中国古大陆的形成
华南(包括扬子区和华夏区)陆核的形成晚于华北和塔里木。该区已发现最早的角闪岩相地壳岩石，大部分测年为3000 ~ 2500Ma，部分测年为3300 ~ 3200Ma。主要分布在鄂西的康滇、黄陵-神农架、赣东北的张公山、浙江的龙泉、福建的建宁(林，1989；马长鑫，1993；赵，1993)。广东东本、摩天岭、德化、尤溪、广西河台等地古生代至中生代花岗岩中的继承锆石，广西鲍斯、福建刘清中元古代的碎屑锆石，以及海南岛抱板群中的暗色包体的年龄均为3200～2400Ma。另外，在10km的航磁延伸平面图上，松潘、中川、云开、增城均有稳定的高磁块体，推测为角闪岩相变质岩所致。以上证据表明，在中新太古代，随着壳幔物质的分异，康滇、松潘、川中、鄂西、湘黔桂交界、云开、增城、海南岛和浙闽等地出现了大小不一的陆核。
古元古代，上述陆相岩心初步成熟，沉积了应时砂岩、富碳铝泥质岩和碳酸盐岩。晚元古代是大陆核增生和拼接的重要时期。沈为洲(1993)根据变质岩的Sm-Nd等时线年龄和锆石U-Pb年龄提出2000~1800Ma是浙闽地区最重要的地壳形成期，“华夏古陆”已基本形成。此时，长江上游(四川中部-湖北西部)和江苏北部-黄海南部也已形成两大陆块。他们在中元古代沉积了稳定的陆源碎屑岩和碳酸镁岩。在四川、云南、摩天岭等地，以裂谷型火山-沉积岩为主。
在约1400Ma前，特别是约1000Ma前，华南成为统一的陆块，稳定性较低。这一构造-热事件在扬子区有明显的反映，中元古代地层褶皱强烈，绿片岩相变质广泛。广西北部、黔东范静山、安徽休宁、南秦岭-大巴山和康滇-龙门山等地均有花岗岩侵入，年龄约为65438±0000ma。中元古代变质岩和花岗岩被新元古代青白口-震旦系不整合所覆盖。1400Ma前和1100～950ma前的花岗岩侵入和热变质作用在浙江和福建地区也广泛存在，并在浙江绍兴-江山与扬子陆块结合。
塔里木和柴达木的元古代演化与华南相似，在中元古代末也增生为陆块。
至此，原本围绕太古宙大陆核心增生的华北、华南、塔里木地块，结合形成了一个大规模的古陆——前中国古陆。华北地块与华南地块的拼接，已被分布于结合带及其两侧(赵，1995)或发育于华南、华北、柴达木、柴达木的许多花岗岩的形成时代、混合岩化时代、变质时代所证实。图1.1，图1.2)。
图1.1中国布格重力异常图
图1.2中国及邻区莫霍面分布图(据吴启智，1997)。
表1.1中国大陆形成与演化表
塔里木、扬子和华北地块的对比。
研究表明，除扬子和塔里木克拉通化特征和时代相似外，新元古代早期发育的钙碱性富铝花岗岩、华南裂解岩浆作用和同生冰碛层的发育提供了重要证据。然而，华北克拉通的中新元古代主要处于相对平静的构造状态，地层记录中有巨大的碳酸盐沉积，这与塔里木-扬子克拉通的中新元古代地质历史有明显不同，表现在以下几个方面:
(1)克拉通化完成时间明显不同。克拉通是地质块体从相对活跃状态向相对稳定状态转变的重要过程，不仅表现为地壳厚度的增加和地表山脉的形成，还表现为深部壳幔物质的强烈交换。因此，克拉通化的时间和特征是地质块体历史演化的里程碑。华北克拉通化发生在2000 ~ 1850Ma之间。而塔里木-扬子克拉通化通过晋宁运动或塔里木造山运动完成了从相对活跃状态向相对稳定状态的过渡，其时间在1000~850Ma之间，比华北克拉通化结束晚了近100亿年。
(2)中元古代晚期与新元古代早期有明显的差异。塔里木-扬子地块在此时期经历造山过程时，克拉通边缘出现岛弧火山岩和大量深成侵入岩，克拉通内部发育弧后盆地和克拉通盆地。因此，塔里木-扬子克拉通边缘保存了大量新元古代早期构造-热事件的地质记录。此时，华北克拉通正处于从中元古代广海碳酸盐盆地向青白口有限盆地调整的过程中。克拉通内部和外围的青白口系由碎屑岩和碳酸盐岩组成，没有大量的火山喷发和深成侵入，其相对平静的构造状态与塔里木-扬子克拉通异常活跃的构造状态形成明显对比。
(3)南华纪的演化特征有明显的差异。南华纪塔里木-扬子克拉通发生大规模裂解，持续时间约65438±000ma。出现了双峰式火山岩、基性岩墙、板内花岗岩和辉长岩侵入体、A型花岗岩和表明地壳开裂和变薄的裂谷盆地。但上述南华裂解事件群并未出现在华北克拉通及其边缘，其构造背景与塔里木-扬子克拉通有很大不同。
(4)冰碛的层位和时代不同。塔里木-扬子克拉通华南体系发育的典型冰碛层，以南沱组(扬子克拉通)和特赖肯组(塔里木克拉通)为代表，位于华南体系顶部，时代约700Ma，而华北克拉通南缘和西缘发育的罗泉组和郑木关组位于寒武系之下，属震旦系顶部，时代为600-550年前。
(5)地壳厚度变化很大，西部厚，东部薄，南部厚，北部薄。
联合国教科文组织对中国的重磁异常特征进行了研究，并对青藏高原东北缘的岩石圈结构进行了实验研究。布格重力异常延伸分离，构造增强，重要界面(沉积基底面和莫霍面)反转。结果表明，莫霍面深度从东北向西南逐渐加深。鄂尔多斯地块和阿拉善地块的平均莫霍面深度为37～44km，而青藏高原祁连褶皱系、秦岭褶皱系和松潘-甘孜褶皱系的平均莫霍面深度为44～67km。同时，对研究区经过海原-六盘山地区的两条重要剖面进行重力正反拟合建模，发现上地壳底部和中地壳顶部存在低密度体，与地震测深低速体和大地电磁测深低阻体的位置相对应，认为与滑脱构造有关。塔西南莫霍面深度为58～60公里。磁异常图反映了不同时期磁性体的分布和强度，特别是磁性体与本区构造体系的密切关系。
(6)根据构造体系、地壳厚度、基底、沉积发育等特征，将中国划分为若干个区块(图1.3)。
(7)地壳厚度快速变化带。①阿尔泰山地壳厚度快速变化带；(2)天山地壳厚度快速变化带；(3)北祁连山北缘地壳厚度急剧变化带，该区新第三纪-第四纪陆内前陆盆地分布于北祁连山北缘(或酒泉盆地南缘)；(4)西昆仑山北缘地壳厚度急剧变化带，该带分布着新近纪-第四纪陆内前陆盆地；⑤东昆仑山北缘地壳厚度突变带，这里分布着新近纪-第四纪陆内前陆盆地，分布于东昆仑山北缘(或柴达木盆地西南缘)；⑥喜马拉雅山南缘地壳厚度快速变化带，新第三纪-第四纪印度河、恒河和阿萨姆前陆盆地分布在喜马拉雅山南缘；⑦川西至滇西地壳厚度快速变化带，沿该带自南向北有楚雄和晚三叠世川西弧后前陆盆地；⑧鄂尔多斯盆地西缘地壳厚度变化带，沿该带发育晚侏罗世陆内前陆盆地；⑨中国西部和台湾的地壳厚度快速变化带，沿该带存在上新世晚期-更新世的弧后前陆盆地。
这种地壳厚度快速变化的现象在分布于中国境外的喀尔巴阡山、亚平宁山、安第斯山和扎格罗斯造山带前缘的前陆盆地下也可以看到。
图1.3中国地块划分示意图