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❷ 早前寒武纪地壳演化
对早前寒武纪地壳演化的认识，主要依据早前寒武纪原始岩石、地层单元特征、变质变形作用及成岩、变质变形作用的年代等综合研究。第一章已经提及本区自50年代末至60年代初开始广泛的区域地质调查和矿产普查以来，对早前寒武纪变质岩作了较全面的研究，尤其70～80年代，周绍林等较系统地研究了变质建造、构造作用、变质作用、混合岩化作用及同位素地质年代等，将变质岩地层划分为密云群和四合堂群，并探讨了早前寒武纪地壳演化特征。80年代后期至90年代，麦延庆（1987）和王世发等（1994）按照当代变质岩区研究中流行的“新理论”和“新方法”，将太古宙岩石主要划分为“TTG”和“表壳岩系”的岩石、地层单元，并对本区早前寒武纪地壳演化特征提出新的认识。
周绍林等（1993）、麦延庆（1987）和王世发等（1994）曾较系统地论述了本区早前寒武纪地壳的构造格架和演化特征，他们的观点简述如下。
周绍林等（1993）划分了三个构造旋回，即早太古代构造旋回（＞2800Ma），新太古代构造旋回（2500～2800Ma）和早元古代构造旋回。
（1）早太古代构造旋回：前密云群存在原始的硅铝质地壳，约30亿年前密云群形成于活动大陆边缘坳陷盆地环境，形成了一系列玄武—安山质和安山质、英安质钙碱性火山岩组合以及硬砂岩、长石砂岩和铁硅质岩等岩层，为具有明显周期性火山-沉积旋回的火山沉积岩系。其形成过程中还伴随辉长岩、闪长岩及英云闪长岩-奥长花岗岩岩体或岩脉的侵入，局部地段还有幔源的超基性岩透镜体。2800Ma前后密云群经历了700～800℃和800～1000MPa的麻粒岩相为主的深变质作用和强烈变形作用，以及混合岩化作用和花岗岩底辟作用。在深变质作用晚期或之后，地壳逐渐褶皱上隆，伴有韧性剪切作用，形成了东西向构造线。将这一期构造-热事件归于迁西运动。
（2）晚太古代构造旋回：迁西运动之后，在古陆核内的断陷盆地或边缘海盆中，本区又沉积了太古宙四合堂群火山沉积岩系。沉积物质主要来源于附近的火山喷发物质，火山熔岩罕见。沉积物以火山凝灰岩、沉凝灰岩、硬砂岩为主，夹薄层铁硅质岩和长石砂岩，属于滨海至浅海陆棚沉积环境产物。该沉积盆地走向继承了以前的东西构造线，地层的原始走向近于东西向。地层中有变质的辉长岩、闪长岩、斜长岩组合的层状侵入体或岩脉。四合堂群不整合覆盖在密云群之上，使古陆核增生。2500Ma前后该群经历了角闪岩相（低角闪岩相为主）的区域变质作用和强烈的变形作用，形成了北东向紧闭倒转褶皱群，伴有韧性剪切作用，将这一期构造-热事件归于阜平运动。阜平运动的北东向褶皱作用叠加在密云群早期东西向褶皱之上，发生强烈构造置换，往往掩盖了早期的褶皱形迹。并且使密云群的麻粒岩相岩系发生了角闪岩相退变质作用。由于阜平运动晚期下地壳分熔的花岗岩岩基底辟式侵位，致使地壳逆冲断层发育，沿断裂带有基性-超基性侵入，使密云群逆冲在四合堂群之上。在阜平运动后期还出现了区域性混合岩化作用。
（3）早元古代构造旋回：早元古代时期，伴随基底北东向裂谷系体制的相对上隆，出现近南北向的平缓开阔褶皱和逆掩运动，但没有出现新的沉积，即缺失早元古代地层。直至华北陆台中条运动的结束，本区进入了准地台发展阶段。
麦延庆（1987）将原密云群划分为六个岩石组合。
（1）沉积表壳岩组合：该组合为硬砂岩建造，约占密云群面积的40%，它是本区已知最古老的岩石单元，主要包括有硬砂岩、硬砂质粉砂岩、长石砂岩、含铁石英砂岩和少量中性沉积火山碎屑岩。麻粒岩相变质作用将其改造为辉石变粒岩、麻粒岩、浅粒岩和磁铁石英岩的组合。它们遭受了英云闪长质-花岗闪长岩的入侵，并破坏了其完整性。
（2）层状基性侵入岩组合。为本区最早的基性侵入体，厚度一般为30～50m，已变质成石榴二辉麻粒岩，一般呈层状与表壳岩呈整合关系，也有呈大小不等的透镜体。
（3）超镁铁质侵入岩组合。超镁铁质侵入岩的时代属于太古宙，呈大小不等的透镜体，主要岩类为石榴角闪二辉石岩，其次是角闪石岩。
（4）英云闪长岩-花岗闪长岩组合。英云闪长岩-花岗闪长岩约占原密云群分布面积的50%，岩体普遍具有与相邻表壳岩一致的片麻构造。岩体曾遭受高角闪岩相变质作用，形成了中-粗粒透辉角闪斜长片麻岩和黑云角闪二长片麻岩。
（5）花岗质、长英质岩脉。该类岩脉顺围岩片理侵入，具片理，有的显示褶皱。其往往发育于韧性剪切作用较强的地带。
（6）基性岩脉群。基性岩脉宽度多为1～3m，已经变质成基性麻粒岩类和斜长角闪岩类。
麦延庆、吕建生（1987）认为原四合堂群主体不是沉积的层状变质岩系，而是-古老的英云闪长岩-花岗闪长岩为主体的深成侵入杂岩体，其中含有角闪岩相表壳岩捕虏体。
王世发等（1994）将1∶50000密云幅、高岭幅和墙子路幅中太古宙岩石划分为一个表壳岩系、七个片麻岩体和二期岩墙群，共十个岩石、地层单元（表8-1）。在太古宙岩石中分布古元古代小规模的纯橄榄岩类、辉岩类和基性岩墙群（表8-2）。
表8-1太古宙岩石地层单位划分表
表8-2古元古代侵入岩岩石单位特征
本次研究有关早前寒武纪地壳的构造格架和演化问题的认识（表8-3）简述如下。
（1）早前寒武纪岩石有过少量的K-Ar法、U-Pb（或U-Th-Pb）法和Sm-Nd法同位素测年数据。原密云群和四合堂群中获得微量锆石U-Pb同位素年龄为（2444±12）～（2563±50）Ma，为确定本区存在大面积的太古宙岩石提供了重要依据。但进一步探讨其原岩形成、变质年代，以往的测年资料就显得比较缺乏。因此确定各种地质作用的时代依据不够充分，例如确定密云群的时代为中太古代主要根据华北地台其它地区与其类似的变质建造的年代资料；又如确定其时代为古太古代主要依据Sm-Nd模式年龄。
本次研究获得了一批早前寒武纪岩石的单颗粒锆石U-Pb同位素年龄、电子探针锆石U-Th-Pb同位素年龄和Sm-Nd模式年龄资料，并探讨了各类岩石的锆石成因，为进一步探讨本区早前寒武纪重大地质事件的年代提供了较充分的依据（见第五、六章），有关认识如下：
①大漕-沙厂混合岩化表壳岩系单元中表壳岩的麻粒岩相变质作用和英云闪长质-花岗闪长质岩主要成岩年龄为2650Ma左右，最大值不大于2801.9Ma，推测表壳岩成岩时代为中太古代晚期（2800～3000Ma）。②苇子峪TTG（A）-M-Me杂岩中表壳岩的高角闪岩相变质作用和英云闪长质-花岗闪长质岩主要成岩年龄也为2650Ma左右。推测表壳岩成岩年龄为（2662±24）Ma至3000Ma之间，以中太古代晚期（2800～3000Ma）可能性最大。③阳坡地TTG-M-Me杂岩中，新太古代时期的晚期细粒英云闪长岩的单颗粒锆石U-Pb年龄为（2522±14）Ma，属其成岩年龄。推测早期英云闪长质岩成岩及表壳岩的角闪岩相变质作用年龄稍大于该年龄值。④马圈子TTG-M-Me杂岩中的英云闪长质岩的单颗粒锆石U-Pb年龄为（2518±0.7）Ma（前人采用微量锆石U-Pb法年龄为2563Ma±50Ma），属其成岩年龄，推测表壳岩高角闪岩相变质年龄为（2518±0.7）Ma（或2563Ma±50Ma）至2650Ma之间，即属于新太古代晚期。⑤四合堂表壳岩系单元中的表壳岩角闪岩相变质作用及英云闪长质岩主要成岩年龄为（2539±68）Ma，推测表壳岩成岩年龄为（2539±68）Ma至2833Ma之间，以新太古代早期（2700～2800Ma）可能性最大。⑥侵位于太古宙岩石中未遭受区域变质及未强烈褶皱变形的超镁铁质岩及基性岩墙群主要形成于1800～2300Ma。
表8-3北京市密云、怀柔、平谷、昌平地区早前寒武纪岩石、地层单元地质特征
续表
①其中岩石、地层单元的上、下排列不代表形成时代的先后顺序。
②苇子峪TTG（A）-M-Me杂岩中的残留表壳岩推测主体部分属中太古代，局部可能属新太古代。
上述表明本区太古宙TTG质岩的成岩作用和表壳岩的角闪岩相至麻粒岩相峰期区域变质作用年代均为新太古代晚期。
（2）大漕-沙厂混合岩化表壳岩系和苇子峪TTG（A）-M-Me杂岩中表壳岩的主体属于中太古代晚期火山作用及火山-沉积作用的产物；四合堂混合岩化表壳岩系及其它杂岩中的表壳岩属于新太古代早期火山沉积作用及火山作用的产物。古元古代未区域变质的基性岩墙群的发育，表明该时期本区太古宙地壳已经克拉通化，处于刚性稳定阶段，并隆升成大陆，因此缺少古元古代地层（至少说明缺少地槽相地层，即使曾经存在地台相地层也已剥蚀殆尽）。
（3）根据各岩石、地层单元中各类表壳岩的岩石地球化学特征（详见第二章）及其原岩建造特征，表明存在三类原岩建造：杂砂岩＋中-中酸性火山岩及其碎屑岩＋基性火山岩及其碎屑岩＋铁硅质沉积岩建造，属于活动大陆边缘海盆火山-沉积作用的产物，大漕－沙厂表壳岩系和四合堂表壳岩系的原岩建造属于此类，但两者仍有些差别，如四合堂表壳岩系中的基性熔岩及其凝灰岩比大漕-沙厂表壳岩系中的发育，其总碱度较高；②（中基性）-基性火山岩及其碎屑岩＋杂砂岩＋铁硅质沉积岩建造（含铁绿岩建造），该建造以基性火山岩及其凝灰岩占优势，属于强活动大陆边缘海盆火山-沉积作用的产物，阳坡地和马圈子TTG-M-Me杂岩中残存的表壳岩的原岩建造均属于此类；③基性火山岩及其碎屑岩建造（绿岩建造），属于大陆岛弧环境的火山作用产物。冯家湾和对营子TTG-M-Me杂岩中残存的表壳岩及苇子峪TTG（A）-M-Me杂岩中表壳岩的主体部分的原岩建造属于此类。
（4）各原岩建造中的基性火山岩均显示当代大陆玄武岩或大陆岛弧玄武岩的地球化学特征，表明本区各原岩建造形成之前存在更古老的陆壳。太古宙I型TTG质岩的大量发育表明其源区硅镁质火成岩比较发育，即成分成熟度低。据各类岩石的锆石U-Pb同位素年龄及Sm-Nd模式年龄资料，与各原岩建造形成有关的古陆壳时代主要为中太古代，但也不排斥存在更古老的陆壳。
（5）大漕-沙厂表壳岩系与相邻的阳坡地表壳岩系及苇子峪的表壳岩系的主体部分属于三种显然不同的原岩建造，现在它们不但空间上紧密连接，而且变质相呈过渡关系，以及与太古宙晚期强烈褶皱作用有关的片麻理彼此之间也较和谐。表明这三类不同的表壳岩系在太古宙就因构造作用基本拼贴在一起，由于新太古代晚期TTG质岩浆的强烈侵入和混合岩化作用，导致彼此构造关系变得模糊；四合堂混合岩化表壳岩系的中生代强烈褶皱变形作用和韧性剪切作用没有影响到相邻马圈子和阳坡地TTG-M-Me杂岩，与它们呈断层接触，彼此也是构造拼贴关系，该构造拼贴作用主要发生于燕山晚期。
综上所述，本区早前寒武纪地壳演化特点如下：①各表壳岩系形成之前存在成分成熟度比较低的古老陆壳；②在中太古代晚期和新太古代早期，在古陆的边缘海盆形成一些（强）活动大陆边缘相的火山-沉积岩系及大陆岛弧相的基性火山岩及其碎屑岩系；③各表壳岩系的角闪岩相和麻粒岩相峰期区域变质作用均发生于新太古代晚期，并伴随有区域性的强烈的TTG质岩浆作用和混合岩化作用，太古宙的主褶皱变形作用也发生于新太古代晚期，表明华北陆台的阜平运动在本区有强烈的表现；④阜平运动结束后，本区太古宙陆块逐渐成为较稳定的刚性体，在古元古代发生了深大断裂作用。形成许多小规模的幔源超镁铁质岩体及基性岩墙群，直至华北陆台中条运动结束，中元古代才形成了大量的地台相的沉积岩系；⑤太古宙各表壳岩系的原始接触关系已被构造作用和岩浆作用破坏殆尽。
❸ 寒武纪生物大爆发持续了多久
大约2000多万年内
❹ 寒武纪大爆发
“寒武纪大爆发”这一词源于英文“Cambrian explosion”，是指寒武纪初期多门类生物的大规模的突然出现。达尔文曾注意到这个现象，意识到这个问题如果得不到合理的解释，已经建立起来的进化论就会遇到严重的挑战。
1.小壳化石
小壳化石是指在前寒武系/寒武系界线附近开始出现，在寒武纪初大量繁盛和分异，个体微小，具有硬壳的多门类海生无脊椎动物。它不是一个生物分类单元名称。小壳化石包括软舌螺、似牙形石、软体动物、可能与腕足类有亲缘关系的双壳瓣化石以及大量多种生物分类位置不明的化石（锥石类、叶足类等）。发现于西伯利亚地台、中国、蒙古、哈萨克斯坦、伊朗、东欧地台、东南欧、北美、澳大利亚、非洲和南极。
2.澄江生物群
澄江生物群产于我国云南省澄江县抚仙湖东北帽天山地区的早寒武世玉案山组，距今约5.3亿年。澄江生物群是在特异保存条件下，保存了生物生前未矿化的软体部分，属于特异埋藏生物群，是软躯体化石宝库之一，被国际学术界誉为“二十世纪最惊人的发现”。
图6-5 后生动物分支系统
该生物群包括藻类、分类位置不明的管栖生物、海绵动物、开腔骨类、腔肠动物类（含栉水母类）、曳鳃动物类、叶足类、纤毛环超门类群（包括：软舌螺类、水母状动物、帚虫类、腕足类）、环节动物类、节肢动物类以及脊索动物等（图6-6）。
澄江生物群所展示的演化模式与达尔文所预示的模式完全不同。它不但证实了大爆发式演化事件在5.3亿年前确实曾经发生，最令人震撼的则是这一事件发生在短短数百万年期间，几乎所有现生动物的门类和许多已灭绝了的生物突发式地出现于寒武纪地层，而在更老的地层却完全没有其祖先型的生物化石发现。
图6-6 澄江生物群复原图
（自陈均远等，1996）
1—Amplactobulua（巨虾）；1a—Anomalocaris（奇虾）；2—Eldonia（依尔东钵）；3—Saperion（谜虫）；4—栉水母类；5—螺旋藻；6—Megaspinella（宏螺旋藻）；7—Yujnessia（约克那斯藻）；8—Sinocylindra（中华细丝藻）；9—Waptia（瓦普塔虾）；10—Isoxys（等刺虫）；11—Banffia（斑府虾）；12—Vetulicolanidla（古虫）；13—棘皮动物；14—Leptomitella（小细丝海绵）；15—Tiajengia（尖峰虫）；16—Choia（斗蓬海绵）；17—Leptomitus（细丝海绵）；18、42—开腔骨类；19—栉水母类；20—Crumllospongia（钱包海绵）；21—Cindarella（灰姑娘虫）；22—Rotadiscus（轮盘钵）；23—Kuanyangia（开扬虫属）；24—Alalcomenaeus（始虫）；25—Hazelia（海扎海绵）；26—Urokodia（尾头虫）；27—Eoredlichia（始莱得利基虫）；28—Yunanocephalus（云南头虫）；29—Wut⁃ingaspis（武定虫）；30—软舌螺类；31—腔肠动物；32—Halichondrites（软骨海绵）；33—Quadrolaminiella（四层海绵）；34—Cardiodictyon（心网虫）；35—Retifacies（网面虫）；36、39—Xandarella（海怪虫）；37—Microdic⁃tyon（微网虫）；38—Misszhouia（周小姐虫）；40—Naraoia（娜罗虫）；41—Paucipodia（贫腿虫）；43—Takak⁃kawia（塔卡瓦海绵）；44—Fuxianhuia（抚仙湖虫）；45—Acanthomeridion（刺节虫）；46—Onychodictyon（爪网虫）；47、52—Phoronids（帚虫类）；48—Lingulepis（磷舌形贝）；49—Xianguangia（先光海葵）；50—Maotians⁃hania（帽天山虫）；51—Luolishania（罗里山虫）；53—Dinomischus（高足怀虫）；54—Heliomesa（日射水母贝）；55—Facivermis（火把虫）；56—Annelida？（环节动物？）；57—Cambrorhytium（寒武怀管虫）
澄江生物群的发现对研究生物进化理论方面具有十分重要的意义。达尔文的传统生命演化理论认为，生物演化是“渐变”的。但我国云南澄江生物群的发现却显示了早寒武世生物的快速演化，在距今约5.3亿年澄江动物群中，几乎现今的各主要动物门类（从低等的海绵动物到脊椎动物等十几个门类）都出现有各自的代表，这种“爆发”式的出现和“突变”式的演化，对达尔文传统的“渐变论”的生物进化理论是一个有力的冲击；与此同时，对建立一个新的、完整的生物进化理论也将是一个有力的补充。
❺ 南极前寒武纪地质演化及其与澳洲和印度的关系
任江波 邓希光 杨 永
（广州海洋地质调查局 广州 510760）
本文由南极地区油气地质综合研究与区域优选项目（GT-YQ-QQ-2011-8-25）资助。
作者简介：任江波（1985—），男，硕士，助理工程师，从事大洋地质矿产调查和研究，E-mail：dourjb222＠163.com。
摘要 大量的研究发现，南极陆块的地质演化伴随着间断性增生和裂解作用，并且与邻近陆块澳洲、印度、非洲以及南美大陆具有密切的地质演化关系。其中，澳洲与东南极，包括阿黛利大部分地区具有相似的地质演化历程。1.73 Ga的宁录-基德曼造山带从澳洲延伸到南极，并到达沙克尔顿地区，显示两者在古元古代就有联系。印度东高芷山地区与东南极恩德比地、伊丽莎白公主地的相关历史甚至可以追溯到太古宙。本文综述了东南极与澳洲、印度前寒武纪的相关地质演化。冈瓦纳之前，东南极是分裂的，泛非期的东非造山作用和Kuunga造山作用将南极及其相邻陆块拼合在一起，冈瓦纳联合古陆雏形也基本形成。中生代中-晚期冈瓦纳的裂解，非洲-南美、印度、澳洲先后与南极分离，以及最后新西兰的离开，形成目前的南极大陆。
关键词 南极 澳洲 印度 构造演化 冈瓦纳
1 前言
南极洲位于地球的最南端，绝大部分陆地被冰雪覆盖，四周被太平洋、大西洋和印度洋组成的南大洋所环绕［1］。然而，南极的地质演化与其邻近的陆块密切相关，它至少在最近的两次超级联合古陆（罗迪尼亚、冈瓦纳）的演化过程中扮演着重要角色［2～3］。按照大地构造可将南极划分为东南极地盾和西南极中新生代褶皱带，其中东南极地盾是地球上最大、最古老的克拉通之一［4］。按照传统的认识，东南极地盾是由太古宙陆核和围绕陆核发育的元古宙活动带组成，大多数岩石经历了麻粒岩相至角闪岩相变质作用［4］。冈瓦纳之前的东南极并不统一，其地质演化历史伴随着间断性的增生、碰撞以及周期性的伸展和裂解作用［5］。大量的研究发现从新太古代至今，南极与澳洲板块［5-7］、印度板块［8-10］、非洲板块［11-13］甚至可能与华南板块［14］具有耦合关系。目前通过板块形态、地质特征、地磁异常、海底扩张等研究，能够很好确定冈瓦纳时期的南极及其相邻陆块的相对位置［5，9］。本文试图就南极与相邻板块的相互演化历史研究进展进行整理，介绍南极与澳洲、南极与印度的相关地质演化，并简单讨论冈瓦纳的形成及裂解中的南极陆块。
2 南极地质概况
南极洲是地球上第五大陆块，面积约为14×106 km2，绝大部分被冰雪覆盖。大地构造上可将南极分为两个大的单元，东南极地盾和西南极中新生代褶皱带［15］，这两个构造单元被横贯南极山脉所分割（图1）。横贯南极山脉主体属于古生代缝合带（罗斯造山带）［1，16］，是多期隆升作用的结果。
图1 南极地形图和构造划分图
东南极地区地势高而平缓，属典型的克拉通系统，该区基底主要由太古宇麻粒岩相花岗片麻岩、片麻岩构成，其上不整合覆盖元古宙角闪～绿片岩相副变质岩，后期有花岗岩和碱性基性岩侵入［16］。太古宙陆核主要出露在内皮尔山（Napier）、南查尔斯王子山（Prince Charles）的鲁克山（Ruker）岩体、赖于尔群岛（Rauer Islands）、西福尔丘陵（Vestfold Hills）、格吕讷霍格纳群峰（Grunehogna Peaks）、米勒岭（Miller）的宁录群（Nimrod）和阿黛利地联邦湾（Commonweath）等地（图1），其中部分陆核已被古元古代或新元古代—早古生代造山作用所改造［4］，这些古老岩石记录着南极陆核演化过程。
西南极由一系列岛屿、高原和盆地组成。主要包括南极半岛（含南设得兰群岛）、埃尔斯沃思地、玛丽·伯德地和西南极裂谷系统（罗斯盆地、伯德冰下盆地和威德尔盆地），冰盖以下的西南极地貌绝大部分低于海平面（图1）。研究认为西南极主要是冈瓦纳时期陆块边缘的增生产物［5］，为非克拉通系统。其中南极半岛表现为中、新生代太平洋边缘岛弧，西南极裂谷系统是白垩纪东、西南极之间的伸展作用形成的，它与横贯南极山脉之间的空间关系很明显。
3 南极与相邻板块的相关性
东南极普遍存在前寒武系岩石，它们记录着与相邻的陆块之间的共同演化历史。基于与邻近块体的年龄和造山带历史的对比，Boger［5］将东南极分为多个构造域，分别代表着与澳洲、印度、非洲等相邻陆块的演化关系（图1）。下面分别介绍南极与澳洲、南极与印度前寒武纪的相关地质演化历史。
3.1 南极-澳洲陆块
澳洲与东南极大部分地区具有相关的地质演化历程，Boger［5］认为它们的联合演化历史长达24亿年之久。目前认为南极的威尔克斯地、阿黛利到沙克尔顿的大部分地区与南澳高勒（Gawler）地区具有共轭关系，它们组成莫森（Mawson）克拉通（图1，图2），这些区域为相当大的太古宙到古元古代连续体［5］。莫森克拉通最古老的岩石出露于高勒克拉通的斯利福德杂岩体和马伽杂岩体，主要为角闪岩相到麻粒岩相的新太古代副片麻岩和古元古代的沉积岩。阿黛利地138°E到145°E的地区保存有新太古代岩组和变质岩，包括Cape Denison正片麻岩［17］，与南澳高勒克拉通保存在类似的新太古代岩组和变质时代。位于米勒山脉的宁录群岩组包括沉积岩、火成岩和中太古代（2.98 Ga）正片麻岩［18］，沙克尔顿地区保存着古元古代的长英质正片麻岩。尽管高勒克拉通、阿黛利地、米勒和沙克尔顿记录不同的太古宙—古元古代的地质历史，然而它们一起经历古元古代宁录-基德曼（Nimrod-Kimban）造山变形（1.73～1.69 Ga），说明它们在1.73 Ga之前相连在一起［19］。
宁录-基德曼造山带代表着南极最古老的连续造山带，主要表现为中、高压和顺时针P-T-t的变质作用［20］。其中造山带末的沙克尔顿古太古代岩基达到角闪岩～麻粒岩相，变质峰值温压分别为800℃和8kbar；米勒地区达到榴辉岩变质作用，峰值温压分别为700℃和12kbar；阿黛利的Cape Hunter太古代基岩变质温压为500～600℃和6～7kbar［17］，Dumont Dúrville千枚岩变质温压为700～750℃和4～6kbar。造山作用晚期在阿黛利和高勒普遍存在左旋和右旋剪切应力，如图2中的Mertz剪切带和Kalinjala剪切带［21］。宁录-基德曼造山作用终止于大陆碰撞，碰撞的一方为莫森克拉通，另一方可能为卡莫娜-比尔德莫克拉通。卡莫娜-比尔德莫克拉通的大小和形状目前还不清楚，但大量的研究认为这些岩石与澳洲的元古代及劳伦古陆可能具有相关性［5］。
古元古代晚期，莫森克拉通北、西边缘广泛分布岛弧类型岩石［22］，显示为构造作用向俯冲模型转变。随后中元古代早期，整个莫森地区发生中-酸性岩浆侵入和喷发，表现为一套钙碱性的非造山带岩浆活动［23］。中元古代中期，北澳克拉通南缘与莫森西缘之间的洋盆开始闭合，北澳克拉通沿着莫森克拉通西缘旋转并碰撞。碰撞形成Albany-Fraser造山带（1.34～1.14 Ga），该造山带从澳洲中部的Musgrave地区延伸到东南极的威尔克斯陆块［24］。
中、新元古代时期澳洲-南极西缘发生Pinjarra碰撞造山运动（1.08～1.06 Ga）［25］，该造山作用发生在北安普敦和Mullingarra杂岩体中的中元古代中期副片麻岩，变质作用达到麻粒岩相条件，构造运动晚期及之后有岩浆侵入并持续到0.99 Ga。该碰撞作用认为西澳-南极与克罗恩（Crohn）克拉通发生碰撞拼合［5］，克罗恩克拉通（图1）的绝大部分地区位于南极冰川之下，露头主要包括伊丽莎白公主地斯科特冰川西海岸和查尔斯王子山脉最南边的岩石，具有太古宙的基底岩石和年轻的盖层。克罗恩克拉通造山作用之前的岩石特征和地质历史与莫森克拉通并不相同，南极奥布鲁切夫山的太古代正片麻岩和西澳西南地区的岩石具有Pinjarr造山带相应的年龄，该造山带的露头有限，不过得到了两侧的中、新元古代的沉积盆地的支持［5］。
图2 南极-澳洲陆块地质简图（据引文 ［5］修改）
莫森克拉通西边缘长期的构造活动伴随着与克罗恩的碰撞缝合而停止，然后在之后300 Ma都保持稳定的环境，这个时期南极是罗迪尼亚联合古陆的一部分［2］。构造活动重新开始于成冰纪（Cryogenian），与之前的挤压环境不同，现在主要表现为伸展作用。罗迪尼亚时期南极地区的伸展作用开始的证据主要保存在澳洲和劳伦古陆。澳洲的伸展作用标志为0.83 Ga加德纳岩墙和同时代的阿德莱德褶皱带大陆溢流玄武岩。该伸展作用导致南极-澳洲与一古陆进行分裂，并形成太平洋，分裂的另一块体多数认为是劳伦古陆，也有人认为是卡莫娜-比尔德莫克拉通［5］。
3.2 南极-印度陆块
东南极与印度陆块共同经历地质演化的证据在板块形态、地质特征、地磁异常等做了大量研究［9］，目前认为相关的地质体位于南极的恩德比地、伊丽莎白公主地和印度东高止山地区［5，9］（图3）。地质特征上，东南印度与东南极发育的二叠纪-侏罗纪裂谷系统具有非常好的对应性，如罗伯特裂谷与Pranhita-godavari裂谷以及兰伯特地堑与Mahanadi地堑（图3）。同时这两条裂谷链与东非裂谷系统具有非常好的镜像关系，并且具有大小、形状上的相似性。这些裂谷伴随着白垩纪的冈瓦纳裂解而分离［9］。
图3 南极-印度陆块地质简图（据引文 ［9-10］修改）
东南极最古老的岩石是位于雷纳地区的内皮尔杂岩体，其花岗闪长岩基底岩石的时代为3.8～4.0 Ga［26］，与Dharwar克拉通的基岩时代接近（3.5 Ga）。同时，内皮尔杂岩体与Dharwar克拉通都具有2.5～2.6 Ga的花岗岩类岩石及3.2～3.6 Ga的TDM模式年龄，并共同经历2.5 Ga左右的高级变质作用［9］，代表着印度-南极板块的原始陆核。
古太古代晚期至中元古代早期该区发育大量的超高压变质带，东高止山（南部）的沉积岩在1.76 Ga和1.63～1.6 Ga发生变质作用，1.72～1.7 Ga有紫苏英闪岩的侵入，东高芷山（北部）同时也发现有1.78～1.7 Ga的碎屑年龄［10］。南极地区相关的地质事件发生在雷纳杂岩体与内皮尔杂岩体交界处，该期造山作用可能意味着原始南印度克拉通陆核与部分南极陆块发生缝合［10］。同时在1.7～1.5 Ga，印度北边的Bundelkhand克拉通与南边的Dharwar和Bastar克拉通发生碰撞形成印度中央构造带，即南印度块体与北印度块体拼合在一起（图3）。
中-新元古代（1.1～0.9 Ga）的活动主要发生在雷纳-东高芷山（北部）带，包括有东南极雷纳杂岩体和麦克·罗伯逊地发育的1.1～0.9 Ga的正片麻岩、1.0～0.9 Ga的高级变质岩、0.98～0.91 Ga的酸性火成岩，以及印度东高止山（北部）的超高压变质作用（1.1～1.0 Ga）［9-10］。然而缺少古地磁数据的证据，Li等［2］和Bose等［10］认为雷纳-东高芷山（北部）带此前并不一定相连在一起，直到0.9 Ga的罗迪尼亚拼合事件确定雷纳杂岩体与东高芷山发生大陆碰撞。新元古代中晚期（0.65～0.50 Ga）冈瓦纳拼合过程中局部发生伸展作用，印度与东南极地区普遍发育有碱性岩石，包括南印度泛非期变质带，斯里兰卡及东南极Lutzow-holm地体和雷纳杂岩体［9］。
4 南极各陆块之间的拼合及冈瓦纳的形成和裂解
冈瓦纳联合古陆形成之前，南极还参与了哥伦比亚超大陆（2.1～1.8 Ga）［3］以及罗迪尼亚超大陆（0.9～1.3 Ga）［2］拼合和分离。南极的地质演化伴随着间断性的增生和裂解作用，冈瓦纳之前的南极可分为4个构造域［5］，东南极最大一块与澳洲相连在一起，其余分别与印度、非洲相连，西南极主要为冈瓦纳时期陆块边缘的增生产物。罗迪尼亚的裂解、澳洲和南极东缘太平洋的形成等一系列事件最终导致克罗恩大陆边缘的汇聚和碰撞，南极-印度、南极-非洲陆块最终在埃迪卡拉纪到早寒武世拼贴到东南极块体上。东南极各陆块之间的拼合基本完成，它们组成冈瓦纳形成 “泛非运动” 事件的一部分。东南极的拼合最重要的两次碰撞事件位于南极海岸线15°W ～40°E和60°E～80°E，这两个带分别为东非造山带［27］和Kuunga造山带［5］。其中东非-南极造山带为非洲板块和科茨地板块界线，Kuunga造山带为印度-南极板块和澳洲-南极板块界线（图4）。
西冈瓦纳和澳洲-南极板块沿着Kuunga带的缝合结束冈瓦纳各个板块之间的汇聚作用，并标志着前冈瓦纳之间的俯冲消减作用转向冈瓦纳联合古陆的太平洋边缘。早古生代还存在另一条造山带-罗斯造山带，南极地区主要发生在横贯南极山脉，其内保存有大陆裂解、洋壳俯冲和地体增生的地质纪录，代表冈瓦纳超大陆的活动大陆边缘［4］。该造山带大多数记录了冈瓦纳形成后的地质事件，包括南美北部到北澳地区，时间从早-中寒武世开始到晚石炭世。罗斯造山带代表冈瓦纳太平洋被动大陆边缘沉积作用结束，并标志着岛弧侵入岩的形成及同时代的变形作用开始，同样标志着东澳洲、西南极和西南美的长期地壳增生开始［5］。
南极构造演化的最后一个阶段为地壳伸展和冈瓦纳的裂解。冈瓦纳初始裂解只涉及到非洲和南美向北漂移并离开南极-印度-马达加斯加-澳洲，中侏罗世非洲最终从南极分离出来，并在位于毛德王后地和南东非洲之间的Riiser-拉森海局部以及位于马达加斯加和肯尼亚之间的索马里盆地形成初始洋底。早白垩世印度和澳洲相对南极运动，驱动力为相对于南极发生的印度逆时针旋转和澳洲顺时针旋转，结果在约132 Ma形成印度和南极之间的洋底。最后是晚白垩世新西兰与西南极的分离最终形成目前的南极大陆。自从裂解开始，南极板块一直较稳定，地质活动限制为地壳伸展和西南极裂谷中的火山作用。
图4 冈瓦纳时期南极与相邻陆块之间的缝合带（据引文 ［5］修改）
5 结 论
（1）东南极包括阿黛利等地区与南澳高勒地区组成的莫森克拉通，它们经历1.73 Ga的宁录-基德曼造山作用，显示该克拉通自古元古代就存在。自古元古代晚期，莫森克拉通北、西边缘为俯冲构造环境。到中元古代中期，北澳克拉通与莫森克拉通碰撞并拼合。中新元古代莫森克拉通与克罗恩克拉通碰撞拼合，随后东南极-澳洲陆块进入相对稳定环境。
（2）东南极恩德比等地区与印度东高芷山地区具有相似的太古代岩石组合，代表着印度-南极板块的原始陆核。古太古代晚期至中元古代早期该区发育大量的超高压变质带，可能意味着南印度克拉通陆核与部分南极陆块发生缝合。中-新元古代相关地区表现为高级变质带和酸性火山作用，新元古代中晚期印度-南极局部发生伸展作用，此期普遍发育碱性岩石。
（3）冈瓦纳之前的东南极是分裂的，泛非期的东非造山作用和Kuunga造山作用将南极及其相邻陆块拼合在一起，冈瓦纳联合古陆雏形也基本形成。中生代中-晚期冈瓦纳的裂解，非洲-南美、印度、澳洲先后与南极分离，最后新西兰的离开最终形成目前的南极大陆。
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Precambrian tectonic evolution of Antarctica and its relationship with Australia and India
Ren Jiangbo，Deng Xiguang，Yang Yong
（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）
Abstract：Numerous studies show that Antarctic plate was remarkably dynamic with intermittentgrowth driven by accretion and rifting，which is closely related to its adjacent continents such asAustralia，India，Africa and South America.The Late Palaeoproterozoic（1.73 Ga）Nimrod-Kim-ban Orogeny belt extends from Gwwler in south Australia to Shackelton in center Antarctica is asound evidence to show that the tectonic evolution of Australia is well related to East Antarctica，including Terre Adélie and Wilkes Land.The geological coevolution of India and Antarctica couldeven be traced back to Archaean，with evidence in Eastern Ghats and Enderby.The present pa-per attempts to summarize Precambrian tectonic evolution of Antarctica and its relationship withAustralia and India.The East Antarctica was not united until late Neoproterozoic.The East Afri-can and Kuunga Orogenesis ring“Pan Africa” events resulted in the union of the Antarctic andits nearby plates.Till then，the embryonic Gondwana formed.In Mid-to Late-Mesozoic，Gond-wana started to break up.Africa-South America，India and Australia were sequentially separatedfrom Antarctic.The slightly later separation of New Zealand formed the modern Antarctic conti-nent.
Key words：Antarctica Australia India Tectonic evolution Gondwana
❻ 为什么华为不再用寒武纪
这个很正常，这只是正常的商业合作与商业竞争，算不上什么内斗，更扯不到什么联想投资啊，华为寒武纪闹矛盾啊什么的，没必要过分揣度，先看两个时间点，2017年10月，第一款搭载970的mate10首发（用寒武纪的npu），2018年10月10日，华为全联接大会推出了升腾910和升腾310，这两个时间点只相差1年时间。而且注意，升腾芯片背后是华为的全栈全场景ai解决方案，全场景，是指包括公有云、私有云、各种边缘计算、物联网行业终端以及消费类终端等部署环境，也就是说消费者终端只是华为ai战略的一小部分。
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华为是目前全球已发布的单芯片计算密度最大的AI芯片，还有Ascend310，是目前边缘计算场景最强算力的AISoC。CANN：芯片算子库和高度自动化算子开发工具，MindSpore，支持端、边、云独立的和协同的统一训练和推理框架。
❼ 各区带前寒武纪基底特征
1.中下扬子区带（A、B）
在江阴-常州-九江-岳阳断裂以北，信阳-桐柏和嘉山-响水断裂以南所属扬子陆块的中下扬子区，东段和中、西段变质基底差别很大。东段据HQ-13线地学剖面研究成果，在变质变形的震旦系之下为一套低角闪岩相变质岩系，而中、西段（南京以西）据HQ-5线～HQ-9线和麻城—九宫山大地电磁测探结果，在变质变形的震旦系之下为一套绿片岩相浅变质岩，怀宁出露的董岭群板岩、千枚岩和片麻岩（原岩为火山-沉积岩系）可能是惟一出露的基底地层（常印佛等，1991）。基底之上出露的盖层包括震旦纪—早三叠世的海相沉积岩，其中碳酸盐岩分布广，厚度大。中三叠世，在安庆—无为—和县—南京一带有较稳定的膏盐沉积。
2.南扬子区带（C）
在赣东北断裂带以东所属扬子陆块的南扬子区，大致由东南往西北依次分布了赣东北蛇绿岩带、低钾拉斑火山岩系、火山碎屑型复理石建造、钙碱性火山岩系、高钾火山岩系、前陆磨拉石建造、皖南伏川蛇绿岩套和碰撞型花岗岩带。赣东北蛇绿岩带全岩Sm-Nd等时线年龄（1154±43）Ma（周国庆等，1991），伏川蛇绿岩套全岩-矿物Sm-Nd等时线年龄（1024±24）Ma（周新民等，1989）。在浙西—皖南区，火山岩是前寒武系地层的主要成员。在浙西北、赣东北和皖南分别称为双溪坞群、登山群和井潭组、铺岭组。自南东往北西为浅海相低钾拉斑系列、陆相或海陆交互相钙碱系列和陆相高钾系列，爆发强度具增强趋势。三个系列的火山岩组合在空间上无严格界线。低钾拉斑系列由细碧-角斑岩组成，Sm-Nd等时线年龄978.40Ma（章邦桐等，1990）。钙碱性系列由玄武安山岩、英安岩-流纹岩及相应的火山碎屑岩组成，年龄为875.3～903.6Ma（程海等，1989）。高钾系列主要为火山碎屑岩以及富钾玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩，全岩Rb-Sr等时线年龄值为817.7Ma（陈思本等，1988）。
在浙赣皖3省交界区的前寒武系中含大量浅海—次深海的碎屑沉积岩，在登山群中有厚逾1000m的沉凝灰岩、粉砂岩、含火山角砾的碎屑岩，夹数十米厚的细碧-角斑岩，粒序层理发育，系复理石建造，年龄值为（1112.9±53）Ma（朱云鹤，1991）。浙江地区的骆家门组主要由粗碎屑岩组成，底部砾岩中含有双溪坞群火山岩，花岗质砾石结晶锆石年龄879Ma（浙江区调队，1990）。其上覆的虹赤村组也由低成熟度的岩屑砂岩组成。上墅组是一套覆盖于虹赤村（或骆家门）组之上的中基性、酸性双峰式火山岩。上述3组地层构成了巨厚碎屑岩系——磨拉石建造（夏邦栋等，1983）。在皖南有两条近东西向的前寒武纪碰撞型花岗岩带，其同位素年龄分别为928～963Ma（周新民等，1988；邢凤鸣等，1988）和753～766Ma（邢凤鸣等，1992）。
3.武夷区和浙闽粤沿海区带（D、E、F）
即通常所称的“浙闽变质岩地层”，在不同的地区被分别称为陈蔡群（浙南—陈蔡地区）、八都群和龙泉群（浙西南）以及建瓯群或麻源群（福建），但上、下时代变化较大，尚未能完全对应。
浙西南变质基底为陈蔡群，由上、下两个亚群组成。上亚群以浅粒岩、变粒岩、大理岩夹斜长角闪岩为特征，底部以底砾岩与下亚群不整合接触，浅粒岩全岩Rb-Sr等时线年龄901Ma（浙江区调队，1991），并为辉石橄榄岩侵入（892Ma）。下亚群以夕线石黑云斜长片麻岩为主，夹斜长角闪岩、片麻岩以及夕线石黑云石英片岩，变质岩中碎屑锆石U-Pb不一致线上交点年龄为1438Ma。龙泉、八都、逐昌冶岭头、龙游泉口一带广泛分布黑云斜长片麻岩类，并普遍混合岩化，同位素年龄1569～1813Ma，相当于陈蔡群下亚群。龙泉查口、小梅一带曾命名为龙泉群，都为变粒岩、磁铁石英岩、石英片岩以及斜长角闪片岩、绿片岩等，相当于陈蔡群上亚群。
闽西建瓯群解体后新建有迪口组、麻源组、大岭组、龙北溪群、吴挡组、稻香组，历年来层序上、下反覆，难以准确对比。随Sm-Nd同位素年龄研究的深入开展，原建瓯群时代定得愈来愈老。付树超等（1991）首先确定了新太古代—古元古代天井坪组，划分上、下两段。上段主要为黑云斜长变粒岩，偶夹二云片岩、长石石英岩，部分地区发育巨厚层状斜长角闪岩，经宜昌地矿所Sm-Nd全岩等时线测得年龄为（2682±148）Ma，为新太古代，下段为斜长变粒岩、二云片岩和石英片岩。天井坪组原岩建造为拉斑玄武岩-钙碱性中酸性火山岩-陆相沉积碎屑岩。
中元古代麻源群，武夷地区为隆起古陆，环绕天井坪组外围分布。麻源群为一套厚度巨大的火山-沉积岩，原岩为火山碎屑沉积-中基性火山岩建造。在戴云山隆起尤溪梅仙测得基底变质火山岩全岩Sm-Nd等时线年龄为（1599±88）Ma（黄春鹏等，1991），为中元古代喷发产物。原迪口组的岩性大致与麻源群相当。
新元古界龙北溪组上部为绿片岩类，中部为白（二）云母片岩夹薄层磁铁石英岩和条带状石英岩；下部为石英岩与白云质大理岩互层，夹石英片岩；底部含砾石英片岩和石英砾岩，与下伏麻源群呈假整合接触。上部绿片岩原岩为碱性玄武岩，以高钛低钾为特点，又夹有浅粒岩，火山岩具双模式特征，是裂谷环境中形成的，有含铜黄铁矿层。龙北溪组时代为800～900Ma。
台湾中央山脉东翼的变质岩地层称作大南澳群（颜仓波，1960；王执明，1979），可以分成4层，即天祥层、九曲层、开南岗层和长春层。天祥层主要由石英-云母片岩、千枚岩、变质杂砂岩及变砾岩构成，九曲层主要由厚层的大理岩组成，开南岗层由淡绿色至黑灰色中粒角闪片麻岩组成，长春层由夹有绿泥片岩、石英岩或石英片岩的薄层大理岩组成，局部含锰和硬绿泥石岩，并呈混杂地块出现在天祥及长春层中，代表了残余的古洋壳（王执明等，1985）。大南澳群缺乏化石，在与长春层有联系的大理岩中，已发现少量二叠纪
4.云开-海南区（F区）
海南地区的变质基底杂岩为抱板群、金牛岭群，俞受鉴等（1992）发现抱板混合岩为一个侵入岩体，侵入于金牛岭群（原旧林岭群）之中，其U-Pb不一致线上交点为1440.8Ma，岩体形成于中元古代。因此，金牛岭群年龄应大于1440Ma。金牛岭群下亚群主要为千枚岩、板岩，地层Pb-Pb等时线年龄为1329Ma，上亚群主要为石英绢云母片岩、黄色粉砂岩。金牛岭群之上为石碌群，其下部为粗粒石英岩，上部为片岩、板岩、条带状硅质岩，有铁矿层，顶部为砂岩和粉砂岩。海南岛前寒武纪基底变质岩时代与云开地区相当，硅铁建造层位可以对比（808Ma，王鹤年等，1992），因而元古宙时为统一陆块。
❽ 地质年代符号如何输入
地质年代符号中只有寒武纪(Є)的不容易输入，其他的都是英文字母，很容易输入。
寒武纪符号的输入方法如下：
1、在word、excel、ppt等里面插入符号，字体选择一个英文字体，如：Times New Roman等。
参考资料来源：网络-地质年代
❾ 古生代寒武纪5.3亿年生物大爆发有多少物种出现
http://ke..com/link?url=RiC8Mxp56e5b--TnuFVNA7DXl-8Ahzx3MvPTXt21zUfg3lujTkHiK
往下翻，光一个生物群里就有好多。
❿ 前寒武纪镍矿床
(一)成矿时代
前寒武纪是镍成矿作用最重要时期，该时期产出的镍矿占世界镍矿储量的60%，其中太古宙的占19%，元古宙的占41%，我国前寒武镍矿占我国镍矿储量的64%，且均形成于元古宙(图2-22)。我国已发现的前寒武纪镍矿床主要有吉林赤柏松，同位素年龄：2242Ma(K-Ar法，傅德彬，1988)；甘肃金川(或白家嘴子)，其同位素年龄：827±8Ma(SHRIMP 锆石 U-Pb 法，李献华等，2004)、911Ma(硫化物Re-Os等时线，卢纪仁，1993)、约1508Ma(Sm-Nd等时线，汤中立，1995，1992)；四川冷水箐，同位素年龄：1031Ma(K-Ar 等时线，袁海华，1981)及广西大坡岭，同位素年龄：982Ma(块状硫化物Re-Os等时线及2219Ma Sm-Nd等时线，毛景文，2001，1990)，1734～1863Ma(锆石207Pb/206Pb 法，韩发等，1994)。
(二)矿床类型及赋存的地质构造环境
1.矿床类型
镍的矿床类型主要分为岩浆熔离型硫化物矿床及风化壳型氧化物矿床二大类，我国岩浆熔离型硫化物矿床(储量)占我国镍矿总量的88%(国外占63%)，产于前寒武纪镍矿床的国内外均为岩浆熔离型。与国外相比我国该类型镍矿床以岩浆熔离-贯入型硫化物矿床为主，如金川、赤柏松及冷水箐铜镍矿均属此类，而产于绿岩带(与太古宙科马提岩有关)及大型层状铁镁质杂岩体中的岩浆熔离型硫化物矿床，我国至今尚未找到成型的矿床，前者像澳大利亚阿抗纽(Agnew)、坎姆巴尔达(Kambalda)，加拿大的汤普逊(Thompsom)及津巴布韦的尚加尼(Shangani)等镍(铜、铂)矿床；后者如南非的布仁维尔德铂镍矿床。
图2-22 中国及世界不同成矿时代镍矿床储量比例直方图
2.地质构造环境
我国前寒武纪镍矿床主要产于古陆块边缘的裂谷带或断裂带中(见图2-16)，容矿岩主要为超镁铁质岩及镁铁质岩-超镁铁质岩(铁质超基性岩)，m/f值为2～5；它们均侵位于中-深变质岩系。如甘肃的金川铜镍矿产于华北陆块西南缘的中元古代(或新元古代)龙首山裂谷带，容矿岩为橄榄二辉岩、二辉橄榄岩及纯橄榄岩等超镁铁质岩，m/f值为2.7～5.9，平均值为4.6，岩体侵位于古元古界白家嘴子组黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩和蛇纹大理岩和古元古代花岗片麻岩中(汤中立等，2002b)。吉林赤柏松铜镍矿床产于华北陆块北缘东段的古元古代辽吉裂谷带，容矿岩主要为辉绿辉长岩-橄榄苏长辉长岩-暗色橄榄辉长苏长岩-细粒辉长苏长岩-辉长玢岩等镁铁质岩-超镁铁质岩，m/f值为2.5～4.1，岩体侵位于太古宙鞍山岩群四道砬子河岩组黑云斜长片麻岩和斜长角闪岩。四川冷水箐镍矿床产于扬子陆块西缘南北向构造与东西向构造的复合部位，受青河-程海断裂带控制，容矿岩为中元古代角闪二辉橄榄岩、角闪辉石岩及单辉橄榄岩等镁铁质岩-超镁铁质岩，m/f值为2.0～4.7；岩体侵位于中元古代盐边群中段变粒岩。广西大坡岭铜镍矿产于扬子陆块西南缘的四堡-天河断裂带。容矿岩为中元古代辉长辉石岩及闪长岩-辉长辉石岩-辉石岩-橄榄辉石岩二类，属镁铁质岩，m/f值为1.6～4.1。岩体侵位于中元古代四堡群鱼西组变质粉砂岩。(表2-5)。
(三)矿体分布、形态产状及物质组分
1.矿体分布形态、产状
该类矿床的矿体主要产于含矿岩体(铁质超基性岩)的下部(或底部)及边部、局部产于接触带的围岩中，产于底部的矿体一般呈似层状、透镜状产出，其产状常与围岩一致(图2-23，2-24)，而产于边部及接触带围岩中的矿体多呈板状、岩墙状、透镜状及脉状产出，产状常与围岩斜交(图2-25，2-26，2-27)。
图2-23 广西大坡岭矿区424线地质剖面图
(据广西第九地质队资料)
图2-24 盐边复式岩体群冷水箐①、②号岩体纵剖面地质略图
1—第四系坡积层；2—盐边群变粒岩；3—花岗岩；4—花岗闪长岩；5—闪长岩；6—辉石岩；7—角闪辉石岩；8—角闪斜辉橄榄岩；9—单辉橄榄岩；10—角闪二辉橄榄岩；11—二辉橄榄岩；12—矿体；13—混杂岩；14—断层带及断层；15—地质界线；16—过渡地质界线
表2-5 中国前寒武纪镍矿地质特征简表
图2-25 赤柏松Ⅰ号基性岩体Ⅲ号勘探线地质剖面图
(据傅德彬，1988)
1—橄榄辉长苏长岩；2—暗色橄榄辉长苏长岩；3—辉长玢岩；4—灰色片麻岩；5—黑云钠长片麻岩；6—富矿体；7—贫矿体
2.成矿物质组分
该类矿床金属的有益成矿元素主要是 Ni：0.55%(大坡岭)～0.92%(冷水箐)，Cu：0.27%(赤柏松)～0.49%(金川)，Co：0.02%(大坡岭、赤柏松)～0.03%(冷水箐、金川)，Pt+Pd：0.07g/t(大坡岭)～0.33g/t(金川、赤柏松)及 Au、Ag、Se等，Cu/Ni值为0.34(大坡岭)～0.56(金川)(表2-5)。
矿物成分较复杂，主要金属硫化物是磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿，其次有黄铁矿，白铁矿、方黄铜矿、墨铜矿、马基诺矿、针镍矿、紫硫镍铁矿、紫硫镍矿、辉镍矿、辉砷镍矿、镍铁矿、褐硫钾镍铁矿、毒砂、斑铜矿、辉钴矿、硫铂矿、碲铂矿、锡钼钯矿、铋碲钯铂矿等轴铋碲钯矿。自然金属矿物有自然金、自然铂。金属氧化物主要有磁铁矿、赤铁矿、钛铁矿、铬铁矿、尖晶石、铬光晶石、金红石、钙钛矿及锐钛矿等。
综上所述我国前寒武纪镍矿床具以下特点：
1)前寒武纪是我国镍成矿作用的主要时期，该时期产出的镍矿占我国镍矿储量的67%，且主要形成于元古宙，其同位素年龄为872～2242Ma。与国外相比我国尚未找到形成于太古宙的镍(铜)矿床。
2)我国前寒武纪镍矿的类型主要为岩浆熔离-贯入型、其次是岩浆熔离型。与国外相比我国尚未找到产于太古宙绿岩带(与科马提岩有关)及大型层状铁镁质杂岩体中的岩浆熔离型矿床。
图2-26 金川Ⅰ矿区10线地质剖面示意图
(据甘肃地矿局第六地质队资料)
1—混合岩；2—黑云母片麻岩；3—大理岩；4—含二辉橄榄岩；5—二辉橄榄岩；6—橄榄二辉岩；7—深熔-贯入型富矿；8—深熔-贯入型贫矿；9—氧化矿；10—熔离型星点状贫矿；11—氧化带界线
图2-27 金川Ⅱ矿区4线地质剖面示意图
(据甘肃地矿局第三地质队资料)
1—花岗岩；2—斜长角闪岩；3—大理岩；4—条痕(条带)混合岩；5—均质混合岩；6—中粗粒斜长二辉橄榄岩；7—中粗粒二辉橄榄岩；8—中粒纯橄榄岩；9—深熔-贯入型贫矿；10—深熔-贯入型富矿；11—岩相界线
3)我国已发现的前寒武纪的镍(铜)矿均产于华北陆块(金川、赤柏松)及扬子陆块(冷水箐、大坡岭)的边缘裂陷带，华北陆块的成矿时代主要为古-新元古代，扬子陆块的成矿时代主要为中-新元古代。
4)容矿岩主要为侵位于中深变质岩系中的超镁铁质及镁铁质-超镁铁质岩(铁质超基性岩)，m/f值为2～5。
5)熔离型矿体多呈似层状、透镜状产于“岩体”的中下部及边部，贯入型及接触交代型矿体多呈脉状、似板状及透镜状产于岩体的下部及边部的接触带。
6)成矿元素除 Cu、Ni 外尚有 Co、Pt 族、Au、Ag 等，均能综合利用，经济价值高。