-松嫩-佳木斯地块与华北板块碰撞拼合，古亚洲洋沿西拉木伦河—延吉一线拼合及闭合。
根据对这一时期有色贵金属矿床地质、地球化学及年代学的研究表明，区内部分金矿床、铁矿床及铜矿床（如：东风山铁金矿床、红太平铜矿床）主要赋存在早中寒武世—早志留世的形成海相火山-碎屑碳酸盐沉积环境中及二叠世火山-陆屑碳酸盐沉积环境中。因此，可以断定该列矿床成矿动力学系统是海相火山岩-陆屑碎屑碳酸盐岩沉积环境。其中，东风山、东风林场铁金矿床海底火山喷气-化学沉积作用成矿；而红太平铜矿床等为海底火山喷流沉积系统中的块状硫化物矿床（图3-6）。

图3-6 古生代古亚洲洋演化、火山-沉积成矿动力学模式图

此外，区内还发育大量与二叠世岩浆活动有关的金铜矿及铅锌矿（如：老柞山金矿、桓仁铅锌矿）。考虑到该次岩浆活动主要与古亚洲洋俯冲及陆陆碰撞作用密切相关，因此，可以断定该列矿床成矿动力学系统是洋壳俯冲或陆陆碰撞环境。再结合上述矿床内的岩浆岩地球化学属性，认为其形成动力学机制为古亚洲洋俯冲板片携带流体、熔体交代作用而形成的富集地幔的部分熔融形成岩浆，经部分熔融作用形成花岗杂岩上侵与围岩发生矽卡岩化而形成老柞山中矿带、东矿带矽卡岩型金矿床及桓仁矽卡岩型铅锌矿（图3-6）。而老柞山金矿西矿带矿化发生在白垩世，其形成与太平洋板块向欧亚大陆俯冲诱发的岩浆活动密切相关。
基于成矿地质背景、典型矿床的地质、地球化学和地球物理、化探等方面的特征，建立的区域综合找矿模式（表3-7）。

表3-7 古生代沉积与叠加热液矿床综合找矿模型

四、中生代深断裂幔源岩浆铜镍硫化物矿床成矿模式与找矿模型
与成矿作用有关的构造运动是印支期晚期联合古陆的裂解事件。系指对全球性的Pangaea联合古陆裂解响应的幔隆与超壳断裂构造，即全球的表现是大型带状幔隆与超壳断裂产生，在中国东部的具体表现是郯庐幔隆带与超壳断裂作用，涉及本区的是伊-舒、敦密幔隆-断裂带。代表性的矿床主要是产于基性-超基性岩体中的红旗岭铜镍矿床、赤柏松铜镍-PGE 矿床、茶尖岭铜镍矿床、长仁铜镍矿床、漂河川铜镍矿床等。它们都是超壳深断裂的产物，如辉发河-古洞河断裂带控制了红旗岭-漂河川铜镍矿带及长仁-獐项铜镍矿带，而本溪-通化断裂带控制了赤柏松铜镍矿田等。但根据对上述铜镍硫化物矿床、铜镍-PGE硫化物矿床的地质、地球化学及年代学的研究表明，产于上述两个断裂带内的矿床具有不同的成矿动力学背景。具体如下：
红旗岭、茶尖岭、漂河川等矿床产在兴蒙造山带东段，其形成与华北克拉通和佳木斯地块的碰撞拼合密切相关。陆陆碰撞作用直接导致东北地区岩石圈的垂向加厚，随后由于重力不稳定发生下地壳和岩石圈地幔的拆沉，从而导致岩石圈的拉张减薄和软流圈上涌，使上覆的先存亏损岩石圈地幔发生减压部分熔融，原始岩浆上升侵位过程中经历了橄榄石和斜方辉石等矿物的分离结晶作用，但上升过程中没有受到明显地壳物质的混染（图3-7）。

图3-7 中生代深断裂幔源岩浆成矿模式图

而赤柏松等矿床产在华北地台北缘东端，形成于古太平洋板块向古亚洲大陆俯冲的大陆边缘北东向深断裂体系内，成矿作用发生在中生代早白垩世或侏罗纪。区域地质研究表明，该区进入中生代或从三叠纪末开始一直持续到侏罗纪，区域上发生大规模的磨拉石建造；中侏罗世造山后岩浆大规模侵位，以黄泥岭花岗岩为代表，预示燕山期早期的造山作用趋于结束；晚侏罗世该区逐渐转化为大陆边缘弧后地壳伸展环境，先后发生大规模岩浆深成作用与火山喷发作用。Sr，Nd同位素（显示含矿岩相E-MORB型地幔源的特征，具有玄武岩浆与下地壳物质强烈混染作用后的岩浆属性。可认为初始玄武质岩浆来自E-MORB型地幔部分熔融产生，初始玄武质岩浆底侵下地壳，并与太古宙下地壳物质发生强烈的混合作用是导致形成赤柏松矿床的关键所在（图3-7）。
基于成矿地质背景、典型矿床的地质、地球化学和地球物理、化探等方面的特征，建立的区域综合找矿模式详见表3-8。即：成矿时代中生代、古太平洋板块向古亚洲大陆俯冲的大陆边缘北东向深断裂环境、断裂构造、Cu-Ni-Co-Zn-Pb-S元素组合异常和重力高异常带，负磁场区上的强度较弱的局部相对高异常的边部构成了区域找矿标志与找矿模式。

表3-8 中生代深断裂幔源岩浆铜镍硫化物矿床综合找矿模型

五、侏罗纪斑岩-接触交代热液钼铅锌矿床区域成矿模式与找矿模型
进入燕山期，研究区进入滨太平洋大陆边缘构造-岩浆热动力过程，即古太平洋板块向中国东部欧亚板块下俯冲作用过程的脱水、去气及大离子元素及由此产生的壳幔物质循环过程。其中侏罗纪发育大量斑岩型、矽卡岩型铜钼矿和矽卡岩型铜铅锌矿等，主要分布在中国东北部陆缘兴蒙造山带东段大规模构造岩浆活动区。
区内侏罗纪的岩浆活动与太平洋板块俯冲作用密切相关，是活动大陆边缘的产物。而上述矿床都与该次岩浆活动所产生的花岗杂岩密切相关。根据上述斑岩型、矽卡岩型矿床的地质、地球化学及年代学的研究表明，其产生与该次岩浆活动密切相关。因此，可以断定该矿床成矿动力学系统是大洋板块俯冲的大陆边缘环境。但不同矿床具有不同的物源演化过程，即：幔源玄武质岩浆底侵引发下地壳熔融产生岩浆并与之混合形成岩浆房，混合岩浆房分异结晶作用形成花岗杂岩及相伴生的矿床，如大黑山钼矿床、刘升店钼矿床；幔源玄武质岩浆底侵引发下地壳熔融形成岩浆房，岩浆房分异结晶作用形成花岗杂岩及相伴生的矿床，如：天宝山铜铅锌钼矿床、新华龙钼矿床（图3-8）。

图3-8 侏罗纪浅成热液-接触交代热液成矿模式图

基于成矿地质背景、典型矿床的地质、地球化学和地球物理、化探等方面的特征，建立的区域综合找矿模式详见表3-9。
六、侏罗纪—白垩纪深成中温热液金矿床区域成矿模式与找矿模型
主要是指五龙、四道沟、海沟、夹皮沟金矿带等一系列热液金矿床成矿体系。经成矿时代测定，上述矿床形成时代都集中在130～170Ma之间，即侏罗纪—白垩纪。该时间段内的成岩成矿地球动力学背景与东侧太平洋板块俯冲有关，即大洋板块的俯冲作用导致岩石圈加厚，进而发生岩石圈拆沉，导致了中国东部中生代大规模伸展构造、岩浆活动和成矿作用的广泛发育。

表3-9 侏罗纪斑岩-接触交代热液钼铅锌矿床综合找矿模型

从成矿动力学角度分析，早期形成与俯冲洋壳（伊泽奈奇）脱水作用有关的地壳部分熔融的壳源物质为主的花岗岩，在脱水与CO2阶段岩石圈地幔富集，并发生大规模的部分熔融作用，形成玄武质岩浆；玄武质岩浆上侵过程一方面表现底侵作用，另一方面表现内侵作用；底侵作用加热地壳，
可能是形成大规模的含矿流体的关键，内侵作用主要表现为壳幔混合型花岗杂岩，这一过程过程亦可提供热，形成含矿流体，含矿流体形成主要发生在地壳去硅部分。就本区的典型矿床而言，夹皮沟金矿成矿可能属于前者，而五龙、海沟金矿成矿可能属于后者（图3-9）。

图3-9 侏罗纪-白垩纪深成中温热液成矿学动力学模式图

基于成矿地质背景、典型矿床的地质、地球化学和地球物理、化探等方面的特征，建立的区域综合找矿模式详见表3-10。即：成矿时代侏罗纪—白垩纪、太平洋板块俯冲的活动大陆边缘环境、断裂构造、Au-Cu-Pb-Zn-Ag-Hg-（As）元素组合异常和重力高异常与重力低异常间的弧带状梯级带，负磁异常带构成了区域找矿标志与找矿模式。

表3-10 侏罗纪-白垩纪深成中温热液金矿床综合找矿模型表


续表

七、白垩纪斑岩-浅成热液铜金矿床区域成矿模式与找矿模型
中国东部陆缘是重要浅成热液金铜矿富集区，主要集中于延边地区位于吉林省的东部。该区广泛发育有浅成热液低硫化型金矿床（如刺猬沟、五凤、五星山等）和浅成中低温热液高硫化型铜金矿床（如九三沟、杜荒岭等）及类斑岩型或富金类斑岩型铜矿床（如农坪、小西南岔等）。另外，小兴安岭北麓、中亚造山带东北段还广泛发育有浅成热液低硫化型金矿床（如团结沟、东安、三道湾子等）。此外，在太平岭隆起带还发育有高硫化型与斑岩型共生的金厂金铜矿床。
经大量测试确定，上述矿床形成时代都集中在105～110Ma之间，即白垩纪晚期。该时间段内，研究区已完全进入太平洋构造域，受太平洋板块俯冲影响，发生大规模火山-岩浆喷发和侵入活动，区内内生金属成矿作用达到新的高潮期。因此，成岩成矿地球动力学背景与东侧太平洋板块（伊泽奈奇、库拉板块）俯冲有关。即太平洋板块向欧亚大陆俯冲，俯冲大洋板片提供流体交代形成富集次生岩石圈地幔经部分熔融产生类埃达克岩浆，与下地壳重熔岩浆混合形成岩浆房，经分离结晶作用形成花岗杂岩及相应的矿床；或是俯冲大洋板片提供流体交代作用形成的富集地幔，经部分熔融作用形成岩浆，使下地壳重熔形成钾质钙碱性酸性岩浆房，经分离结晶作用形成花岗杂岩、火山岩及相伴生的矿床。就本区的典型矿床而言，小西南岔、金厂、团结沟等矿床成矿可能属于前者，而五凤、五星山及闹枝矿床成矿可能属于后者（图3-10）。
基于成矿地质背景、典型矿床的地质、地球化学和地球物理、化探等方面的特征，建立的区域综合找矿模式详见表3-11。即：成矿时代白垩纪、太平洋板块俯冲的活动大陆边缘环境、断裂构造、Au-Cu-Ag-Hg-Pb-Sb元素组合异常和重力负场区波浪起伏状梯度带，磁负异常边缘构成了区域找矿标志与找矿模式。

图3-10 白垩纪斑岩-浅成热液成矿动力学模式图


表3-11 白垩纪斑岩-浅成热液铜金矿床综合找矿模型


续表

地球的形成年龄是46.5亿年。目前世界上报导的最老岩石年龄是加拿大北部Slave地区的长英质片麻岩，颗粒锆石的U-Pb年龄近4000Ma，钕模式年龄基本一致(Bowing et al.，1989)。最古老的矿物年龄是D.O.Frode et al.(1983)在西澳Jick Hills变沉积岩中发现的碎屑锆石，用离子探针分析得出的年龄是4276±6Ma。但目前报道的大多数古老岩石年龄，包括我国的鞍山和冀东，都集中在3.8Ga左右。这表现地球形成后的300Ma，已有陆壳产生，或至少在3.8Ga开始，地球已有一定规模的陆壳。只是由于以后多次、多期的变质、变形、岩浆活动和地外物质的撞击等影响，使早期陆壳变得支离破碎或循环进入地幔，从而难以恢复其本来面目和规模。

超大陆和超大陆旋回研究比较详细的是显生宙的泛大陆(Pangea)，其旋回时期从0.54～0.25Ga。近些年来对罗迪尼亚超大陆和冈瓦纳超大陆的研究也得到较多的关注，同时也有不少学者对对更古老的超大陆古-中元古代和太古宙时期的超大陆提出一些论述。综合有关资料，大致可以归纳为全球有5～6次超大陆旋回和超大陆：2.8～2.5Ga新太古代超大陆旋回；2.5～1.8Ga(或到1.5Ga)古元古代超大陆旋回(或哥伦比亚超大陆)；1.8～1.0Ga(或1.3Ga)中元古代超大陆旋回和罗迪尼亚超大陆；1.00～0.54Ga(可能延伸到古生代初)新元古代超大陆旋回和冈瓦纳超大陆；0.54～0.25Ga古生代超大陆旋回和Pangea泛大陆；0.25Ga至2.5亿年后为中新生代超大陆旋回和新超大陆(或称终极超大陆)，其中前寒武纪至少有4次超大陆旋回。

1.2.8～2.5Ga新太古代超大陆旋回和Kenorland等陆块群

对世界古老陆块的研究，如加拿大地盾的苏必利尔区和斯拉夫区、波罗的海地盾区科拉地块、西澳伊尔岗地块、西伯利亚克拉通区的阿纳巴尔台盾，我国的冀东、鞍山-本溪和阜平等地在27～28(或29)亿年都有经克拉通化后的古老陆块，有可能存在由一个克拉通或几个克拉通联合的中太古代古大陆块。在2.78～2.59Ga，在该时期的地质在不同陆块之间或单个陆块的边缘岛孤增生、碰撞，在新太古代末期形成大面积的克拉通陆块，并可能出现两个陆块群(Kenorland和Southern Supercontinent)(Aspler et al.，1998；Heaman，1997)。大致从2.7Ga始，首先表现为岛弧岩浆作用的绿岩带，广泛海底火山活动和大陆内部盆地的玄武岩，随后广泛发育钙碱性的玄武岩-安山岩-长英质火山岩和地幔柱活动有关的科马提岩，形成丰富的VHMS型块状铜锌矿床和与科马提岩有关的Ni矿床。接着构造增生作用、区域变质作用和TTG质花岗岩的大规模侵入，陆陆碰撞及大型韧性剪切带形成，以及大规模的绿岩带型金矿床的形成。在此期间，在中国古大陆，特别在华北古陆块北缘，广泛发育2800～2700Ma和2600～2500Ma两期绿岩带及与之有关的齐大山、东西鞍山的阿尔戈马型条带状铁建造超大型铁矿床、红透山大型块状铜锌硫化物矿床和大荒沟黄铁矿床等，在新太古代晚期，随着陆-陆、或弧-陆碰撞，TTG岩系和花岗岩的大规模侵位，大型韧性剪切构造带的发生，形成一批与碰撞造山带有关的金厂峪、夹皮沟等特大型-大型绿岩带型金矿床。与此同时，先期存在的几个古陆核被新太古代花岗岩-绿岩带焊接、汇聚而形成华北古大陆。在新太古代末期塔里木古陆块、扬子古陆块和华北古陆块汇聚形成初始古大陆，有可能成为Kenorland陆块群的一部分。

2.2.5～1.8Ga(或到1.5Ga)古元古代超大陆旋回和古元古代超大陆(或哥伦比亚超大陆)

太古宙末超大陆形成后，在2.5～2.4Ga广泛发育了裂陷作用，在2.2～2.0Ga发生了超大陆的裂解和离散，随后裂解的大陆碎块又汇聚，形成许多古-中元古代的造山带，在1.5Ga左右由三个规模较小的陆块群组成古-中元古代哥伦比亚超大陆。哥伦比亚超大陆包括Ur、Nena和Atlantica(大西洋)三大陆块群。Ur陆块群包括印度的大部分、南非的卡拉哈里、西澳的皮尔巴拉、东南极的沿岸区和南极冰帽覆盖的部分地区。这些陆块群约在3.0Ga时已汇聚，在1.5Ga前，印度的其他地区、南非的津巴布韦和东澳又汇聚到先存的Ur陆块群中。第二个Nena陆块群是在2.5Ga时，由北美、西伯利亚和格陵兰组成的北极大陆，加上在2.0Ga时由于波罗的陆块和北美大陆边缘的生长所组成的陆块群。第三个Atlantica(大西洋)陆块群，它是在约2.0Ga时，由南美和西非所组成。上述三个大的陆块群，在1.9～1.5Ga期间，通过造山带使它们逐步靠拢，形成联而不合的哥伦比亚超大陆。中国古大陆在此期间可能是Nena陆块群的一部分。在古元古代初期，在太古宙末形成的统一华北古大陆开始出现裂陷作用，大致从2.45Ga，在山西和河北西部的五台山-太行山-吕梁山区分别残留有古元古代滹沱群、甘陶河群、吕梁群、黑茶山群-野鸡山群-岚河群，形成克拉通盆地，沉积了一套原岩为碎屑岩、泥质岩、碳酸盐岩和少量大陆拉斑玄武岩。在华北陆块北缘中段，分布着具有活动大陆边缘红旗营子群变质火山-沉积岩系。在2.3～2.2Ga期间，在华北古大陆内部，发育着辽吉古元古代裂谷(2.2～1.7Ga)和中条古元古代裂谷(2.30～1.85Ga)。从1.85～1.70Ga的吕梁运动，由裂解所形成的各碎块，再次拼接成统一的华北古大陆。与此同时，华北、塔里木、华南等古大陆相连，组成一个统一的中国古大陆，有可能与西伯利亚古大陆相连。古元古代超大陆旋回是中国大陆一次十分重要的成矿时间，以矿种多、成矿规模大、矿床类型复杂而著名。在此期间形成袁家村超大型条带状铁建造铁矿床、翁泉沟超大型硼铁矿床、海城超大型菱镁矿床、范家堡子特大型滑石矿床、柳毛超大型石墨矿床、蔡家营特大型铅锌块状硫化物矿床、铜矿峪超大型铜矿床、大红山特大型铁铜矿床、猫岭和排山楼大型金矿床等。

3.1.8～1.0Ga(或1.3Ga)中元古代超大陆旋回和罗迪尼亚(Rodinia)超大陆

在古元古代末和中元古代始，全球出现与伸展构造体制有关的重大地质事件，初始裂解表现为大规模非造山的岩浆活动：广泛发育环斑花岗岩、斜长岩、过铝质花岗岩、基性超基性层状侵入体、溢流玄武岩和基性岩墙群等。全球性的环斑花岗岩出现的高峰期为1.65～1.10Ga指示大陆构造演化过程中的超大陆体制。全球性的基性岩墙群主要形成在1.8～0.6Ga之间，并在1.3～1.1Ga达到高峰，这也说明古元古代末和中元古代初形成超大陆的裂解。在1.50～1.27Ga发育非造山岩浆活动，如流纹岩、过铝质花岗岩和斜长岩标志超大陆的裂解。在中元古代晚期(1.3～1.0Ga)，在全球范围内发生了大规模的碰撞造山运动，以北美地区的长约4000km的格林威尔造山带为代表。格林威尔造山运动是重建罗迪尼亚超大陆的重要地质依据。以格林威尔造山带及同期造山带分布为标志的罗迪尼亚超大陆汇聚造山发生在1.3～1.0Ga，表现为早期弧-陆碰撞和晚期陆-陆碰撞。Hoffman(1991)、Z.X.Li等(1995)、Condie(2001)先后提出了罗迪尼亚超大陆的重建模式。在Condie(2001)罗迪尼亚超大陆的重建模式图中(图3-1)，华南陆块、西藏陆块位于东冈瓦纳的东部和北部，华北陆块位于西伯利亚陆块北部且不连，而塔里木陆块在重建模式图中没有交代。中元古代初，在华北古大陆，特别在北缘中西段出现明显的第一次伸展事件，其表现为在河北怀安、井陉，山西恒山、昔阳、原平等地发育大规模变质基性岩墙群，其形成时代在1.8～1.7Ga；河北大庙1.7Ga左右的斜长岩；密云沙厂1.68Ga的环斑花岗岩；蓟县大红峪组1.68Ga的富钾粗面安山岩；同时出现巨大的白云鄂博-狼山裂谷系，白云鄂博火山岩的同位素年龄为1728±2Ma。在南缘豫陕晋三省交界处，在中元古代初形成三叉裂谷系，也称熊耳-汉高坳拉槽。在裂谷内分布以玄武安山玢岩等熔岩为主，火山碎屑岩次之的一套古火山岩系，熊耳群的地质年龄大致从1850～1650Ma。这期非造山岩浆活动是继基性岩墙群侵位后，幔源岩浆继续上涌，是很明显的伸展事件，有可能是一次全球性超大陆裂解事件，与古地幔柱构造有关。从中元古代始，古元古代形成的华南古大陆再次裂解，分别形成扬子古大陆和华夏古大陆，两古大陆间为古华南洋，其北为古秦岭洋。塔里木古大陆北侧库鲁克塔克地区发育了长城系的石英岩、云母石英片岩和大理岩组成的沉积旋回，在底部局部地区还保留数十米变质砾岩层，反映该区是裂解后的破动大陆边缘盆地。在中元古代末至新元古代早期在中国古大陆中反映汇聚碰撞的地质特征有：在约1.0Ga左右，华夏和扬子古大陆由于四堡运动而拼合，古华南洋消减萎缩，形成初始的华南古大陆。在晋宁期，随着古华南洋的继续消减和俯冲，沿江绍断裂带发育与碰撞拼贴有关的闪长质和角闪质岩的侵入，两古大陆以陆-弧-陆形式为主的碰撞汇聚；在东秦岭松树沟一带已发现中-新元古代的蛇绿岩残片，Sm-Nd等时线年龄为1030±46Ma(李曙光，1991)，同时沿啇丹断裂带中发育同碰撞花岗岩，如牛角山、寨根、德河等岩体，时间上在1.0～0.8Ga之间(卢欣祥，1998)；在柴达木盆地北缘识别出一条规模宏大的岩浆杂岩带，是一套从富钠到富钾的花岗岩系列，地球化学特征显示是汇聚产物，主要形成在新元古代早期(陆松年等，2002)；在苏鲁构造带中规模较大的变质花岗岩侵入体，同位素年龄集中在0.8Ga，是同碰撞过程的产物(宋明春等，1997)。上述资料说明，我国汇聚事件的同位素地质年龄介于1.0～0.8Ga之间，缺少与格林威尔运动的1.3～1.0Ga的汇聚事件的年龄信息。中元古代超大陆旋回是我国极重要的成矿期，产出超大型白云鄂博稀土-铌-铁矿床，超大型金川铜-镍矿床(可能形成于新元古代)，超大型东升庙、炭窑口，特大型甲生盘和大型霍各乞等硫铁矿、铅锌、铜矿床，特大型东川式铜矿床等。

图3-1 罗迪尼亚超大陆的重建模式

(陆松年(2002)据Condie，2001简化)

1—格林威尔造山带；2—前格林威尔克拉通

4.1.0～0.54Ga新元古代超大陆旋回和冈瓦纳超大陆

罗迪尼亚超大陆形成后不久(其存成时间大约300Ma)，在0.9～0.8Ga就开始裂解。罗迪尼亚超大陆的裂解可能涉及两次裂谷事件，第一次大规模裂解在720Ma左右，沿劳伦古陆西缘发生裂解，使东冈瓦纳陆块(包括南极洲、澳大利亚和印度)和劳伦古陆分离，形成古太平洋；第二次大规模裂解在615Ma左右，沿劳伦古陆东缘发生裂解，使巴西、亚马孙、刚果和南非等陆块与之分离。罗迪尼亚超大陆的裂解，为形成冈瓦纳大陆的形成奠定了基础。冈瓦纳大陆的汇聚大致在古生代初最终完成(图3-2)。在750～540Ma通过莫桑比克洋关闭和一系列碰撞造山带(称泛非造山带)，分离出来的东冈瓦纳大陆与南美、非洲和中东等一些陆块(西冈瓦纳大陆)拼合，在650～600Ma形成一个短寿的Pannotia超大陆。

在中国古大陆内，新元古代裂解的地质记录主要在华南古大陆，其次在塔里木古大陆的内部和边缘都有反映。在800Ma左右，沿扬子和华夏古大陆的接合处，华南古大陆东南缘开始裂解，在桂北地区有两类过铝花岗岩：黑云母花岗岩和黑云母花岗闪长岩，侵位时间825～820Ma(葛文春等，2001)Z.X.Li(李正祥)等(1999)；在三防基性岩墙中，获得828±7Ma的U-Pb年龄；此外在湖北黄陵、浙江萧山等地也获得近800Ma年龄的非造山花岗岩的信息。此外在柴达木盆地北缘、南秦岭、胶南日照岚山头和扬子古大陆北缘米仓山一带都有反映新元古代晚期曾有陆壳破裂的岩浆活动。在塔里木古大陆的北部边缘发育裂谷构造，其内有强烈的火山活动和多次冰川活动，形成巨厚的冰川-火山-复理石建造等。需要指出的，随着罗迪尼亚的裂解，全球在新元古代末期发生广泛的冰川活动。我国该时期的冰川活动分布十分广泛，主要分布在扬子、华夏古大陆、塔里木古大陆北缘、西北缘、陕南、大巴山等地。新元古代末期的汇聚事件在中国古大陆，特别在中国西部有较多的显示。陆松年等(2002)最近指出，在我国西部已出现不少600～500Ma的地质事件的年代学信息，如柴达木盆地北缘鱼卡河榴辉岩的U-Pb年龄为500～470Ma。在阿尔金断裂带的西南端，且末一带榴辉岩获得500Ma的U-Pb年龄(张建新等，1999；许志琴等，1999)。新元古代超大陆旋回是我国铜、铅锌、铁、锰、磷块岩、黄铁矿、金等矿床重要成矿期。在此期间形成开阳、荆襄等超大型磷矿床、石碌超大型铁矿床、汤丹特大型铜矿床、大降坪超大型黄铁矿床、民乐大型锰矿床、大梁子超大型铅锌矿床、沃溪大型金-锑矿床等。

图3-2 冈瓦纳超大陆复原图

(陆松年等(2002)据Acharyya，2000)

1—前寒武纪克拉通；2—550～600Ma麻粒岩带；3—赞比亚带(820Ma)；4—泛非活动带

冈瓦纳大陆的解体开始于内洋和大陆边缘盆地的出现，前寒武纪和寒武纪的边界记录了陆内和边缘盆地的首次裂解。在540Ma冈瓦纳大陆开始裂解，中国古大陆解体为古中华陆块群，经加里东运动古中华陆块群会合，并与冈瓦纳大陆相连，中国大陆主体为冈瓦纳的一部分。一般来说，早古生代以大陆的离散和海底扩张为特征，晚古生代则以洋壳俯冲、弧 陆和陆 陆会聚为特征，在330～250Ma形成了Pangea(泛大陆)超大陆。

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