论燕山地区青白口系的解体

朱士兴，刘欢，胡军

（1.生物地质与环境地质国家重点实验室，中国地质大学（武汉），430074；2.天津地质矿产研究所，天津3 00170）

论燕山地区青白口系的解体

朱士兴1,2，刘欢2，胡军1

（1.生物地质与环境地质国家重点实验室，中国地质大学（武汉），430074；2.天津地质矿产研究所，天津3 00170）

根据新的测年资料，原燕山地区青白口系下部的下马岭组被厘定为中元古界延展纪（1 400～1 200Ma）地层。对上部现在尚未获得精确年龄的骆驼岭组和景儿峪组，本文通过它们与下伏地层界线性质的研究，以及它们与辽南和华南等新元古代典型沉积盆地不同发展阶段沉积特征的比较，认为它们并不是象过去K-Ar年龄所指示的那样属于青白口纪（或拉伸纪）的晚期地层，而可能是在全球罗地尼亚超大陆开始进一步裂解背景下形成的南华纪（或成冰纪）早期沉积，年龄可能在780Ma和660Ma之间。因此，燕山地区的原“青白口系”可能都不是真正青白口纪（1 000～800Ma）地层，燕山地区的原“青白口系”可能要被全部解体。

解体；青白口系；新元古界；燕山；华北

1 引言

燕山地区的青白口系，出露零散，但分布很广（图1），以往作为中国新元古代早期青白口纪的标准地层，时限1 000～800Ma[1]，与国际地层表的拉伸纪（1 000～850Ma）大致相当[2]。燕山地区的青白口系由上震旦统（Upper Sinian）“青白口群”（Chingpeikou Group）演变而来[3]，以蓟县剖面为标准剖面，自下而上划分为下马岭组、骆驼岭组和景儿峪组（表1）。

近年来，燕山地区中－新元古界研究取得了许多重大进展，其中以下马岭组SFRIMP锆石U-Pb年龄的获得和青白口系的解体最为引人注目。由于下马岭组较精确的U-Pb年龄不是原来的1 000～900Ma，而是1 400～1 320Ma，因此它不再是新元古代早期拉伸纪（青白口纪）的地层，而应是中元古代中期延展纪早期的地层。

骆驼岭组和景儿峪组是继下马岭组下移至中元古代之后还剩余下来的青白口纪地层，其主要的依据也仅仅是前人提出的900～850Ma的海绿石K-Ar年龄数据[5,6]。而现在新的资料已表明传统的年龄与目前较精确的锆石U-Pb年龄有很大差异，原有的K-Ar年龄资料也就难以作为确定骆驼岭组和景儿峪组属于青白口纪地层的确凿依据。由于骆驼岭组和景儿峪组的时代和层位不仅涉及到它们是否为青白口纪地层的问题，也涉及到北方（蓟县剖面）与南方（峡东剖面）中、新元古界如何对接的问题，因此骆驼岭组和景儿峪组的时代和层位问题也就成了目前我国中－新元古界研究中的焦点。

图1 燕山地区中、新元古界分布略图Fig.1 The sketchmap o of the Meso-and Neoproterozoic sequences in Yanshan range

表1 蓟县剖面中、新元古界的现行划分（全国地层委员会，2002）和主要沿革关系Table 1 Present division o of the Mid-Neop roterozoic p ro ofile in Jixian County(China Stratigraphic Comm ittee,2002)and m ain evo lusion

前寒武纪地层时代的确定和对比有很多方法，在今天看来精确的锆石U-Pb测年应属首选，遗憾的是迄今骆驼岭组和景儿峪组尚缺少测年对象。这就迫使我们不得不暂时从其他方向来对这一问题进行探讨。本文就是在缺乏可信年龄资料的前提下，用全球构造发展演化规律的同步性，通过介绍蓟县剖面骆驼岭组和景儿峪组与其它新元古界代表性剖面的不同演化阶段特征之间的对比，来评估其时代和层位。

2 燕山地区青白口系的研究进展

2.1 燕山地区的青白口系

以往华北燕山地区的青白口系自下而上包括下马岭、骆驼岭和景儿峪三个岩组，它们都以厚度小、岩相稳定，沉积间断发育为特征。其中下马岭组与下伏铁岭组之间，下马岭组与上覆骆驼岭组之间，景儿峪组与上伏早寒武世府君山组（区域上称昌平组）之间都有明显的沉积间断，甚至在景儿峪组与骆驼岭组之间也有短暂的沉积不连续。

2.1.1 蓟县剖面的青白口系

在蓟县，青白口系标准剖面是蓟县城北的骆驼岭－老鸹顶剖面（图2）。该剖面的青白口系总厚398m，自下而上分为下马岭、骆驼岭和景儿峪三组。其中下马岭组以潮间－潮上带的黄绿色、灰绿色和灰色含粉砂伊利石页岩为主，中间多夹透镜状细砂岩和粉砂岩，底部为铁绿泥石粗砂岩，顶部为黑色和绿色伊利石页岩，全组厚168 m。骆驼岭组下部主要为河流相砾岩和含砾长石粗砂岩，中部主要为滨海相石英砂岩和水下砂席相海绿石砂岩，上部主要为杂色页岩，全组厚118m。景儿峪组为多种颜色的灰岩，自下而上分别为紫红色、灰绿色、蛋青色、灰褐色和灰绿色等，在接近下寒武统府君山组时，变为紫色，在最底部，常有一层厚几厘米到十几厘米的含海绿石粗粒长石砂岩或细砾岩，全组厚112m[6]。

图2 蓟县骆驼岭－老鸹顶青白口系剖面图①华北地质科学研究所，河北省蓟县震旦系标准剖面的研究，1965；地质部华北地质科学研究所：蓟县震旦系现场学术讨论会议论文汇编,1965，6-16.Fig.2 Pro ofile o of the Qingbaikouan System ofrom the Luotuo ling hill to the Laoguading peak in the Jixian County

2.1.2 青白口系的区域变化

青白口系在天津蓟县仅出露于城北府君山向斜两翼近核部的很小范围内。但从区域资料看，青白口系分布十分广泛，据钻孔资料，甚至在平原区和渤海在显生宙覆盖层之下也有分布。

从北京十三陵往西的燕山西段，与燕山中段的蓟县剖面相比，青白口系有明显差异。首先，该区的下马岭组不但顶底界线清楚，而且厚度明显增大，层序更加齐全。据杜汝霖等的研究，燕山西段的下马岭组虽然总体上仍由砂岩、细砂岩、粉砂岩、粉砂质页岩和页岩组成，但上部夹透镜状叠层石灰岩[7,8]，下部夹海绿石砂岩，并含菱铁矿和黄铁矿透镜体。以怀来赵家山剖面为代表，下马岭组厚达537m，自下而上可清楚地分为四段（图3）：即砂质页岩段（一段）、红绿色页岩段（二段）、黑色页岩段（三段）和杂色页岩夹泥灰岩段（四段）。骆驼岭组的岩相特征在燕山全区基本稳定，但下马岭期以后,骆驼岭组的沉积中心向东迁移，因而骆驼岭组及其以上的景儿峪组仅在涿鹿以东发育，以西缺失。在燕山西段，骆驼岭组也由含砾粗砂岩、细砂岩、海绿石砂岩、粉砂岩及粉砂质页岩等组成，但厚度比其它小区要小，仅64m。此区景儿峪组以浅海相潮下带钙质粉砂岩和钙质页岩为主，底部为含角砾钙质细砂岩和粉砂岩，厚仅4.6m。

在北京十三陵地区，下马岭组也以页岩、粉砂质页岩为主，底部夹含铁砂岩透镜体，上部夹灰黑色页岩和碳质页岩，厚度介于西段和蓟县剖面之间，达318m[9]。该区骆驼岭组底部为三角洲相的含砾石英砂岩，往上为滨海相的海绿石砂岩、粉砂岩及页岩，厚129m；而景儿峪组主要为浅海相潮下带的浅灰色泥灰岩，顶部为含角砾含泥白云岩，厚94m。

蓟县下马岭组仅厚168m，与上述怀来赵家山剖面相比，下马岭组岩性趋于简单，厚度明显变薄，层序显著缺失，主要与冀西下马岭组的一段相当。

从蓟县往东的燕山东段，因山海关隆起的影响，可分为南、北两带。在南带，自蓟县到遵化以东，下马岭组，连同其下的铁岭组和洪水庄组，甚至雾迷山组的大部均已缺失。在北带，自十三陵向东到冀北的兴隆、平泉和辽西的凌源一带，下马岭组依然存在，但底部还有含铁碳酸盐岩，上部夹透镜状或薄层灰岩。此外，在燕山东段（北带）和西段,下马岭组中普遍夹有2～4大层(小层更多)顺层产出的中、基性岩浆岩（主要呈岩床），以致发生局部接触变质。在燕山东段骆驼岭组和景儿峪组的岩相都很稳定，在北带的兴隆、凌源、宽城一带，骆驼岭组为各种色调的砂岩、海绿石砂岩和砂质页岩，仅底部局部有复成分砾岩。景儿峪组为蛋青色、灰紫色、黄绿色等板状白云质灰岩夹页岩。两组总厚度大于100m。在南带，骆驼岭组自蓟县向东厚度和岩性仍很稳定，但超覆在不同时代的下伏地层之上（详见后述）。燕山东段的景儿峪组，由于寒武系前的侵蚀－剥蚀作用多已残缺，到辽宁省西部景儿峪组全部缺失，寒武系下统直接不整合在太古宇之上。

2.2 下马岭组新的年龄资料及青白口系的初步解体

据前人资料，蓟县和燕山地区的下马岭组不仅与下伏中元古界顶部的铁岭组为平行不整合接触，而且时限约为1 000Ma～900Ma，因而被归于新元古代早期的青白口系下部层位。当时依据的主要的年龄数据是：1）铁岭组上部叠层石的最小海绿石年龄为1 050Ma；2）天津地质矿产研究所于荣炳等（1984, 1987）用K-Ar法测得怀来赵家山下马岭组伊利石页岩年龄为956Ma[10，11]；3）乔秀夫、高劢(1997)在北京西山下马岭组下部获得879±18Ma的Pb-Pb年龄[12]。

近年来，随着研究程度的不断深入和新技术的引进，上述青白口系的年代格架主要因下马岭组获得了一系列新的年龄资料而被大大突破，青白口系也随之解体和需重新定义。

图3 河北怀来赵家山下马岭组实测剖面（据杜汝霖、李培菊，1980）Fig.3 Measured section oof the Xiamaling Fm.in the Zhaojiashan,HuailaiCounty,HebeiProvince(aofter Durulin and Lipeiju,1980)

（1）下马岭组斑脱岩（火山凝灰岩）的SHRIMP锆石U-Pb年龄

迄今已在北京西山、河北怀来赵家山和河北宽城化皮溜子的下马岭组发现了凝灰岩（斑脱岩），测得的年龄结果如下：1）高林志等在北京西山下马岭组中部斑脱岩（凝灰岩）中分别在北京离子探针中心和西澳科廷大学测得1 368±12Ma和1 370±11Ma的锆石SHRIMP加权平均年龄[13,14]；2）高林志等在河北怀来赵家山剖面下马岭组中上部斑脱岩（凝灰岩）中测得1 366±9Ma锆石SHRIMP年龄[15]；3）苏文博等对上述地点的火山凝灰岩用相同方法也进行了测试，也获得了1 379±12Ma、1 380±36Ma的年龄结果[16]。

（2）基性侵入岩岩床的年龄

基性侵入岩不仅在岩石学和构造学上有重要意义，其年龄还限定了下马岭组沉积年龄的上限，因此对它们的测年工作同样受到了广泛重视，到目前为止，已获得了两组SHRIMP法测年结果：1）李怀坤等对河北宽城地区下马岭组的辉绿岩床研究，获得1 320±6Ma的SHRIMP锆石U-Pb年龄[17]；2）据王铁冠面告，他们对河北宽城地区侵入下马岭组的辉绿－辉长岩床的岩芯也测得非常接近的SHRIMP锆石U-Pb年龄。

据上述新资料不难得出如下推论：1）上述斑脱岩的层位位于下马岭组中偏上部（第三段下部），底部的年龄应更老，故推测下马岭组的年龄下限接近1 400Ma；2）侵入下马岭组的辉长－辉绿岩床的年龄1 320Ma，因而推测其沉积年龄的上限应不小于1 320Ma；3）综上分析，下马岭组的沉积时限应在1 400～1 320 Ma之间。按现行的年代地层划分方案，其时代和层位应属我国中元古界（1 800～1 000 Ma）的中偏上部，或国际地层表延展系/纪（1 400～1 200Ma）的下部；4）原义的青白口系应被解体，剩下的仅有上部的骆驼岭组和景儿峪组。

3 “蔚县上升”的性质及其与中、新元古界沉积盆地演化的关系

在燕山地区，青白口系与上覆早寒武世府君山组之间的微角度不整合接触关系，所代表的地壳运动即为著名的“蓟县运动”。蓟县运动以后，本区被抬升为陆地，以致缺失了青白口系以上的新元古代地层。前人对此已有很多研究[18,19]，本文不再进一步讨论，而主要讨论下马岭组与上覆、下伏地层之间沉积间断的性质和意义。

3.1 关于青白口系地层界线的研究和“蔚县运动”的性质

从蓟县剖面和燕山全区来看，下马岭组与上覆、下伏地层之间都有明显的沉积间断。下马岭组与下伏铁岭组之间的沉积间断所代表的地壳运动称为“芹峪运动或芹峪上升”[6，20]。这一沉积间断，虽然侵蚀面高低不平，在下伏铁岭组的顶部经常见到古风化壳和古岩溶漏斗，但需说明三点：1）从燕山全区来看，下马岭组与下伏铁岭组产状都基本一致，呈典型的平行不整合接触，它所代表的地壳运动只能是前人所说的“上升”运动；2）下马岭组仅与铁岭组上部的叠层石灰岩接触，未见超覆到更低的层位；3）下马岭组都是海侵体系域的沉积，下部未发现有代表河流回春等的低水位体系域沉积，因此，从层序地层学的观点看，下马岭组与下伏铁岭组之间的间断只能是一个不典型的SBI类型，或是SBIII类型的层序不整合接触界面[21]。

下马岭组和上覆骆驼岭组之间的沉积间断面所代表的地壳运动称为“蔚县上升”[8]。通过区域考察和资料研究，发现骆驼岭组及其与下伏下马岭组的接触关系有如下新的特征：

（1）如上所述，在骆驼岭组之下的地层在燕山西部层位最高，骆驼岭组覆盖在由杂色页岩夹礁状叠层石灰岩所组成的下马岭组第四段之上。即使是该段沉积，虽然反映海平面略有下降（杂色和出现叠层石礁体），但还不是高水位体系域的典型沉积（如海平面的进一步下降和出现暴露带），表明两组之间的沉积层序并不连续，存在明显的沉积间断。

（2）在骆驼岭组底部普遍有不同厚度的底砾岩存在，并具有组分混杂、大小不一、滚圆度不同等特征。砾岩中的砾石成分有时简单，多来自下伏地层中坚硬的岩石成分，如滦县桃园剖面，底砾岩成分以燧石角砾岩为主，显然来源于下伏雾迷山组残留的燧石层（图4）；砾石成分有时很复杂，除燧石和硅质碳酸盐岩外，还有来自太古宇基底的石英岩、脉石英、伟晶岩、磁铁石英岩、云母片岩、角闪岩和角闪斜长片麻岩等，这进一步反映骆驼岭沉积之前存在着长时期的剥蚀、侵蚀和夷平作用。

（3）骆驼岭组与下伏地层之间不仅有明显的沉积间断，而且在蓟县剖面其下部为河流相砂砾岩和长石砂岩，中、上部依次为海相石英砂岩、海绿石砂岩、灰绿色页岩和兼有黑、红和绿色的杂色页岩，分别属于低水位体系域和海进体系域的沉积。因此，骆驼岭与下伏地层之间应当是一条SBI型的层序不整合界面。

图4 骆驼岭组底部的燧石角砾岩（滦县桃园）Fig.4 Cherty breccia at the bottom o of the Luotuo ling Formation

（4）在燕山西段,骆驼岭组底部砂砾岩“平行不整合”在下马岭组四段之上。在蓟县剖面上，骆驼岭组底部的河流相长石砂岩和砾岩直接不整合覆盖在下马岭组绿色页岩之上，而这层页岩与北京西山青白口系剖面对比，仅相当于下马岭组的一段顶部，因而缺失了二、三、四段沉积。从蓟县向东，骆驼岭组除超覆在下马岭组更低层位之上外，还可进一步超覆在铁岭组、雾迷山组、高于庄组和大红峪组之上，到秦皇岛以北，甚至超覆在太古宇片麻岩之上（图5、6）。

总之，在区域上，骆驼岭组与下伏地层之间呈现一个很大的“超覆”不整合接触关系。

（5）骆驼岭组与下伏下马岭组的产状在许多地方并无明显差别，特别是在燕山中西部大都表现为平行不整合的接触关系。但杜汝霖等1964年的资料表明①杜汝霖，开平地区震旦系和寒武系分界问题的初步探讨，地质部华北地质科学研究所：蓟县震旦系现场学术讨论会议论文汇编，1965，114-126，到燕山东段南带的开平和滦县地区，骆驼岭组与下伏雾迷山组的倾向和倾角都可相差5～10 o（一般雾迷山组的倾角大于骆驼岭组的倾角），显示出两者为微角度不整合接触的关系。

（6）在骆驼岭组沉积之前，下伏地层向山海关古陆或隆起都有变薄和尖灭的趋势，即使是下马岭组也同样如此，都说明山海关隆起对燕山地区骆驼岭组以前的元古宙沉积盆地起着明显的围限或阻档作用（古陆）。在骆驼岭组沉积时期，虽然该组在燕山西部的涿鹿以西就已缺失，但向东至山海关隆起不但无厚度和岩相的明显变化，而且还直接不整合覆盖在太古宇片麻岩之上，说明骆驼岭组沉积时古沉积盆地格局也发生了重大变化，山海关“隆起”已不再是的古陆，而成了沉积盆地的一部分，即骆驼岭组与下伏地层相比，是在一个全新的构造盆地格局下发生的沉积。

除上述的表面特征之外，需要进一步讨论的问题是骆驼岭组在燕山东部见到的这样大的超覆现象究竟是如何形成的？反映的是什么样式、什么性质的构造形式和地壳运动？要回答这些问题可以有不同的假设，但都要同时满足两个基本条件，一是骆驼岭组（包括其上的景儿峪组）虽然厚仅百米，但在燕山全区，特别是自蓟县向东厚度和岩性都很稳定，都无显著的相变现象；二是骆驼岭组底部要有很大的超覆，同时与下伏很多不同层位的地层接触。

图5 新元古界骆驼岭组超覆在下伏不同层位的地层之上Fig.5 Neop roterozoic Luo tuo ling Fo rm a tion overlay discon oform a ly the strata o of the diofoferenthorizons.

图6 燕山地区青白口系骆驼岭组及其下伏地层柱状对比图Fig.6 Co lumn ofor corre lation o of the Luotuo ling Formation between the Qingbaikouan System and its underlying strata in Yanshan range

一种假设是受古地形的控制,即在骆驼岭组沉积前本区因蔚县上升而成为陆地,并形成切割很深的古地形,然后沉积骆驼岭组,因此造成骆驼岭组与下伏不同层位的地层接触。这一假设是大多数研究者所接受的。但是，第一，在燕山地区，蓟县剖面的中、新元古界厚近万米，西北和东南较薄，至少也有三、五千米。要能同时超覆在整个中、新元古界，甚至到太古宇之上，古地形的切割深度，少说也要有几千米，这比现代许多高山区的相对切割深度都要大得多；第二，如此高差显著的古地形，如果没有被夷平，必定造成沉积相的巨大变化，不可能形成厚仅百米，但岩性和厚度基本稳定的骆驼岭组沉积。第三，如果“蔚县上升”仅仅是盆地的整体上升，在骆驼岭组沉积之前仅仅存在整体的夷平作用，那么又不可能造成如此大的超覆现象，不可能造成今天所见骆驼岭组的产出特征。

既然单纯的上升运动不可能造成之后骆驼岭组的沉积背景和岩相特征，这就需要改变我们的思路，从另一个角度来理解骆驼岭组的沉积背景和特征。图6是反映骆驼岭组与下伏不同层位地层接触的实际资料，如果进一步将下伏地层相应层位相连接起来的话，不难看出下伏地层就显示出一幅舒缓褶皱的景象（图7）。也就是说，骆驼岭组沉积之前，本区曾遭受过一次褶皱运动，下伏的深部地层因而在背斜区域被抬升到地表附近，经过后来长期的剥蚀、夷平和准平原化作用以后，再整体下沉成为新的沉积盆地，从而形成了新的骆驼岭组（包括景儿峪组）的沉积。这一假设，既能满足骆驼岭组（包括其上的景儿峪组）岩相较为稳定，也能满足与下伏层位有很大的超覆，同时与下伏很多不同层位的地层接触的两个基本条件。如果这一解释是可以被接受的话，燕山地区骆驼岭组与下伏地层间的接触关系就不是象一些“点”上所见到的那样，是一个“平行不整合”接触关系，而应如图7所示，在燕山中、西段，骆驼岭组位于下伏地层的向斜构造核部及其附近，因此下伏地层及下马岭组保存最全，骆驼岭组与下马岭组之间主要表现为平行不整合接触。但到燕山东段的南带，骆驼岭组不整合在背斜的翼部和核部，骆驼岭组与下伏不同层位的地层之间就能表现出较明显的角度不整合接触。如前所述，在燕山东段南带的开平和滦县地区，骆驼岭组超覆在雾迷山组之上，骆驼岭组底砾岩的产状与下伏雾迷山组白云岩的倾向和倾角都可相差5～10°，显示出两者为微角度不整合接触的特点。这为证实上述认识提供了初步的证据，如果再向东，骆驼岭组与下伏地层间的交角可能会更加显著。因此，从区域上看，骆驼岭组与下伏地层之间应当是一“区域性微角度不整合接触”关系，即“蔚县上升”不是通常理解的上升运动（Upl i of t），而是性质完全不同的轻微的褶皱造山运动或“准造山运动”（Para-orogeny）。所以，本文建议将“蔚县上升”暂时修定为中性的“蔚县运动”，以此与通常理解的“上升”相区别。

从构造性质和层序地层学观点看，对燕山地区青白口系骆驼岭组及其与下马岭组之间的接触界线可得出如下主要认识：1）骆驼岭组与下伏地层之间有明显的沉积间断，无疑是一条重要的层序不整合界限；2）骆驼岭组下段为河流相底砾岩和长石砂岩，上段为海相石英砂岩和海绿石砂岩和灰绿色页岩，分别为低水位体系域和海进体系域的沉积，因此应当是一条十分重要的SBI型的层序不整合界线；3）与下马岭组始终与下伏铁岭组上部叠层石灰岩接触的关系不同，骆驼岭组底界与下伏地层呈现出一个向南东方向显著超覆的“区域性微角度不整合”接触关系；4）要造成上述接触关系，“蔚县上升”可能不是像下马岭组与铁岭组之间的“芹峪上升”一样的升降运动所能形成，而应是一次性质完全不同的轻微褶皱“蔚县运动”的结果。

3.2 “蔚县运动”对燕山地区中、新元古代盆地演化的制约

从构造运动角度看，蔚县运动无论对燕山地区中、新元古界的划分和对比，还是对古沉积盆地构造演化史的认识都有重要的意义。

3.2.1 蔚县运动与中元古代末期全球构造运动（格林威尔运动）的关系

在中元古代末期，全球曾发生过一次显著的以挤压褶皱为主的地壳运动—格林威尔运动（Grenvi l l ian orogeny）及其时代相当的运动，这一运动不仅造成了中元古代的各大陆会聚,拼合成了著名的罗地尼亚（Rodinia）超大陆，而且也导致了古地理、古气候和古生物面貌的重大变化，以及大体上结束了中元古界的沉积，直到罗地尼亚超大陆的重新裂解才开始了新元古界的沉积。因此格林威尔运动或与其相当的挤压褶皱为主的运动界面也就成了划分和对比中、新元古界的重要构造标志之一。

以前，许多研究者从原有的年龄资料，认为下马岭组与下伏铁岭组之间的“芹峪上升”可能是格林威尔运动在区内的反映。通过以上讨论，不难看出，发生在青白口系骆驼岭组和下伏下马岭组之间的蔚县运动，才可能是格林威尔运动或与其相当的运动在区内的反映，才是燕山地区中、新元古界的划分界线，而不是介于下马岭组和下伏铁岭组之间的芹峪上升。因为只有蔚县运动才曾是一次轻微褶皱运动，才具有反映地壳会聚、拼合、收缩和挤压的基本性质，而芹峪上升只是一般意义上的“上升”或“造陆”运动，不反映地壳收缩挤压的特点。

3.2.2 蔚县运动引起古地理、古气候和古生物群的重大变化

图7 燕山地区青白口系骆驼岭组与下伏地层的纵剖面图Fig.7 Pro ofile section o of the Luotuo ling Formation o of the Qingbaikouan System and its underlying strata in Yanshan range

目前资料还表明，燕山中、新元古代沉积盆地的演化同样受全球构造事件所制约，即燕山（或燕辽）盆地虽然位于华北古陆内部，刚性很大，但在下马岭组沉积之后，作为对全球构造运动的响应，同样曾发生过一次重要的褶皱造山运动。这次褶皱造山运动尽管其强度不是很大，但同样导致了古沉积盆地格局的重大变化和相应的骆驼岭组和景儿峪组的沉积。如前所述，在骆驼岭组沉积之前，由太古宇组成的山海关古陆或隆起对燕山地区前骆驼岭组的元古宙沉积盆地起着明显的围限或阻档作用（古陆），盆地向北或向北西开口与大洋相通[22]，但到骆驼岭组沉积时期骆驼岭组却直接覆盖其上，说明它已不再是古陆或隆起，而是成了盆地的一部分（图8）。古地理资料还表明，燕山地区的骆驼岭组和景儿峪组沉积时期的沉积中心不仅已从燕山东移到了华北古陆东缘的徐淮胶辽地区，甚至燕山地区的骆驼岭组和景儿峪组很可能正是徐淮胶辽地区新元古代沉积盆地海侵初期有关地层的向西扩展部分（详见后述）。

蔚县运动不仅造成了下马岭组和骆驼岭组沉积盆地构造格架和古地理面貌的巨大改变，并且也引起了古磁极、古纬度、古气候和古生物群落等各方面的巨大变化（表2）。例如，下马岭和骆驼岭－景儿峪期古地磁发生了极性倒置和纬度的显著改变[23]，下马岭期古纬度为负值，为-16.6o，而骆驼岭－景儿峪期的古纬度是正值，从18.0o升高到49o(N)。再例如，下马岭组有叠层石，微古植物以Microconcentrica为代表，宏观藻类化石仅见一些形态相对简单的类型，如Chuaria Shouhsienia和Tawuia等，但到骆驼岭组，除了未见叠层石外，微古植物出现了Tasmanites等仅见于新元古代的新类型外，宏观藻类化石则出现了以Longofengshania为代表的龙风山生物群，等等[24]。因此，只有骆驼岭组与下马岭组之间的分界才是燕山地区中、新元古界的分界，骆驼岭组和景儿峪组才是真正的新元古代地层。

4 从全球构造的观点论骆驼岭组和景儿峪组的时代和对比

在下马岭组下移到中元古界以及基本确定骆驼岭组和景儿峪组是新元古代地层之后，进一步确定骆驼岭组和景儿峪组的具体时代和层位问题，也就成了目前燕山地区，乃至全国中、新元古界研究中的重大关键问题，因为它不仅涉及到骆驼岭组和景儿峪组还是否为青白口纪地层的问题，而且还涉及到我国南方和北方中、新元古界如何对接的重大问题。

骆驼岭组和景儿峪组目前还无较新的精确年龄报道，因此对其年龄的讨论属于推论性的。例如，一种认识主张在新资料获得之前，骆驼岭组的年龄暂按照以往的K-Ar年龄资料，仍定为在900～850Ma之间，仍看做是青白口系上部的地层；另一种意见是根据骆驼岭组的龙凤山生物群将骆驼岭组对比到北美的麦肯什山群，再由麦肯什山群的相关年龄资料反过来推测骆驼岭组的年龄，认为骆驼岭组的年龄略小于1 000Ma，仍是青白口系的地层[25]；第三种意见根据铁岭组的U-Pb年龄（1 437Ma）比以往K-Ar年（1 050Ma）高出近400Ma，如果将骆驼岭－景儿峪组的现有K-Ar年龄数据相应提高400Ma的话，那么它们也就成了中元古代的晚期地层。

此外，作者认为还有一种值得考虑的方法，即是从全球构造的观点从区域对比的角度来探讨骆驼岭组和景儿峪组的时代和对比问题。

图8 下马岭组（左）和骆驼岭组（右）古地理格局的比较（据乔秀夫，2000）Fig.8 Corre lation o of pa laeogeographic ofram ework betw een the Xiam a ling and Luotuo ling Form ations

表2 燕山地区与蔚县运动有关的古构造、古地理、古气候、古生物的重大变化Table 2 Marked changes in pa laeotectonics,pa laeogeography,pa laeoc lim ate and pa laeobio logy re lated to Yuxian m ovem ent in Yanshan range

纵观地球发展演化的历史，正如三国演义的开场白所说的那样，“分久必合，合久必分”，即周期性的张开运动（超大陆裂解呈小大陆）和闭合运动（小大陆会聚成超大陆）就成了地壳构造运动的主要表现[26-29]。全球性的地壳运动虽然也有一定程度的穿时性，但又有更大程度的相对等时性，因此识别地壳的不同周期及其张开与闭合运动的不同阶段的地质特征，仍不失是一种重要的地层对比方法和手段。

本文就是在缺乏可信年龄资料的前提下，用全球构造发展演化规律的同步性，通过了解蓟县剖面骆驼岭组和景儿峪组与其它新元古界代表剖面的不同演化阶段特征之间的对比关系，来达到评估它们时代和层位的目的。

4.1 华南神农架地区的新元古界

华南的扬子地区是我国新元古界的主要分布地区，湘西北的石门杨家坪和鄂西的峡东剖面分别是我国新元古代中、晚期南华系和震旦系的代表性剖面。但作者认为，出露最全，与北方最相似，年龄资料最丰富，因而最具代表性的整个新元古代的地层剖面应是位于鄂西北的神农架剖面（图9）。该剖面不仅有与峡东剖面基本一致的震旦纪沉积和与湘西北石门极为相近的南华纪地层，而且其下还有时代更老、层位更低的青白口系马槽园群，以及不整合在马槽园群之下的以碳酸盐岩大量发育为特征的中元古代神农架群。

在神农架地区新元古界自下而上包括青白口系的马槽园群、南华系的莲沱组、古城组（坪圲组）、大塘坡组和南沱组，以及震旦系的陡山沱组和灯影组[30]。其中，马槽园群以角度不整合在以碳酸盐岩大量发育的中元古界神农架群之上，总厚2 153m。分两组：下部为八里垭组，厚1 264m,主要为白云质砾岩。砾石以棱角状、次棱角状为主，砾径以中、细粒为主，多为正粒序。充填物中多火山碎屑，顶部有一层基性火山熔岩以及火山弹、火山角砾岩、火山集块岩等。沉积环境主要为山前盆地冲积扇沉积。上部为火烧尖组，厚889m,下部和中部由白云质砾岩、白云质含砾粗砂岩、白云质砂岩、白云质粉砂岩和中、细晶白云岩组成的韵律性沉积，上部则为细晶叠层石白云岩，分别为局限海台地相沉积。南华系的莲沱组主要为滨海相的砂砾岩为主，与下伏马槽园群呈平行或微角度不整合接触。坪圲组即古城组（俗称“小冰”），主要为一套冰水成因的灰绿色微千枚岩化的含砾（中、细砾）泥岩。大塘坡组由下部黑色碳质粉砂质页岩和上部含锰白云岩（泻湖相）组成，而南沱组与峡东一样，同样是灰绿色到紫红色的大陆冰盖与冰水沉积交替的泥砾岩或杂砾岩（Diamictite）。陡山沱组同样以盖帽白云岩开始，之上主要是有灰岩夹层和白云岩夹层的富钾页岩和炭质页岩，属局限海台地相。灯影组主要是开阔海台地相的厚层夹薄层的白云岩，它们之上为古生界寒武纪西蒿坪组整合覆盖。南华系和震旦系之间及内部各组间主要为连续沉积，但南沱组与大塘坡组之间有沉积间断。

由于神农架地区与峡东紧密相邻，岩相又几乎一致，因此峡东剖面南华系和震旦系的最新年龄资料都可以为其所用[31]。另外，根据陆松年等的初步研究成果①陆松年等，中国中元古界待建系候选标准剖面的筛选（阶段科研报告），2012，作为褶皱基底的神农架群顶部的年龄已控制在略大于1 000Ma，因此神农架群的上亚群显然是中元古代晚期地层。在角度不整合在神农架群之上的马槽园群下部基性火山岩也获得了接近950Ma的U-Pb年龄，因此神农运动发生及延续的时间就被限制在50Ma左右时间范围之内。前人资料也早已表明，在峡东（即本区南缘）不整合在莲沱组之下的黄陵花岗岩的年龄接近于800Ma（837～819Ma）。黄陵花岗岩显然是在马槽园群沉积末期侵入的，因此马槽园群的时限位于1 000Ma和800Ma之间，代表了区内新元古代早期青白口纪的沉积。至于马槽园群之上的南华系和震旦系的年龄如图9所示，分别为780～635Ma和635～542Ma。

从上述沉积物和沉积盆地的简略分析，不难看出，以马槽园群与神农架群之间角度不整合接触界面为代表的神农运动是一次地壳强烈收缩和快速挤压的运动。它既导致了神农架群的褶皱成山，也形成了新元古界的沉积基底。根据现有资料分析，神农架运动大致发生在1 000Ma前后，与北美著名的格林威尔运动的主幕大致相当。格林威尔运动的主幕及其在其它地区发生的相当的地壳运动导致了罗地尼亚超大陆的最终拼合和形成，以及中元古界沉积作用的终结。

图9 华南新元古界代表性剖面的划分和对比（据邢裕盛等，2012，出版中）Fig.9 Subdivision and corre lation o of the rep resentative Neop roterozoic in south China

在1 000～800Ma间的马槽园群，虽然前人普遍将其归为神农运动后期的山间磨拉石沉积，但其中以海相沉积为主（白云质充填和胶结），甚至顶部还出现叠层石白云岩，总体上为下粗上细的正粒序沉积。此外，在本区马槽园群及其邻区时代相当的沉积中，岩浆活动也较强烈（如不仅在各种岩层中普遍含有火山物质，而且在中部还有熔岩、火山弹、火山角砾岩和集块岩等基性火山喷发），表现为先基性，后酸性的“双峰式”的特征，如本区马槽园群中期和鄂东北花山群中的基性火山岩，晚期本区南缘的花岗岩侵入和与其时代相当的川西苏雄组的酸性为主的火山喷发，以及上覆莲沱组都以富含酸性火山碎屑为特征，等等。所有这些资料又都说明，与其将马槽园群看做神农运动后期的山间磨拉石沉积，不如将其看做一个新的裂谷盆地已经开始的类磨拉石沉积。也就是说在神农架地区或华南地区，在发生神农运动为代表的挤压褶皱之后，不久就开始了新的裂解，马槽园群主要就是一个在裂解早期形成的新的地崭式的裂谷沉积。当然，从层序地层学的观点看，它也正是一个新元古代超层序早期低水位体系域沉积的代表。

在800Ma稍后（780Ma？）随着张力作用进一步加强，罗地尼亚超大陆开始了进一步的裂解，本区发生了全面海进，开始了陆表海为主的沉积或新元古代超层序的海进体系域沉积。它们首先形成了先陆相（河流相），后海相（滨海相）的莲沱组沉积。后来随着气候变冷，发生了先滨海相古城组的冰水（冰筏）沉积，后经短期的回暖（大塘坡组）之后，随着气候的进一步变冷和海平面的急剧下降形成了大规模的陆相冰盖为主的南沱组沉积。直至635Ma前后，随着古气温的回暖和海平面的上升，本区才形成了先局限海泥质为主（陡山沱组），后开阔海台地相碳酸盐岩为主（灯影组）的震旦纪沉积。

现有资料表明[30-31]，在神农架地区发生的上述新元古代构造和盆地演化，以及寒冷事件在华南地块的其它地区几乎同时发生。例如：1）在1 000Ma前后的挤压应力高峰期，不仅引起了神农架群，也引起了昆阳群、会理群和打鼓石群的强烈褶皱和造山运动的发生；2）在1000～800/780Ma之间都形成了特殊的类磨拉石沉积，其中除本区的马槽园群（947.1±7.5Ma）外，在邻区则有性质相同的花山群和柳坝塘组（968±15Ma）等；3）800/780Ma左右，随着全球性罗地尼亚超大陆进一步裂解，本区和邻区几乎同时开始了莲沱组、渫水河组和澄江组等新的陆表海沉积；4）在约780～635Ma之间都发生了代表寒冷气候条件下的南华系沉积；5）在约635Ma之后，随着温暖气候的重新开始，本区和邻区都开始了大量滨海、浅海相的碳酸盐沉积。所有这些资料都表明至少对同一个古陆，尤其是同一构造部位来说，重大的构造演化事件具有惊人的同时性。

4.2 华北辽南地区的新元古界

现在的新资料表明，在华北古陆，完整的新元古代地层剖面不在燕山地区，而在其东缘的以辽南剖面为代表的徐淮胶辽地区。辽南地区的新元古界自下而上包括永宁群、细河群和辽南群（表3）[24，32]，其中永宁群主要为分选度和滚圆度甚差的砾岩和粗砾长石砂岩为主的河流相至三角洲相磨拉石沉积，它角度不整合在下伏地层之上，后者中包括太古宇鞍山群和古元古代辽河群，层位最高的是中元古代榆树砬子群石英岩。细河群平行不整合在永宁群之上，细河群自下而上依次包括海相砂岩为主的钓鱼台组和海相灰岩和泥岩组成的南芬组。辽南群整合在细河群之上，它除了底部的石英砂岩和海绿石砂岩为主的桥头组和泥岩为主的长岭子组外，其上主要是巨厚的白云岩和灰岩的碳酸盐岩连续沉积。

从上述地层的沉积特征、层序关系和接触关系，不难看出，辽南地区新元古界具有与神农架地区基本一致的演化规律（图10），即永宁群与下伏榆树砬子群之间的角度不整合接触关系，说明在永宁群沉积之前区内曾遭受过一次挤压褶皱运动和轻度的变质作用，是发生在中元古代末期，导致罗地尼亚超大陆形成的格林威尔运动在本区的反应。之后随着应力性质的改变，本区也开始形成了一个新的裂谷性质的盆地，产生了以陆相快速堆积为特征的永宁群类磨拉石沉积。再后，随着罗地尼亚超大陆的进一步裂解，又导致了陆表海为主的细河群和辽南群的沉积。

表3 辽南中－新元古界划分简表Table 3 The Neoproterozoic sequence in southern Liaoning Province

图10 辽南与神农架、峡东地区新元古界之间的对比Fig.10 Corre lation o of the Neoproterozoic between southern Liaoning and Shennong jia, eastern Yangtze Gorges

按照这一认识，参照上述华南神农架地区新元古界发展演化模式和年龄资料（图11），不难得出下列认识：1）永宁群与下伏榆树砬子群之间的角度不整合接触关系代表的地壳运动与上述神农运动一致，结束在1 000Ma左右；2）作为新的裂谷盆地沉积的永宁群虽然未见明显的岩浆活动，但与马槽园群一样，其沉积时期可控制在1 000～800Ma之间；3）从神农架为代表的华南来看，罗地尼亚超大陆在800Ma前后才发生更大规模裂解，在780Ma前后才发生代表进一步裂解的早期以碎屑岩为主的南华系沉积，因此辽南细河群和其上的桥头组砂岩同样作为罗地尼亚超大陆进一步裂解的碎屑岩为主的沉积，也可能都是南华纪的沉积，它们也大致是800Ma或780 Ma之后的产物，其中钓鱼台组砂岩可能相当于莲沱组，南芬组相当于古城和大塘坡组，而桥头组相当于南沱组；4）之上的地层中先出现的是长岭子组泥质沉积，大致可对比为华南的陡山沱期沉积，而再上面的大量碳酸盐沉积，特别是偏下部的白云岩沉积势必就可与灯影组对比，时限控制在635～542Ma左右。

在辽南上述对比方案虽然还缺乏精确的同位素年龄资料的进一步证实，但与当前的部分新资料也并不矛盾。例如，与辽南桥头组相当的淮南四十里长山下部获得了773Ma的最小碎屑锆石U-Pb年龄，表明桥头组的年龄要小于773Ma；又例如，最近高林志等（2010）报道了细河群中最小碎屑锆石的U-Pb年龄为1 075Ma，说明钓鱼台组的年龄应小于1 000Ma，等等[33]。

上述辽南剖面和神农架剖面新元古界的对比方案中存在的最大困扰在于与南华系对比的辽南细河群上部和其上的桥头组中缺失可靠的冰碛岩。对这一问题作者的理解是：1）在新元古代中期的成冰纪（南华纪）确实在全球的许多地方都存在着代表寒冷气候的冰川沉积，据此Hoof ofman提出了当前流行的“雪球说”[34]，意思是说当时几乎全球都曾为冰雪所覆盖。但对此现象还曾有另一种假说，即美国谢尔登于上一世纪八十年代初提出的“冰环说”，认为当时由于在地球赤道上空存在一个冰环，它阻挡了太阳的照射和能量，它的阴影导致了当时地球赤道及其附近表面的显著降温和普遍为冰雪覆盖，并形成冰碛岩带[35]。2）华南地块的有关古地磁资料来看，南华系早期和中期华南地块位于30°～40°N的中纬度带，主要形成冰水型沉积，而晚期主要形成南沱组大陆冰盖沉积，南沱期华南古陆主要分布在当时赤道附近的低纬度区[36，37]。如以此看来，冰碛岩主要发育在赤道附近的低纬度区（南沱组），而纬度中等的仅发育冰水沉积的古城组。以此推论，古纬度更高的地区势必就既无冰水，更无冰川（盖）的沉积。冰碛岩与古纬度的这一反常现象既支持了冰环说可能比雪球说更加可取，也解释了为何以位于高纬度的华北古陆在南华纪缺失冰积岩，以及也在成冰纪，澳大利亚有三次冰期活动，而华南只有一次冰水沉积（早期）和一次冰川沉积（晚期）等不一致现象。华北古陆当时的古纬度（如蓟县的骆驼岭组和井儿峪）普遍在N40～50°的高纬度地带，因而在华北古陆在新元古代早期既没有出现冰水沉积，更没有冰碛岩，仅有反映冷气候的少量信息（如南芬组和桥头组的古生物化石十分贫乏和桥头组出现冰晶痕迹等。

4.3蓟县骆驼岭组－景儿峪组的时代和层位

如果上述辽南剖面与神农架地区新元古界的对比关系可以被接受，那么蓟县和燕山地区原青白口系余下的骆驼岭组和景儿峪组的时代和层位问题也就不难确定。它们不仅不是中元古代的地层，也不是新元古代早期青白口系的沉积，而是与辽南细河群一样，都是新元古代中期南华纪的沉积，其年龄大致与莲沱－古城组相当，在780～660Ma之间（图11）。

首先，作者也认为蓟县的骆驼岭组－景儿峪组与辽南复州的细河群基本上可以互相对比，理由是：1）两者具有相同的岩性和其组合，如下部的海绿石砂岩和上部的蛋青色灰岩；2）两者具有略大于850 Ma的海绿石K-Ar年龄，尽管这些年龄并不一定是它们真正的沉积年龄，但按系统误差的观点，它们同样可看作基本同时沉积的一个重要标志；3）两者具有基本相同的古生物组合，如下部的Chuaria和Shouhsienia宏观藻类组合和上部南芬组和景儿峪组古生物极端贫乏等；4）两者具有相同的沉积层序位置和性质，即它们与下伏地层之间都具有以微角度不整合或平行不整合接触为代表的沉积间断，因此按层序分析都属于新元古代大层序海侵体系域的早期沉积；5）两者与全球构造的关系，如上所述两者都是罗地尼亚超大陆形成之后进一步裂解时候的沉积，甚至燕山地区的骆驼岭－景儿峪组正是辽南细河群向西扩展的结果。至于在细河群中未发现燕山青白口系以Longofengshania为代表的龙凤山生物群的问题，作者认为这也不能作为否定这种对比的依据，因为除冀西怀来和兴隆少数地区外，在蓟县青白口系的标准剖面及燕山大部分地区至今也尚未有这一生物群的发现。

图11 燕山与辽南地区和华南新元古界的柱状对比简图Fig.11 Co lum nar corre lation o of the Neop roterozoic am ong the Yanshan,Liannan and Shennong jia-eastern Yangtze Gorges

其次，既然燕山地区的骆驼岭组－景儿峪组相当于辽南细河群，辽南的细河群又相当于华南南华系中、下部的地层，那么按逻辑推理，燕山地区的骆驼岭组－景儿峪组也就相当于华南南华系早中期莲沱组和古城组的地层。除此以外，还补充两点：1）按古地磁资料，华南南华系早期和燕山骆驼岭组－景儿峪组都存在磁极倒转现象，同样指示两者时代相同，可互相对比；2）华南和华北、辽南的资料都表明，在罗地尼亚超大陆形成之后，在新元古代早期首先沉积的是代表早期裂谷盆地沉积的马槽园群和永宁群，到新元古代中期才开始罗地尼亚超大陆的进一步裂解，沉积了莲沱组和古城组。燕山区的骆驼岭组－景儿峪组并非类磨拉石沉积，而是滨海相为主的沉积，因此它们不是新元古代早期青白口纪或拉伸纪的沉积，而应是新元古代中期南华纪或成冰纪的早期沉积。

5 结论

根据上述资料和讨论，本文的初步结论是：

（1）根据当前的同位素年龄新资料，原青白口系下部的下马岭组不应是1000～900Ma的新元古代早期拉伸系（青白口系）的下部地层，而应是1 400～1 320Ma的中元古代中期延展系下部的沉积。

（2）根据新的区域地质资料，原青白口系骆驼岭组与下马岭组之间的沉积间断不是简单的平行不整合接触和上升运动的代表，而应是超覆在下伏不同层位之上的微角度不整合接触，它所反映的是一次轻微褶皱性质的准造山运动，它可能正是发生在中元古代末期著名的格林威尔造山运动在华北古陆内部的响应。格林威尔运动及其相当的运动导致了罗地尼亚超大陆最终形成。

（3）根据对华南和华北代表性地层剖面的分析，新元古代沉积模式与罗地尼亚超大陆拼合后的重新裂解作用相适应，可归结为早期裂谷（或裂陷槽）类磨拉石沉积，中期裂谷扩展期寒冷气候条件下的海相碎屑为主的沉积，和晚期温暖气候条件下的泥质和碳酸盐沉积三阶段。

（4）按照岩相特征和区域对比，原青白口系中现存的骆驼岭－景儿峪组，不能与新元古代早期类磨拉石沉积为特征的低水位体系域沉积相对比，而是应与中期寒冷气候条件下的碎屑为主的海侵体系域沉积最为接近，因此它们不是新元古代早期青白口纪或拉伸纪的地层，而应是属于新元古代中期南华纪或成冰纪的沉积，它们的年龄与辽南细河群和华南莲沱组及古城组一样，都是在780～630Ma之间。如是这样，在青白口系的标准地区（燕山地区）和其标准剖面（蓟县剖面）可能并不存在真正的的青白口纪地层，蔚县运动所造成的下马岭组与骆驼岭组之间的不整合接触可能代表了长达540Ma左右的沉积缺失。

致谢：本课题先后得到国家自然科学基金委、中国地质调查局、中国石油化工股份有限公司和生物地质与环境地质国家重点实验室，中国地质大学（武汉）的大力支持，在工作期间也的到了黄学光、陆松年、李怀坤、孙立新研究员，杜汝霖、童金南教授和瞿乐生高级工程师的热忱帮助和支持，特此一并感谢。

[1]全国地层委员会编著.中国区域年代地层(地质年代)表说明书[M].北京:地质出版社，2002.

[2]Remane J.International Stratigraphic Chart,with explanatory note,Sponsored by IUGS and UNESCO,(distributed at the 31st International Geological Congress,Rio de Janeiro 2000) [M].1-16.

[3]Kao C S,Hsiung Y H,Kao P.Preliminary notes on Sinian stratigraphy oof North China[J].Bull.Geo1.Soc.China，1934，13 (2):243-288.

[4]中国地层典编委会编著.中国地层典－新元古界[M].北京:地质出版社，2002.

[5]钟富道.从燕山地区震旦地层年表同位素年龄论中国震旦地质年表[J].中国科学，B辑，1977(2):151-161.

[6]陈晋镳，张惠民，朱士兴，等.蓟县震旦亚界的研究.(中国震旦亚界)[M].天津:天津科学技术出版社，1980：56-114.

[7]朱士兴，杜汝霖.冀西北涿鹿下花园一带下马岭组叠层石的研究[J].地层古生物论文集，第八辑，62-76.

[8]杜汝霖，李培菊.燕山西段震旦亚界.(中国震旦亚界)[M].天津:天津科学技术出版社，1980，341-357.

[9]汪长庆，肖宗正，施福美，等.北京十三陵地区的震旦亚界.(中国震旦亚界)[M].天津:天津科学技术出版社，1980，332-340.

[10]于荣炳，张学祺.燕山地区晚前寒武纪同位素地质年代学的研究[J].天津地质矿产研究所所刊，1984，11:1-24.

[11]于荣炳.蓟县及邻区晚前寒武纪同位素地质年代学研究[M].中国地质同位素地质年报，地质专报2，北京:地质出版社，1987.

[12]乔秀夫，高劢.中国北方青白口系碳酸盐岩Pb-Pb同位素测年及意义[J].地球科学，1997，01.

[13]高林志，张传恒，史晓颖，等.华北青白口系下马岭组凝灰岩锆石SHIRIMPU-Pb定年[J].地质通报，2007，26（3）:249-255.

[14]Gao Linzhi,Zhang Chuanheng,Shi Xiaoying,et al.A new SHRIMP age oof the Xiamaling Formation in the North China Plate and its geological signioficance[J].Acta Geologica Sinica.2007,81(6):1103-1109.

[15]Gao Linzhi,Zhang Chuanheng,Shi Xiaoying,et al.Mesoproterozoic age ofor Xiamaling oformation in North china Plate indicated by zircon SGRIMPdating[J].Chinese Science Bulletin,2008,53(17):1665-2671.

[16]Wenbo Su,Shihong Zhang,HuofofW D etal.SHRIMPU-Pb ages oof K-bentonite beds in the Xiamaling Formation:Implications ofor revised subdivision oof the Meso-to Neoproterozoic history oof the North China Craton[J].Gondwana Research,2008,14：543-553.

[17]李怀坤，陆松年，李惠民，等.华北克拉通侵入下马岭组的1 320Ma基性岩床的地质意义[J].地质通报，2009，28（10）：1396-1404.

[18]孙云铸.寒武纪下界问题[J].地质学报，1957，37(3)：1-2.

[19]王曰伦.中国北部震旦系和寒武系分界问题[J].地质学报，1963，43(2):116-140.

[20]乔秀夫.青白口系地层学研究[J].地质科学，1976，(4): 246-256.

[21]许效松，牟传龙，林明.露头层序地层与华南泥盆纪古地理[M].成都:成都科技大学出版社，1993.

[22]王鸿祯.中国古地理图集[M].北京：地图出版，1985，1-85.

[23]张惠民，张文治，Elston D P.华北蓟县中、上元古界古地磁研究[J].地球物理学报，1991，34(5):602-615.

[24]朱士兴，邢裕盛，张鹏远，等.华北中、上元古界生物地层序列[M].北京:地质出版社，1994.

[25]苏文博，李怀坤，HuofofW D，等.铁岭组钾质斑脱岩锆石SHRIMPU-Pb年代学研究及其地质意义[J].科学通报，2010，55（22）:2197-2206.

[26]陆松年.从罗地尼亚到冈瓦纳超大陆－对新元古代超大陆研究几个问题的思考[J].地学前缘，2001，8（4）: 441-448.

[27]陆松年.青藏高原北部前寒武纪地层初探[M].北京：地质出版社，2002，1-13.

[28]陆松年，于海峰.前寒武纪地质学、全球构造和地球系统科学－32届国际地质大会回[J].中国地质调查局前寒武纪地质研究中心，学术交流论文集.2004，3:1-10.

[29]LiZX,Bogdanova SV,Collins A Setal.Assembly conofiguration,and break-up history oof Rodinia:A synthesis[J]. Precambrian Res.2008,160(1-2):179-210.

[30]李铨，冷坚.神农架上前寒武系[M].天津:天津科学技术出版社，1991．

[31]邢裕盛，尹崇玉，高林志，王自强.新元古界说明书[M].北京:地质出版社（出版中）.

[32]林蔚兴.辽东半岛南部晚前寒武纪地层中炭质宏观化石的初步研究[J].中国地质科学院沈阳地质矿产研究所所刊.1984，10:131-149.

[33]高林志，张传恒，陈寿铭，等.辽东半岛细河群沉积岩碎屑锆石SHRIMPU-Pb年龄及其地质意义[J].地质通报，2010，29(8):1113-1122.

[34]Hoofofman P F,Schrag D P.The snowball Earth hypothesis: Testing the limits oofglobal change[J].Terra Nova,2002,14: 129-155.

[35]Sheldon R P.The Precambrian ice-ringmodel to account ofor changes in exogenic regimes ofrom Proterozoic to Phanerozoic eras.In Symposium oof 5th International Field Workshop and Seminar on Phosphorite[J],Kunming,China, 1982,2:227-243.Beijing:Geological Publishing House.

[36]DobrzinskiN,Bahlburg H.Sedimentology and environmental signioficance oof the Cryogenian successions oof the Yangtze Platoform,South China block[J].Palaeogeogr PalaeoclimatPalaeoecol,2007,254:100-122.

[37]Trindade R IF,Macouin M.Palaeolatitude oofglacialdeposits and palaeogeography oof Neoproterozoic ice ages[J].C R Geosci.2007,339:200-211.

Abstract:On the basis oof the new datings,the Xiamaling Formation oof the lower Qingbaokou System in Yanshan rangehasbeen identiofied as the depositsoof theearly Ectasian System(1 400～1 200Ma),them iddleMesoproterozoic.As ofor the Changlongshan and Jingeryu Formationsoof the upperQingbaikou that they arew ithoutmore precise dating up to now,through the research ofor the nature oof the boundary between them and underlying strata, and the comparison w ith depositional characteristics oof diofoferent stages oof tectonic development in a number oof representative Neoproterozoic basin in Liangdong Peninsula and south China,this paper tend that they are not the upper Qingbaikou(Tonian)as shown by previous K-Ar ages and are the deposits in the early Nanhua period(or early Cryogenian)under thebackground oof that the Rodinia Supercontinentwas ofurtherbroken-up.Theirage isbetween 780Ma and 660Ma possibly.That is to say,the standard Qingbaikouan System in yanshan range is not the strata oof the Qingbakouan Period and all the Qingbaikouan System in yanshan rangew ill be disintegrated possibly.

Keywords:disintegration;Qingbaikouan System;Neoproterozoic;Yanshan range;North China

On the Disintegration oof the Neoproterozoic Qingbaikouan System in Yanshan Range，North China

ZHU Shi-xing[1,2],LIU Hua[2],HU Jun[1]

(1.State Key Laboratory oof Biology and EnvronmentalGeology CUG,Wuhan 430074,China; 2.Tianjin Institute oofGeology and M ineralResources CGS,Tianjin 300170,China)

P534.3

A

1672－4135（2012）02－0081-15

2012-05-28

全国地层委员会项目：中国主要断代地层建阶研究；中国石油化工股份有限公司前瞻性项目（YPH08086）；中国地质大学（武汉）生物地质与环境地质国家重点实验室主任基金项目

朱士兴，男（1939），1963年毕业于南京大学地质系区域地质专业，一直从事前寒武纪地层和古生物学研究。1992年起任天津地质矿产研究所研究员，现被中国地质大学（武汉）生物地质与环境地质国家重点实验室特聘为讲座教授。