华北燕辽裂谷盆地中元古代构造古地理演化——来自蓟县地区下马岭组碎屑锆石年代学的证据

杨 帆,赵国春,2,姚金龙

(1.西北大学 地质学系/大陆动力学国家重点实验室,陕西 西安 710069;2.香港大学 地球科学系,香港 999077)

华北克拉通是Nuna超大陆的重要组成部分,也是Nuna超大陆模型建立的立典之地之一[1]。古元古代晚期,在Nuna超大陆聚合的全球背景下,华北克拉通经历了一期广泛的古元古代造山作用和变质作用,西部陆块和东部陆块碰撞拼合固结,形成了一个完整的华北克拉通[2]。自1.80 Ga之后,华北克拉通逐渐由碰撞向后造山拉张转换,三大(分别为华北东北部的燕辽裂谷盆地、西南缘的熊耳裂谷盆地以及西北缘的渣尔泰白云鄂博裂谷盆地)裂谷盆地逐步打开,并接受稳定沉积。由于受后期改造较弱,这三大裂谷盆地保存了较为完整的中元古代沉积记录。其中,又以发育在燕辽裂谷盆地的长城系、蓟县系、待建系最为典型,因其地层连续性佳,出露保存良好,且未受到后期构造事件的改造,是全球中元古代地层经典剖面,成为全球中元古代地质研究的热点和焦点区域。

长期以来,华北克拉通中-新元古代盆地发育和演化机制及其记录的中元古代全球大气氧化事件被国内外诸多学者关注,而且取得了一系列创新性成果。然而,对于燕辽裂谷盆地的构造属性,以及华北克拉通北部从Nuna超大陆聚合裂解到Rodinia超大陆聚合这一转换过程中的盆山耦合机制和裂谷盆地演化过程仍然研究不足,存在着诸多争议[3-4],制约了华北前寒武纪地质学的研究。对于燕辽裂谷盆地的盆地构造属性的认识,部分学者认为其为大陆裂谷,但也有观点认为该盆地的发育与华北克拉通北部的古元古代造山后伸展过程有关[4]。本文旨在以华北克拉通燕辽裂谷盆地中元古代沉积作用为切入点,追踪该盆地长时间尺度的物源变化与沉积背景,剖析其沉积盆地构造演化机制,反演盆地精细时空演化过程。

1 华北克拉通燕辽裂谷盆地区域地质概况

华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一,北临中亚造山带,西由祁连山造山带与塔里木克拉通相隔,南接秦岭-大别-苏鲁造山带与华南相邻,克拉通内广泛分布有太古代-古元古代变质基底,大量出露太古代TTG、绿岩带和花岗岩[5]。华北克拉通发育中元古代三大裂谷盆地,分别是东北部的燕辽裂谷盆地、西南缘的熊耳裂谷盆地以及西北缘的渣尔泰白云鄂博裂谷盆地(见图1)。

1.1 区域地质演化

近十年来,前人在华北克拉通构造演化、变质作用、地球化学、地层年代学等领域取得了重大进展[6-11],诸多学者认为华北克拉通基底的形成是由一系列微陆块沿喜马拉雅型碰撞造山带拼合形成的[12-17]。然而,这些微陆块在何时、以何种方式聚集并最终形成完整的华北克拉通结晶基底仍存在争议。对此,前人提出了多种构造划分模式,其中最为广泛接受的构造演化模式认为,古元古代晚期在Nuna超大陆聚合的全球背景下,华北阴山陆块与鄂尔多斯陆块沿孔兹岩带在～1.95 Ga碰撞拼合形成华北西部陆块,龙岗地块与狼林地块沿胶辽吉带在～1.90 Ga碰撞拼合成华北东部陆块,～1.85 Ga西部陆块与东部陆块沿中部带碰撞拼合形成了统一的华北克拉通基底[12,15]。另有学者将华北克拉通基底分为东部陆块、西部陆块和中央造山带,认为～2.55～2.50 Ga东部陆块与西部陆块碰撞拼合,西部陆块的麻粒岩相带与东部陆块的弧前盆地形成了南北走向的中央造山带[18]。或将华北前寒武结晶基底划分为阿拉善陆块、集宁陆块、阜平陆块等6个微陆块,并于～2.50 Ga完成克拉通化,形成统一的华北克拉通基底[16-17]。

注:CAOB(Central Asian Orogenic Belt)中亚造山带;TB(Tarim Block)塔里木板块;CCOB(Central China Orogenic Belt)中央造山带;NCC(North Chian Craton)华北克拉通;HOB(Himalayan orogenic belt)喜马拉雅造山带;SCC(SorthChian Craton)华南克拉通。图1 华北克拉通区域地质简图(修改自Liu et al.2017)

随后,华北克拉通进入陆内伸展阶段,形成了区域上广泛发育的1.80～1.75 Ga基性岩墙群、1.75～1.68 Ga的正长岩,以及大规模中元古代裂谷盆地沉积[4,19-26]。1.80～1.00 Ga期间的中元古代伸展事件广泛发育在太古代变质基底之上,保存了相对完整的裂谷盆地沉积地层记录。自1.80 Ga起,华北克拉通的主体构造机制逐渐由陆陆碰撞向克拉通内部的伸展裂解转换,进入相对稳定的沉积盖层发育阶段[27]。该克拉通之上的三大裂谷盆地(熊耳裂谷盆地、渣尔泰白云鄂博裂谷盆地)在中元古代早期1 800～1 600 Ma开始发育。熊耳裂谷盆地最先打开[2,28],自1 800 Ma开始接受来自熊耳群火山岩的物源供给,其后进入稳定沉积阶段。燕辽裂谷盆地早期(1.80 Ga～1.70 Ga)则主要以构造沉降和深成侵入岩为主要特征,随后(1.70 Ga ～1.60 Ga)发育了团山子组和大红峪组火山碎屑岩[29],而渣尔泰白云鄂博裂谷盆地底部的时限目前还存在争议[30-32]。自1 600～1 400 Ma,华北克拉通沉积了巨厚的碳酸盐岩地层(见图2),构造上处于一种相对平静的台地相稳定沉积阶段[33]。1 400 Ma之后,在Nuna超大陆裂解的全球背景下,在燕辽裂谷盆地整体缺失了1 350～1 000 Ma的沉积地层(待建系),仅保存少量蓟县系碎屑沉积物以及侵入到地层系统的辉绿岩墙。

1.2 燕辽裂谷盆地地层序列

1.2.1 长城系(1 670～1 600 Ma)

燕辽裂谷盆地内中元古代地层以蓟县剖面为代表,在华北克拉通中部呈北东—南西方向展布,沉积时限为1 670～1 350 Ma[34]。该套地层为一套巨厚盖层沉积,不整合覆盖在新太古代高级变质杂岩之上(见图2)。蓟县地区出露有“蓟县中上元古界剖面”、 铁岭组金钉子剖面等标准剖面, 中元古代地层厚度近万米(见图2、 图3)。 长城系地层自下而上可划分为常州沟组、 串岭沟组、 团山子组和大红峪组。 常州沟组为一套以砂岩为主的碎屑岩组合, 地层由下至上, 粒度由粗变细, 属于正向沉积旋回, 角度不整合覆盖于古元古代变质结晶基底之上, 常州沟组与其上伏串岭沟组呈整合接触关系, 下伏花岗斑岩脉的年龄分别为(1 673±10)Ma和(1 669±20)Ma,沉积时代在1 670 Ma以后[35]。串岭沟组主要岩性为粉砂质伊利石页岩,夹少量砂岩和碳酸盐岩,上部火山凝灰岩年龄为(1 621±12)Ma[36],侵入于该组的闪长玢岩的年龄为(1 620±9)Ma[37],与上覆团山子组呈整合接触。团山子组以铁白云岩为主,上部层位局部夹火山岩夹层,主要为富钾粗面安山岩,锆石U-Pb年龄为(1 637±15)Ma[37]。大红峪组为一套火山岩沉积岩组合,主要岩性有富钾粗面岩、富钾玄武岩、石英砂岩组合,整合覆于团山子组之上,平行不整合伏于高于庄组之下(见图2)。前人获得大红峪组富钾粗面安山岩年龄为(1 625.9±8.9)Ma[38],富钾粗面玄武岩年龄为(1 622±23)Ma[39],从而将大红峪组的上限年龄较精确地限定在1 600 Ma左右。

1.2.2 蓟县系(1 600～1 400 Ma)

蓟县系地层自下而上可划分为高于庄组、杨庄组、雾迷山组、洪水庄组、铁岭组,主体为碳酸盐岩台地相沉积并夹有少量陆源碎屑岩(见图2)。其中高于庄组与下伏长城系大红峪组之间为区域性平行不整合接触关系,广泛分布于燕辽裂谷盆地内部。高于庄组主要由碳酸盐岩(潮坪燧石白云岩、含锰白云岩)组成,上部凝灰岩的年龄为分别为(1 559±12)Ma和(1 560±5)Ma[40-41]。上伏杨庄组为一套红色与灰白色白云岩互层的白云岩地层,与高于庄组整合接触,目前缺乏较可靠精确的同位素年代学数据。雾迷山组主要为潮坪燧石白云岩沥青白云岩组合,厚度巨大,蓟县地区达3 416 m,而且有机质含量高,白云岩沉积韵律极为发育。洪水庄组则主要由页岩组成,下段为深灰色板层至厚层泥质白云岩夹黑色粉砂质页岩,上段为黑色、墨绿色粉砂质伊利石页岩。蓟县系顶部的铁岭组为一套以碳酸盐岩为主体的潮坪含锰白云岩白云质灰岩岩石组合,平泉双洞地区铁岭组中部蚀变凝灰岩的年龄为(1 437±21)Ma和(1 443±21)Ma[42-43]。

1.2.3 待建系(1 400～1 350 Ma)

下马岭组主要为一套细碎屑岩沉积,底部区域上发育不稳定细砂岩;下部主要是灰、灰紫色粗砂岩、灰黑色粉砂质页岩、粉砂岩,并发育大量细砂岩透镜体层内具交错层理、透镜状层理,层面具波痕(见图4);上部以灰黑、黄绿色粉砂质页岩为主夹少量细粉砂岩、泥灰岩、以及蚀变火山岩(斑脱岩)薄层。近年来,前人先后在华北北部下马岭组中部斑脱凝灰岩得了1 370 Ma的锆石U-Pb年龄[38],同时测得了侵入下马岭组的基性岩床的锆石和斜锆石U-Pb年龄为(1 320±6)Ma[40],结合区域上铁岭组凝灰岩的年龄数据[42],限定了下马岭组的沉积时代可能是1 400～1 350 Ma。其上的青白口系现划归到新元古代。

2 采样及测试方法

本文研究的采样区域位于河北省承德市南部的蓟县地区,距北京市190 km,距承德市区60 km,以待建系下马岭组标准剖面为重点研究对象,本次研究采集的样品为3件待建系下马岭组上部石英砂岩、石英砂砾岩样品(见图5),采样编号分别为F2034、F2035-1、F2035-2(见图3、图5)。

锆石的晶体透射反射和CL图像拍摄由重庆宇劲科技有限公司完成,主要采用传统重液和磁分离技术,在显微镜下随机选取矿物晶型较为完整的锆石颗粒,用环氧树脂固定后,表面抛光,并拍摄锆石晶体的透反射照片及CL图像。确定锆石颗粒的形态学特征及内部结构后,根据其所揭示的锆石晶体特征,对比排除少部分有明显缺陷的点位,随机选择60个点位进行碎屑锆石U-Pb同位素定年实验。

图2 华北北部中元古代地层柱状图

图3 华北北部承德-蓟县区域地质简图

(a)石英砂岩样品F2034野外照片,可见明显波痕;(b)石英砂岩样品F2035-1野外照片,具交错层理;(c)地层剖面野外照片;(d)含砾石英砂岩样品F2035-2手标本照片

LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析实验在西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室进行。采用锆石LA-ICPMS U-Pb同位素年代学测定方法,使用GJ-1作为外部标准校正锆石的U、Th和Pb同位素分馏;采用NIST610玻璃作为标样计算锆石中U、Th和Pb含量。在30 μm、6 Hz的激光斑束条件下,剥蚀出来的样品气溶胶被氦气带出样品腔后与氩气混合,再送入ICP-MS进行分析。在测试前先使用酒精对锆石靶进行擦拭清理,降低普通铅的污染。每个样品测试前后,测试一组91500、NIST 610、GJ-1标样;每间隔6个测试点,加测一组91500标样;每间隔12个样品,加测一组NIST 610、GJ-1标样,在测试中注意监测仪器的稳定性。仪器的配置及具体测试流程参见文献[44]。测试完成后,使用GLITTER 4.0程序进行后续数据处理,使用ISOPLOT程序完成 U-Pb年龄及年龄谱图绘制[45]。在碎屑锆石年龄选择方面,对于年龄大于1 000 Ma的锆石,由于锆石含有大量放射性成因Pb,采用207Pb/206Pb年龄作为锆石年龄;对于年龄小于1 000 Ma的锆石,由于可用于测量的放射性成因Pb含量很低,而且普通Pb校正的不确定性,则采用206Pb/238U年龄作为锆石年龄。

3 测试结果

本研究共挑选3件样品开展LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析实验。分别为蓟县地区下马岭组含砾石英砂岩F2034,石英砂岩F2035-1、F2035-2(见表1)。

下马岭组含砾石英砂岩样品(F2034)中的锆石颗粒粒径介于110～150 μm之间,普遍粒径较大,碎屑锆石磨圆度较好,呈次圆状及次棱角状,显示碎屑锆石经历了远距离搬运。阴极发光图像(见图6)显示,锆石内部特征各异,大部分具有显著岩浆生长振荡环带,为岩浆成因的锆石。本次研究在样品F2034中随机选取了60颗锆石颗粒进行年龄测试。在锆石207Pb/206Pb 年龄谱图中(见图7),年龄范围为3 270～1 806 Ma之间,其中53组测试年龄主要集中在两个年龄段,最显著的主峰年龄区间在1 925～1 806 Ma之间,峰值年龄为1 876 Ma;次峰年龄区间在2 567～2 463 Ma之间,峰值年龄为2 530 Ma。另有少量年龄介于2 813～2 696 Ma之间,峰值年龄为2 716 Ma。此外,有4颗年龄大于3 000 Ma的锆石,年龄分别为3 270 Ma、3 193 Ma、3 143 Ma、3 124 Ma。该样品年龄数据的主峰1(～1.85 Ga)响应了华北克拉通东、西陆块的碰撞拼合事件,主峰2(～2.5 Ga)峰值年龄则对应了华北克拉通东部陆壳生长时间,次峰(～2.7 Ga)峰值年龄也响应了华北陆块俯冲活动峰值和地壳生长事件。

图6 样品F2034、 F2035-1、F2035-2典型锆石CL 图像

下马岭组顶部石英砂岩样品(F2035-1)中的锆石粒径主要介于110～130 μm之间,个别140 μm左右。其中的碎屑锆石磨圆度较好,以次圆状及次棱角状为主。阴极发光图像(见图6)显示,大部分也具有显著岩浆生长振荡环带且Th/U比大于0.4,表明为岩浆成因。本研究在F2035-1中随机选取了60颗锆石颗粒进行分析测试,57组年龄形成了一个主年龄峰,年龄区间在2 704～2 405 Ma之间,峰值年龄为2 528 Ma(见图7)。此外,有少量碎屑锆石年龄在1 909～1 859 Ma之间,峰值年龄1 885 Ma。另有一颗碎屑锆石年龄为3 118 Ma。碎屑锆石最年轻年龄为1 859 Ma。主峰(～2.5 Ga)峰值年龄可能对应了华北克拉通东部陆壳生长时间,次峰(～1.88 Ga)响应了华北克拉通东、西陆块的碰撞拼合事件,3 118 Ma锆石物源可能来自中太古代花岗岩风化搬运而后沉积。值得注意的是,相比于其下部的含砾石英砂岩样品(F2034),该样品中1.88～1.85 Ga的碎屑锆石比例明显减少。

下马岭组石英砂岩样品(F2035-2)中的锆石粒径介于110～140 μm之间。锆石外形主要呈次圆状及次棱角状。60组锆石年龄构成一个单一的显著年龄峰(见图7),年龄区间为2 732～2 460 Ma,峰值年龄为2 537 Ma,另有两颗锆石年龄分别为1 843 Ma和3 114 Ma,该层位最大沉积年龄为1 843 Ma。主峰(～2.5 Ga)峰值年龄可能响应了华北克拉通东部陆壳生长时间。值得关注的,该样品相比下马岭组下部层位样品明显缺少古元古代晚期年龄信息。

4 讨论

下马岭组碎屑锆石年龄主要集中在新太古代和晚古元古代,根据区域地质推测其主要物源来自华北克拉通形成过程中的华北内部古元古代碰撞造山事件和太古代地壳生长事件的产物。

4.1 盆地构造属性判别

前人研究表明碎屑岩样品中碎屑锆石年龄与地层沉积时代差值的累积频率分布,能够反映盆地沉积背景和构造属性,并进一步将沉积背景划分为汇聚板块边界背景、碰撞造山背景和伸展背景[46](见图8)。由于不同背景的投图区域各有重合,该方法给出两个统计学判别指标区分不同沉积背景,若年代累计频率分布曲线上5%累计频率对应的年代差值大于150 Ma,则指示底层为伸展构造背景; 若年代累计频率分布曲线上5%

表1 蓟县地区下马岭组石英砂岩样品锆石207Pb /206Pb测年结果Tab.1 Dating results for zircons from Xiamaling formation from Jixian area

续表1

续表1

累计频率对应的年代差值小于150 Ma,则要继续对比累积频率30%的年代差值是否大于100 Ma,大于100 Ma指示碰撞背景,小于100 Ma指示聚合背景。随着数层时代为1.38～1.36 Ga的斑脱岩或凝灰岩夹层以及～1.32 Ga的基性侵入岩被发现[38,40],下马岭组沉积时代被修订为1.40～1.35 Ga。因此,本研究选取～1.35 Ga为下马岭组的沉积时代上限,以此为依据,本研究对华北北部燕辽裂谷盆地蓟县群碎屑岩样品分别进行了构造属性统计分析(锆石谐和度大于90%),结果表明,下马岭组石英砂岩样品F2034和含砾石英砂岩样品F2035-2沉积构造背景均为伸展背景,石英砂岩样品F2035-1可能为碰撞背景。这一结果与华北大量发育的Nuna超大陆大规模裂解阶段形成的1.30 Ga基性岩墙一致[40,47]。因此燕辽裂谷盆地在～1.30 Ga左右为全球超大陆裂解背景下的裂谷盆地。

图7 蓟县地区下马岭组石英砂岩样品锆石207Pb/206Pb 年龄谱图

更为值得关注的,下马岭组下部层位样品中有大量古元古代晚期年龄信息,而上部层位中这一信息逐渐减少至消失。这表明下马岭组沉积过程中,来自华北古元古代造山带的沉积物源供给逐步消失。结合华北克拉通晚古元古代造山带时空分布规律,推测在待建系1.4～1.35 Ga左右,下马岭组沉积过程中,裂谷作用开始发育,盆地逐步抬升。特别是在下马岭组沉积作用后期,在Nuna超大陆裂解的全球背景下,该盆地整体缺失了1 350～1 000 Ma待建系沉积地层,存在大范围沉积间断[48-49],进一步证明该盆地在这一时期可能处于抬升阶段。与此同时,古元古代造山带逐步沉降埋藏。两方面地质作用可能导致下马岭组物源发生重大转换。华北克拉通大面积出露的太古代基底则持续接受剥蚀作用,为裂谷盆地沉积提供持续不断的碎屑物供给。

图8 蓟县地区下马岭组石英砂岩样品碎屑锆石年龄盆地判别图解

4.2 燕辽裂谷盆地多阶段构造演化

已有研究资料表明,华北克拉通北部的燕辽裂谷盆地完整记录了华北中元古代盆山耦合过程,可大致分为:由造山后向陆内伸展转换的构造反转期阶段(1.82～1.60 Ga)、被动裂谷早期的陆内伸展阶段(1.60～1.40 Ga)、裂谷作用阶段(1.40～1.30 Ga)和成因机制不明的长期沉积间断阶段(1.30～1.00 Ga)[50]。其中,燕辽裂谷盆地成因目前主要有两种主要观点,其一认为“裂谷事件是华北克拉通对元古宙超大陆裂解过程的响应[1,8,12,47,51]”;另有学者提出了“中、新元古代多期裂谷事件”模式,认为长期持续的伸展过程指示华北克拉通持续处于超大陆的边缘位置,说明古元古宙超大陆演化并不具有全球性[52]。

燕辽裂谷盆地沉积层序显示,长城系(自下而上分为常州沟组、串岭沟组、团山子组、大红峪组),岩性以包括石英砂岩、页岩等各类碎屑岩为主,沉积在裂谷盆地中。而由高于庄组、杨庄组、雾迷山组、洪水庄组、铁岭组组成的蓟县群,则发育在热沉降成因的浅海相碳酸盐岩盆地中,并且盆地范围逐步扩大,海侵水位逐步加深,构造环境发生明显转化。而其上的1.30～1.00 Ga的广泛存在于燕辽裂谷盆地内部的沉积间断,指示了在～1.30 Ga华北克拉通发生整体抬升[48-55]。

4.2.1 1.85～1.60 Ga 后造山伸展

基性岩墙群作为一种伸展构造重要标志。1.83～1.77 Ga华北克拉通发育大规模基性岩墙侵入,岩墙走向与古元古代末造山带近于垂直或大角度相交,且切割所有新太古代和古元古代早期各构造单元,指示华北克拉通完全固结形成刚性陆块后的伸展作用,标志着古元古代末大陆裂解开始[2]。而后,华北克拉通构造环境逐步由碰撞向造山后伸展转换。

4.2.2 1.60～1.40 Ga被动裂谷早期的陆内伸展

此阶段与中元古代蓟县系地层对应,堆积厚度近万米的蓟县群巨厚沉积盖层,持续沉积时代至少为1.58～1.44 Ga[41-42]且除少量位于大红峪组顶部的火山岩夹层外,蓟县系地层不发育的岩浆活动,此阶段岩浆活动、壳幔物质交换强度及频率显著降低,地层主要岩性以盆地发育以力学沉降和热力沉降为主[56]。前人就北缘盆地构造属性判别显示,华北北部1.60～1.40 Ga仍处于并长期处于陆内裂谷伸展初期[50]。

4.2.3 1.40～1.30 Ga 陆内裂谷生长阶段

地层学研究表明,华北克拉通北部待建系地层构造演化可概括为,早期短暂的局部沉降和此后长期大面积抬升剥蚀[51],下马岭组斑脱岩的的地球化学特征表明其火山作用是在同碰撞和火山弧环境下形成的,指示俯冲型造山作用,下伏黑色页岩组合可能指示华北北缘增生过程。另一方面,1.33～1.30 Ga燕辽大火成岩省成因背景普遍与陆内裂谷环境有关,其形成可能与华北克拉通北缘从哥伦比亚超大陆的裂解有关[57]。样品F2034、F2035-1、F2035-2的构造盆地判别结果表明,待建系下马岭组地层仍处于陆内伸展阶段。

4.2.4 1.30～1.00 Ga 抬升阶段

根据近年来的年代地层学研究成果[43],2014版《中国地层表》[58]将我国的中元古界年代地层序列自下而上修订为:中元古界长城系(1.80～1.60 Ga)、蓟县系(1.60～1.40 Ga)、待建系(1.40～1.00 Ga),并将青白口系(1 000～780 Ma)划归新元古界,这一成果打破了燕辽裂谷盆地从长城纪到青白口系近于连续沉积的传统认识。下马岭组样品F2034、F2035-1及F2035-2中,均缺失1.30～1.0 Ga沉积记录,同时,前人研究表明燕辽裂谷盆地普遍缺失除下马岭组之外的待建纪沉积地层[48-49],进一步证明了燕辽裂谷盆地在1.30～1.0 Ga可能处于抬升阶段。此外,本研究数据表明,这一抬升过程可能在下马岭组沉积晚期～1.35 Ga左右已经开始。

5 结论

综合上述,可将燕辽裂谷盆地构造演化大致概括为4个阶段:①碰撞后伸展的转换阶段(1.85～1.60 Ga);②早期陆内伸展阶段(1.60～1.40 Ga),持续沉积时代至少为1.58～1.44 Ga,蓟县系顶部地层仍处于陆内伸展的早期阶段;③全球超大陆裂解背景下的陆内裂谷沉积阶段(1.40～1.30 Ga),并在燕辽裂谷盆地沉积了待建系下马岭组地层;④整体抬升阶段(1.32～1.0 Ga),燕辽、熊耳、渣尔泰三大裂谷盆地沉积作用在1.32～1.0 Ga停止,普遍存在于下马岭组的沉积间断,指示华北克拉通在～1.3 Ga发生整体抬升。