世界地质杂志华北克拉通

汪新伟（中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083）摘要 根据前震旦纪基底年龄与震旦系分布规律认为加里东期（Z—S）古扬子板块的范围比现今狭义的扬子板块要大，至少包括了松潘-甘孜地块和秦岭微板块，属原特提期洋东部的多岛洋体系。按影响克拉通盆地演化的板块活动所经历的扩张、会聚、碰撞和均衡调整等4个阶段把扬子古克拉通加里东期的构造演化划分为5期，即震旦纪的均衡调整期、寒武纪的扩张期、早-中奥陶世的会聚期、中-晚奥陶世的碰撞期和志留纪新一轮的均衡调整期。由此可以推断，早古生代在川东—湘鄂西一带存在着一个巨大的生烃中心，加里东期形成的古隆起如乐山-龙女寺隆起、江南-雪峰隆起、黔中隆起等是该期油气运移的指向区。关键词 扬子古板块 东原特提斯 加里东期 构造演化Tectonic Evolution of the Paleo-Yangtze Plate during Caledonian EpochWang Xin-wei（Exploration ＆ Production Research Institute，SINOPEC，Beijin100083）Abstract Based on the studies of ages of the pre-Sinian basements and distribution of the Sinian，it is recognized that the paleo-Yangtze plate was bigger than the present，at least including the Songpan-Garze massif and the Qingling micro-plate，and that it was a component of archipelagic-ocean of the eastern Proto-Tethys during Caledonian epoch（from Sinian to Silurian in this paper）In terms of the four evolution stages of a craton basin influenced by moving among plates，the Paleo-Yangtze craton’s evolution was divided into five stages，a balanced adjustment stage during Sinian，a extension stage during Cambrian，a convergence stage during the early-middle Ordovician，a collusion stage during the middle-late Ordovician，and a fresh balanced adjustment stage during SThus it can be deduced that there was a tremendous Paleozoic hydrocarbon-generated depression from eastern Sichuan to western Hunan-Hubei，and that the paleo-uplifts caused by Caledonian orogeny，such as the Leshan-Longnüshi uplift，Jiangnan-Xuefeng uplift，central Guizhou uplift，were accumulation belts of oil and gas during Caledonian Key words Paleo-Yangtze plate eastern Proto-Tethys Caledonian epoch tectonic evolution狭义上的扬子板块范围是北以嘉山-响水断裂和勉略-大别山南缘断裂为界与华北板块和秦岭微板块相接，西以龙门山断裂和金沙江-哀牢山断裂为界与松潘-甘孜地块和昌都地块分开，东南以江绍古缝合线与华夏板块为邻（图1）。扬子板块作为我国南方油气勘探的主要领域，长期以来我国地质工作者进行了大量的研究工作，但多侧重于大地构造演化、层序格架及受后期构造运动改造后的残留盆地研究［1～4］，对加里东期（本文指震旦纪—早古生代）扬子古板块以克拉通内盆地发育的特征及其与原特提期洋的关系等方面的研究还有所欠缺。本文在综合前人研究成果的基础上，按影响克拉通盆地演化的板块活动阶段，分析了扬子古克拉通在加里东期的构造演化及其与原特提斯洋的关系，并主要讨论了志留系的原型盆地性质及分布特征。图1 古扬子板块范围示意图（据参考文献［2］修改）1 基底结构与古板块范围扬子板块的基底系指新元古界震旦系以前的地层，具双层结构［5］。下部结构层为太古宇—古元古界的结晶基底层，为一套中-基性火山岩、火山碎屑岩组成的深变质岩（变质程度均达角闪岩相）和具有强磁性的基性-超基性岩侵入体，在各地分别称为康定杂岩（康滇区，1760～3100Ma）、崆岭群（神农架区，（2850±15）Ma，锆石U-Pb法）和后河群（川陕区）等；上部结构层为中—新元古界的浅成变质岩系，变质程度为绿片岩相，原岩为一套深、浅海相碎屑岩、火山碎屑浊积岩、枕状拉斑玄武岩、硅质岩和碳酸盐岩等，在各区分别称为昆阳群（康滇区，1002Ma）、黄水河群（川西）、火地垭群（川北区）、神农架群（川鄂区）和梵净山群（川黔区）、板溪群（川东区）、溪口群与历口群（皖南—赣东北，963～1401Ma，Rb-Sr法）、张八岭群（浙西，1031Ma，锆石U-Pb法）等。发生在新元古代青白口纪晚期的晋宁运动（800～850Ma）使上、下结构层发生褶皱变形，经岩浆侵入与区域变质作用，形成了震旦系及其以后盖层沉积的基底。震旦系是扬子板块进入地台阶段的第一套沉积盖层，许多学者根据基底年龄与震旦系分布规律认为古扬子板块的范围比狭义的扬子板块要大得多，可能包括了松潘-甘孜地块和秦岭微板块。主要证据有：（1）在松潘-甘孜地块东侧文县-青川地区，出露大面积的中元古界深变质碧口群组成的基岩块体，两翼均有灯影组地层覆盖，由此可推测在灯影组沉积时，应与四川盆地基底是相连的［6］。（2）南秦岭降扎东发育有下震旦统白依沟群粗陆源碎屑岩，沉积物颗粒南粗北细，砾石由南向北减少，其陆源砾石及细碎屑岩的同位素年龄值有3组，即约2000Ma（凝灰岩）、1000～1400Ma（花岗岩）和约740Ma（流纹岩），表明为其提供物源的若尔盖地区存在古老的基底［5］。（3）松潘-甘孜地块东南部基岩块体均为晋宁期构造岩浆作用的产物，如丹巴格宗花岗岩体（1585Ma，碎屑锆石207Pb/206Pb）、沙坪关花岗岩（1017Ma，锆石U-Pb法）、兴文坪辉长岩（1043Ma）等，表明整个扬子板块西缘的新元古代造山带应是古扬子板块的重要组成部分［7］。（4）秦岭微板块具有扬子板块的双层前震旦纪基底，即太古宇—古元古界的结晶基底与中—新元古界的过渡性变质变形基底。下层基底的变质程度已达中—深变质的角闪岩相-麻粒岩相，主要出露为佛坪杂岩和小磨岭、陡岭杂岩；上层基底的变质程度多数为浅变质绿片岩相，为一套以火山岩为主的中-新元古代沉积-火山岩系，分别出露有陨西群（965～1304Ma）、耀岭河群（711～1019Ma）和毛堂群等。秦岭区普遍缺失下震旦统，而南秦岭区广泛发育上震旦统陡山沱组和灯影组，且向北不越过商丹一线，由此可以说明，秦岭微板块属扬子古板块范畴，且在早震旦纪扬子古板块与华北古板块已经分离［8］。由以上证据可以推测，扬子古板块的范围除狭义上的扬子板块外，至少还包括了松潘-甘孜地块和秦岭微板块，它们共同组成了一个范围较大的扬子古克拉通（图1）。2 与原特提洋的关系发生在新元古代青白口纪末的晋宁运动，形成了扬子古板块的褶皱基底，其动因除了与华夏同扬子陆块沿江绍断裂（缝合）带的碰撞拼合有关外，还与扬子古板块与华北古板块当时发生了沿商丹缝合带的碰撞拼接有关［2］。黄汲清等［9］则认为中国大陆晋宁运动（在塔里木盆地称为塔里木运动）后形成一个完整的中国地台，并称之为古中国地台，经历了震旦纪至早寒武世的拉张作用后，古中国地台解体，形成祁连、秦岭等洋，罗志立等［10］称这时的拉张运动为“兴凯地裂运动”。中国大陆晋宁期的汇聚作用与震旦纪开始的拉张环境可能具全球性，从属于新元古代全球的Rodinia泛大陆的形成与前寒武纪末—早古生代初的泛大陆裂解［11～12］。泛大陆解体后形成了原始冈瓦纳大陆和劳亚大陆以及散布在原特提斯洋（时限为震旦纪—早古生代）中的中朝、扬子-华夏、羌塘-昌都、印支与塔里木、柴达木等陆块、微陆块。李兴振等［13］根据现今大陆内部各缝合带的空间展布位置，将原特提斯洋分为4支，即北部的古亚洲-南天山洋、中部的秦祁昆洋和南部的古金沙江-哀牢山洋与古澜沧江洋（图2），这几个洋向西均与西亚和欧洲的古特提斯相连，同属于原特提斯范畴。同时，华南残留海盆从震旦纪开始重新拉张，分隔了扬子古板块与华夏板块，向南与古金沙江-哀牢山洋相连；阿拉善地区发育的恩格尔乌苏洋（又称古阿尔金洋）可能将古亚洲洋和秦祁昆洋沟通。因此，震旦纪—早古生代扬子古板块属于原特提斯多岛洋体系，其构造演化与两侧华北板块、华夏板块的构造演化及原特提斯洋向古特提斯洋的转化密切相关。图2 东特提斯多岛洋分布示意图（据参考文献［13］修改）（1）古亚洲洋缝合带；（2）秦祁昆洋缝合带；（3）古金沙江-哀牢山洋缝合带；（4）古澜沧江洋缝合带；（5）恩格尔乌苏洋缝合带；（6）华南有限洋盆缝合带3 加里东期的构造演化扬子古板块自震旦纪开始进入克拉通盆地演化。板块构造间的相互作用及其所产生的板内应力在克拉通盆地内的有效作用范围是影响克拉通盆地演化的主控因素［14］。影响克拉通盆地演化的板块活动一般可分为4个阶段，即：①扩张阶段，克拉通内以发育裂陷系和地堑或拗拉槽为特征，裂谷作用与快速沉积同时发生；②会聚阶段，一般伴随有弧前和弧后盆地的形成，并同时形成滨克拉通前渊与克拉通内弱挤压挠曲盆地；③碰撞阶段，由陆-陆碰撞（A型俯冲）和陆内碰撞（C 型俯冲）所产生的挤压应力使盆地发生倾掀，碰撞带内的构造载荷引起克拉通边缘的岩石圈挠曲，并形成前陆盆地和克拉通内盆地在较长时间内成对出现的格局，同时，挤压应力可传递到克拉通深部，使地壳早期的构造薄弱带（如古裂隙和缝合线等）发生变形，形成穹窿、基底隆起上升和断层带活化带，从而分割克拉通盆地；④终止与均衡调整期，伴随着地壳缩短与增厚以及巨缝合线的固定，大陆或部分大陆上升到海平面以上，遭广泛剥蚀而形成了主要的沉积间断；同时和期后，由于碰撞带内的构造载荷遭受剥蚀而减小以及深部岩石圈板块的拆沉而发生造山带伸展垮塌作用，致使地壳发生均衡回弹，区域倾掀增大；当新的应力场出现时，板块构造就会产生新的活动范围，而使克拉通盆地进入新一轮的演化旋回。在多数情况下，克拉通盆地中的主要层序界面均为不整合面，它反映了板块运动方向和运动速率改变的主要时期，而新的应力场改变了未来盆地形成的形态和方向。因此，本文根据克拉通盆地演化的构造旋回，将扬子古克拉通加里东期的构造演化分为5个阶段，即震旦纪均衡调整期、寒武纪扩张期、早—中奥陶世会聚期、中—晚奥陶世碰撞期与志留纪的新一轮均衡调整期（图3）。图3 扬子古克拉通加里东期构造演化示意图1 震旦纪均衡调整期经过晋宁期末强烈的板块碰撞与拼合后，随着造山带顶部的剥蚀-去载作用与底部岩石圈的拆沉-去根作用，发生造山期后伸展垮塌，震旦纪扬子古板块进入一个均衡调整期，包括早震旦世的大陆内裂谷与晚震旦世的裂谷期后坳陷两个阶段（图3（a））。早震旦世扬子古板块及周缘裂谷作用的主要表现为：①扬子古板块北缘，在晋宁晚期与扬子板块缝合的华北板块从震旦纪开始重新拉开，裂谷作用导致秦祁洋的形成，北秦岭区丹凤群中的蛇绿混杂岩表明经历了裂谷-小洋盆-活动陆缘的完整演化旋回；②在扬子古板块西北缘甘洛地区发育苏雄组火山岩系；③在扬子陆块西部裂谷作用形成石棉-澄江裂谷带，裂谷中堆积了巨厚（3～6km）的下震旦统陆相火山-沉积岩系；④在扬子板块南缘与华夏板块北缘之间在晋宁期残留华南海盆的基础上发育华南裂谷系，即湘桂次深海裂谷盆地（扬子板块南缘）与赣粤次深海裂谷盆地（华夏板块北缘），均沉积了厚约3～6km的次深海碎屑岩组合，湘桂裂陷盆地的北界大致相当于现今的江南-九岭-雪峰隆起带；⑤扬子古板块内部除中-下扬子区发育伸展坳陷盆地、沉积了一套滨浅海碎屑岩组合外，大部分地区均为古陆，为陆内裂谷盆地与大陆边缘海盆地提供物源。晚震旦世随着伸展作用的增强，演化为裂谷期后坳陷沉积。整个扬子古板块被海水淹没，成为典型的克拉通内盆地，广泛接受台地相浅海碳酸盐岩沉积。上、下震旦统之间的不整合属裂谷盆地向坳陷盆地转化而形成的裂解不整合（Separation unconformity）［14］，局限于裂谷盆地所分布的区域。2 寒武纪扩张期经过震旦纪的均衡调整后，寒武纪扬子古克拉通进入扩张期（图3（b））。此时在扬子古板块周缘，北侧的北祁连山多处发育寒武纪—奥陶纪蛇绿岩，反映北祁连在寒武纪—奥陶纪已经拉出典型洋壳（祁连洋）；西南侧的金沙江-澜沧江裂谷开始扩张，导致昌都-思茅地块离开扬子古板块；东南侧华南裂谷系进一步扩张为华南裂陷洋盆，发育了一套硅质岩、黑色页岩及浊积岩深水沉积建造。在扬子古克拉通内部，后龙门山地区发育克拉通内裂陷海槽，沉积了一套浅海碎屑岩；南秦岭安康-紫阳-竹溪一带拉张出裂陷槽（上寒武统二道桥组火山岩），在裂陷槽以南沉积了浅水相-斜坡相碳酸盐岩；扬子古克拉通南缘的湘桂克拉通边缘盆地及分布于郯庐断裂东侧滁州一带的滁州克拉通边缘盆地，均属大陆坡或下斜坡的深盆环境；在现今的中-上扬子一带，则表现为克拉通内伸展坳陷沉积，且于早寒武世早期（梅树村-筇竹寺组沉积期）达到最大海侵范围，广泛沉积了黑色页岩及磷块岩，成为下古生界的主力烃源岩；早寒武世中期（沧浪期）盆地沉降机制由伸展作用转变为以热沉降作用为主，地貌上的隆凹格局消失，随着沉积速率增大，海平面下降、海水变浅，至中寒武世已演化为潮坪相和局限台地相泥岩、白云岩沉积，出现膏盐岩沉积环境［15］；晚寒武世继续海退，总体上为局限台地相的滨浅海碳酸盐沉积。3 早—中奥陶世会聚阶段发生在寒武纪和奥陶纪之间的郁南运动标志着从早奥陶世开始扬子古板块进入会聚阶段（图3（c））。在扬子古板块南侧，华南裂陷洋盆沿武夷-云开带的北西侧向SE俯冲，造成云开地区的隆升以及武夷-云开带的岛弧型火山岩活动和混合岩化作用（奥陶-志留系无此现象），同时使云开大山一带的下-中奥陶统类复理石碎屑岩建造呈微不整合覆于寒武系之上、广西白黄陵一带的下-中奥陶统的花岗质碎屑岩底部发育有厚达数百米的含砾长石砂岩以及大明山地区下奥陶统底部发育厚达45m的砾岩层［16］。在扬子古板块北侧，秦祁洋会聚收缩，扬子板块向华北板块之下俯冲，导致华北板块南缘的性质由前期的被动大陆边缘转化为活动大陆边缘，并形成完整的沟-弧-盆体系，主俯冲带的位置大致应为商丹缝合带，弧后盆地以北秦岭区二郎坪群火神庙组（厚达3000m）的“双峰式”火山岩为典型，代表了早期弧后拉张下的产物。在扬子古板块内部表现为克拉通内弱挤压坳陷沉积，岩性主要为台地相浅海碳酸盐岩与泥质岩等，此时江南-雪峰带可能为水下低隆。4 中奥陶世晚期—晚奥陶世碰撞阶段中奥陶世晚期—晚奥陶世随着华南裂陷洋盆和祁秦洋的关闭，扬子古板块进入碰撞阶段（图3（d））。海南岛崖县地区中奥陶统尖岭组磨拉石与沙塘组页岩呈角度不整合接触（图4），表明了该期构造运动的起始时间。整个华北板块主体因同时受到其南侧秦祁洋、北侧古亚洲洋俯冲作用的影响，表现为整体抬升剥蚀，从而缺失了上奥陶统—泥盆系沉积；南秦岭、后龙门山和滇黔桂等地区均上升成陆，缺失中奥陶统上部—上奥陶统。浙闽沿海地区受扬子古板块与华夏板块对接、碰撞的影响隆升成山，同时在浙西地区形成晚奥陶世前陆盆地，堆积一套浅水陆屑复理石；钦防一带因华夏板块与扬子古板块右行剪切碰撞所形成的残留海槽继续着深水盆地沉积；扬子古克拉通腹部则为挤压坳陷盆地，沉积了一套浅海-次深海的碳酸盐岩，随着挤压作用的增强，盆地面积减小、古陆扩大，转化为陆棚相碎屑岩沉积。晚奥陶世末，强烈的加里东运动致使古钦防海槽闭合，在华南地区地层遭受挤压变形成加里东褶皱带，在扬子古克拉通内部形成了“大隆大坳”的构造格局，如江南隆起、黔中隆起、乐山-龙女寺隆起及宁巢台隆等，成为加里东期油气运移的指向区。图4 海南崖县榆林港中奥陶统尖岭组（O2j）与沙塘组（O2s）不整合示意图［16］1—第四系盖层；2—钙硅质复成分砾岩；3—页岩；4—砾状灰岩；5—灰岩5 志留系均衡调整期进入志留系，碰撞作用终止，挤压应力松弛，地壳发生均衡回弹，从而发育造山期后裂谷作用，使扬子古克拉通进入新一轮的演化旋回（图3（e））。华北板块与扬子古板块大致沿勉略带一线伸展裂陷形成裂陷槽［17］，主要标志为勉略带北侧的志留系白水江群深水沉积和火山岩沉积、大巴山地区志留系洞河群的“双峰式”火山岩和碱性火山岩及泥质岩、硅质岩。此外，在扬子古板块西缘还发育有西秦岭白龙江群、后龙门山茂县群等狭长状的深水浊流沉积；在其东南缘沿钦防一线地壳重新拉开形成再生裂陷海槽，下志留统灵山群底部发育一套数十米至数百米由粗砂岩、含砾砂岩和砾岩组成的滑塌浊积岩系，不整合超覆在中-上奥陶统之上。相应地，在上扬子区表现为克拉通内弱伸展坳陷沉积，主要为浅海碳酸盐岩和碎屑岩组合。扬子古板块在志留纪均衡调整期所产生的地壳伸展、拉张程度比震旦纪要低，表现为大部分裂谷带不发育“双峰式”火山岩、而只发育伸展滑塌型深水浊积岩，这可能与晋宁期末的造山作用比晚奥陶世末的造山作用强烈得多有关。扬子古板块经过志留纪的均衡调整后，进入新一轮的扩张、会聚、碰撞等克拉通盆地演化阶段；同时，随着勉略洋、昌宁-孟宁洋、金沙江洋、甘孜-理塘洋及八布洋等在海西期的形成与扩张［2］，东特提斯域完成了从原特提斯多岛洋体系向古特提斯多岛洋体系的转化。另外，综合扬子古板块加里东期的构造演化可知，川东—湘鄂西一带一直是克拉通内盆地沉积的中心，发育了一个巨大的生烃坳陷，加里东期形成的古隆起如乐山-龙女寺隆起、江南-雪峰隆起及黔中隆起等是该期油气运移的指向区。4 结论（1）前震旦纪基底年龄与震旦系分布规律表明，扬子古板块加里东期（Z—S）的范围比现今狭义的扬子板块要大，至少包括了松潘-甘孜地块和秦岭微板块，其与华北板块、柴达木板块、塔里木板块、华夏板块及古亚洲洋、秦祁昆洋、古金沙江-哀牢山洋和古澜沧江洋等共同组成了原特提斯洋（Z—S）东部的多岛洋体系。（2）按影响克拉通盆地演化的板块活动所经历的扩张、会聚、碰撞和均衡调整等4个阶段将扬子古克拉通加里东期的构造演化划分为5期，即震旦纪的均衡调整期、寒武纪的扩张期、早-中奥陶世的会聚期、中-晚奥陶世的碰撞期和志留纪新一轮的均衡调整期。（3）早古生代在川东—湘鄂西一带存在着一个巨大的生烃中心，加里东期形成的古隆起如乐山-龙女寺隆起、雪峰隆起、黔中隆起等是该期油气运移的指向区。参考文献［1］赵宗举，朱琰，徐云俊中国南方古生界—中生界油气藏成藏规律及勘探方向［J］地质学报，2004，78（5）：710～［2］赵宗举，俞广，朱琰等中国南方大地构造演化及其对油气的控制［J］成都理工大学学报（自然科学版），2003，30（2）：155～［3］戴少武中扬子及邻区层序地层与原型盆地演化［J］石油与天然气地质，2002，23（3）：229～［4］叶舟，马力，梁兴等下扬子独立地块与中生代改造型残留盆地［J］地质科学，2006，41（1）：81～［5］杨逢清，殷鸿福，杨恒书等松潘甘孜地块与秦岭褶皱带、扬子地台的关系及其发展史［J］地质学报，1994，68（3）：208～［6］罗志立，金以钟，朱夔玉等试论上扬子地台的峨眉地裂运动地质论评，1988，34（4）：25～［7］徐士进，王汝成，沈渭洲等松潘-甘孜造山带中晋宁期花岗岩的U-Pb和Rb-Sr同位素定年及其大地构造意义［J］中国科学（D辑），1996，26（1）：52～［8］张国伟，孟庆任，赖少聪秦岭造山带的结构与构造［J］中国科学（D辑），1995，25（9）：994～［9］黄汲清，任纪舜等中国大地构造及其演化［M］北京：科学出版社，105～［10］罗志立中国西南地区晚古生代以来地裂运动对石油等矿产形成的影响［J］四川地质学报，1981，（2）：1～［11］Ilin A VThe Proterozoic supercontinent：its Precambrian rifting and breakup into a number of conti 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这个答案可是不好找的，都没有悬赏哦，不值得、

伍家善（中国地质科学院地质研究所，北京 100037）1 国内外研究现状国际地层委员会公布的2004年全球地质年代表，专门讨论了2004～2008年前寒武纪划分参考方案。提出以关键地质事件（Key event）为标志来划分地层单位的界线。将新太古代（2600 Ma）与古元古代（2300 Ma）定为太古宙转变期。古元古界滹沱系底界年龄定为2300 Ma，以第一个大陆红层出现为标志。2300 Ma划分的重大地质事件有：Bushveld层状侵入体（2060 Ma）、Vredefort撞击构造（2020 Ma）Gunflint micr ofossils（微古化石）（2000 Ma）、Sudbury冲击构造（1850 Ma），超大陆的拼合（1800 Ma）。ABekker等（2003年）研究北美古元古代地质时，他们总结了若干学者研究非洲、北欧及加拿大等地研究古元古代成果基础上，提出了全球古元古代先后发生过以下重大地质事件：（1）45～43 Ga 地幔柱事件。大陆的初始裂解，伴随大规模的基性火山岩及深成岩浆活动，BIF的广泛分布。（2）45～3 Ga 古元古代冰期及伴随δ13C的广泛偏移。（3）3 Ga 古冰期后，气候变暖及红层出现。（4）25 Ga 第二次地幔柱事件，高原玄武岩和岩墙，以及某些裂谷内的再次裂解。（5）2～1 Ga δ13C漂移。（6）1～0 Ga 最大的氧化事件和Kenol and超大陆完全裂解。目前国内关于华北陆块古元古代地质的研究，大多侧重于岩石地层、构造和成矿方面，从重要地质事件角度研究尚少。近几年，关于古元古代是否存在统一的克拉通基底讨论较多，但尚无统一认识。大多数研究者认为在新太古代末期已形成统一的克拉通基底，部分研究者则认为新太古代末期未形成统一的陆块，华北克拉通是在8 Ga（吕梁运动）才形成统一的华北陆块。 白瑾等（1993）认为，古元古代开始，太古宙末期统一的克拉通破裂，呈现为不同性质的活动带同刚性地块并存的构造格局。在华北克拉通内部，既有具克拉通基底的晋豫裂陷带，又有曾是接近俯冲带的活动大陆边缘和岛孤带演化而成的胶辽活动带和青龙-滦县活动带，以及克拉通南北边缘增生型的阴山-燕山活动带和秦岭-大别活动带。 吕梁运动末期，各个活动带闭合，形成统一的华北克拉通。翟明国（2004年）将华北克拉通古元古代21亿～17亿年地质事件分解为两个事件亚群。 他认为21亿～19亿年事件群以克拉通内晋豫和辽河活动带为代表，表现为强烈的褶皱和绿片岩-角闪岩相变质和富钾质花岗岩的侵位。 5亿～17亿年裂解事件，表现为地幔大规模上涌，地壳抬升，伴随强烈的混合岩化和韧性变形及碰撞型高压麻粒岩带，多形成于克拉通北缘。王惠初等（2005年）对华北克拉通古元古代锆石年龄数据统计结果，显示有3～4 Ga，0～2 Ga和8～95 Ga三组年龄数据。他们认为8～95 Ga为古元古代末期的造山事件，3～4Ga和0～2 Ga所代表的构造热事件性质尚不明确。 对于华北陆块古元古代构造划分：他们认为可能存在3条古元古代的汇聚拼合带，即鄂尔多斯周缘造山带、胶辽造山带和克拉通北缘造山带。从上述国内研究资料分析，华北陆块古元古代地质演化过程大致经历了两个明显的构造-岩浆旋回阶段。但在不同地区演化特点是有差别的。本文将重点讨论华北陆块内部古元古代主要地质事件及构造演化。2 华北陆块内古元古代主要地质事件根据本专题近两年的初步研究，并结合分析利用前人的数十年来的有关研究成果，笔者对华北陆块内古元古代主要地质事件，按地质演化的时间序列提出如下认识。1 华北陆块内初始裂陷与陆内碎屑沉积华北陆块内古元古代裂陷带自西向东（图1）有吕梁、滹沱、甘陶河、青龙和辽吉带，在这些带的南部还有自西向东展布的中条、嵩山、济宁和粉子山带。 它们均呈北北东向或北东向的狭长条带相间排列，其中最长的条带（辽吉带）长约600 km，最短的（济宁）约50 km，长：宽≈7：1～4：1左右，斜切太古代基底构造而逐步演化。这种在广大范围内呈同时代、同方向的狭长条带群，其成因应与一定的力学机制相联系。为此，可以这样推断，华北陆块内北北东向展布的古元古代裂陷带的生成，可能预示太古宙基底下部有巨大的北北东向的地质体（地幔柱）上涌而造成。 这一推论与ABekker等提出在45～43 Ga地幔柱上涌事件大体一致。图1 华北陆块古元古代裂陷带分布略图这些北北东向裂陷带初期的地质记录是：沉积了大量的底砾岩和粗碎屑岩。 这些砾岩的主要特征是：砾石来源于裂陷基底及邻近岩层，砾石大小及磨圆程度以及胶结质成分多变。 如滹沱群四集庄组砾岩，在五台县照山一带，砾石以五台群花岗岩为主，在四集庄一带，砾石中既有五台群花岗岩，也有一定数量的条带状铁矿和五台群变质火山岩，在五台县七图村一带砾岩中砾石多以石英岩为主。砾石形态、岩性与搬运距离远近有关。块状花岗岩、石英岩砾石大多呈浑圆状或椭球状，大小不等，大者达30 cm×20 cm，小者10cm×15cm不等，条带状铁矿及变质火山岩大多呈薄板状、碎块状。 四集庄砾岩之上为厚层变质长石砂岩、石英岩等，变质砂岩中斜层理、交错层、波痕等常见，显示浊流相沉积。类似滹沱群底部砾岩及碎屑岩在陆块内其他裂陷带底部均可见到，如青龙河、辽河、嵩山等裂陷带。根据砾岩中砾石大小、磨圆程度、胶结质成分，以及砾岩沿走向厚度及成分变化较大的特点，显示基底隆起，古地形起伏较大，未经过较强烈风化剥蚀，很快就产生了裂陷，开始了古元古代初始粗碎屑沉积。关于砾岩-粗碎屑岩的沉积初始时限，也即裂陷带开始的时间，伍家善等（2005）曾测得滹沱群四集庄组两个花岗岩砾石和砾岩之上的变质长石砂岩中锆石U-Pb年龄，它们均为25亿年左右。砾岩形成于25亿年之后。 同时还测得砾岩夹层中变基性火山岩锆石U-Pb年龄，也同样获得25亿年的结果。据此认为，华北陆块内古元古代裂陷带的初始时间应为25亿年左右。但辽河、中条等裂陷带可能较晚，是否开始于24亿年？ 尚待研究。2 古元古代早期地幔柱事件随着陆块裂解活动逐渐增强，陆块内各裂陷带相继发生了多期次以基性火山岩为主的火山喷溢及火山沉积活动。其中以陆块中部的甘陶河带火山活动最为强烈、而向两侧则逐渐减弱，并形成与火山活动有关的硼（辽河）铜（中条）等矿产。甘陶河群岩石组成中大约40％是各种类型的火山岩、总厚达2000余米，多期次火山喷发旋回十分清楚。早期以爆发相火山集块岩为主，熔岩与集块均为玄武质，最大的集块达50 cm×30 cm，晚期为块状、枕状熔岩夹凝灰岩、熔岩中气孔及杏仁构造发育。基性火山岩主要化学成分（伍家善等，1988）：SiO250％～51％，TiO2 08，Al2O3 34％，FeO 11％～15％，MgO 76％、K2O＋Na2 O≈81，Rb、Sr、Ba含量较高，稀土总量4×10-6，La/Yb≈4～8。在AFM图上多落于拉斑玄武岩区。另外在滹沱群下部青石村组和中部河边村组中均有多层基性火山岩熔岩、总厚约300余米。 主要化学成分（10个样品平均值）SiO2 42，TiO2 36，Al2O3 88％，Fe2 O3 29，FeO 44％，MgO 01，CaO 91，Na2O 85，K2O74（伍家善1986，白瑾1986）在TiO2-K2O-P2O5和FeO-MgO-Al2O3三角图中均落入大陆玄武岩区。稀土总量（94～123）×10-6，∑LREE/∑HREE＝06-93，Eu/Eu*＝03～01。其他如辽河、中条带是一套变质的中酸性火山岩与变质基性火山岩组成的双峰式火山岩岩套，均显示拉张环境的产物。以上简述可以看出：(1)陆块内火山活动以中部甘陶河裂陷带最为强烈，以基性玄武岩为主。 向两侧逐渐变为基性与中酸性的双峰式岩套组合。火山岩的岩石组合，地化特征均显示大陆裂谷型火山岩。(2)从少量火山岩的同位素年龄数据分析，陆块中部滹沱群、甘陶河裂陷带火山活动发生较早，可能始于6亿～24亿年（伍家善1986，白瑾等，1993）陆块两侧的辽河、中条火山活动可能稍晚，可能始于3亿年左右（张秋生等，1986； 孙大中等，1993）。3 古元古代红层事件在经历了大规模的火山活动之后，整个大气变暖，裂陷带水温不断升高，为红层的形成提供了有利的地质环境。据陆块内各裂陷带内火山作用之后沉积记录分析，在滹沱裂陷带有红层沉积，主要依据是：（1）滹沱群青石村组基性火山岩结束之后，在火山岩的顶面上可以看到数米厚的铁锈色氧化壳。表明火山喷出之后曾暴露于水面上，较长时间内受湿热空气的影响而氧化。（2）在青石村组顶部火山岩氧化面之上，沉积了滹沱群巨厚层白云质碳酸盐岩层最底部的纹山组。纹山组自下而上为：(1)灰色长石石英岩； (2)灰绿色板岩与紫红色板岩互层，厚约70～80 m； (3)薄层淡粉色硅质条纹白云岩夹薄层石英岩。 中部紫红色板岩，风化后为暗紫色，中厚层板状、主要成分为粉砂质及粘土，已轻微变质。部分紫红色板岩中可见圆球状灰绿色粉砂质结核，以及板岩层面上垂直生长网状花纹，显示成岩后期岩石脱水而形成的龟裂痕迹，表明此紫红色板岩形成于干旱气候环境。此外，在滹沱群下部大石岭组板岩中也见有石盐假晶等（白瑾等，1993）。在其他裂陷带（如中条山，辽河）以碳酸盐岩为主的岩层中也见有含石膏及石盐假晶的报道，反映了局部地段有较干旱气候的记录，这都预示着有红层出现的可能。（3）国际同行将红层出现置于23亿年，如果将纹山组底部红色板岩与红层对比，纹山组板岩形成年龄应在青石村火山岩2366 Ma（伍家善等1986）之后，接近于23亿年。4 规模巨大的镁质碳酸盐岩沉积陆块内各裂陷带经过碎屑岩及程度不等的火山作用之后，裂陷带处于相对稳定时期，接受了巨厚的镁碳酸盐岩的沉积。其中以滹沱、辽河裂陷带镁质碳酸盐岩最发育，厚度巨大，分布广泛，主要特征如下。1 岩性各带中碳酸盐岩均为较单一的镁质碳酸盐岩（白云岩），很少有以钙质为主的灰岩。 主要是由白云岩层为主夹有数量不等的泥砂质岩石组成的韵律旋回。其中滹沱裂陷带中镁质碳酸盐岩总厚达4 000m左右，占整个滹沱裂陷带岩石总量的40％。其次为辽河裂陷带，主要产于大石桥组，镁质碳酸盐岩总厚约2 000 m左右。其他地区，如中条、吕梁、甘陶河等裂陷带内镁质碳酸盐岩数量明显减少。2 生物各带中镁质碳酸盐岩均保存有原始藻类生物，其中以滹沱群中最发育，保存较好（朱士兴等，1987）。在滹沱群数千米厚的白云岩层的上、中、下不同岩组中，均可见大量各种不同形态的叠层石，指示为潮坪环境。 在白云岩层的夹层石英岩中常见多种波痕、斜层理等冲刷构造。 这些原生的沉积构造标志表明，巨厚的碳酸盐岩大体均形成浅海潮间带。3 镁质碳酸盐岩地化特征据伍家善、丁悌平对滹沱群镁质碳酸盐岩70余件样品的岩石全分析、微量元素及稀土元素和碳氧同位素的分析结果（详细数据将另有专文），滹沱裂陷带镁质碳酸盐岩的地化特征如下：（1）主要元素特征：CaO/MgO均约为3～4，十分稳定。CO2 31％～45％。Al2O3≤1％，K2O＋Na2O大多为1％～3％，SiO2含量变化较大（1％～28％），同样品中硅质条带多少有关。 FeO、Fe2O3大多数样品含量＜5％。（2）微量元素：Rb为（1～6）×106为主、Sr为（20～112）×10-6、Ba为（20～200）×10-6Sc为（5～8）×10-6、V为（2～6）×10-6。（3）稀土元素：轻稀土富集，重稀土较平坦，Eu负异常。 稀土总量，最高为99，最低为84，La/Tb最高15，最低4。（4）碳、氧同位素：碳同位素（δ13CPOB‰），据钟华（1993）、丁悌平的研究，不同岩组δ13C值略有变化。 自下而上：大石岭组1‰～3‰，纹山组1‰，河边村组（-1～＋2）‰，建安村组（-2～-1）‰，大关山组（-2～＋2）‰，槐阴组（-3～-1）‰，北大兴组（-1～5）‰。氧同位素（δ18OPOB‰）：据丁悌平研究，自下而上δ18OPOB‰从-9～-7呈跳跃式变化。辽河裂陷带镁质碳酸盐岩碳氧同位素数据较少，据蒋少涌等（2004）研究，11件样品的结果为，δ13CPOB‰-5～4，δ18OPOB‰≈13左右。上述滹沱、辽河裂陷带镁质碳酸盐岩碳、氧同位素分析结果表明，华北陆块古元古代碳酸盐岩沉积期，未见有δ13POB异常。 但有少量样品δ13POB值为正值，最高者可达4‰。 北美怀俄明东南古元古代碳酸盐岩的δ13POB正异常，发生于22亿～21亿年间，而此时华北陆块内古元古代裂陷带已处于闭合期，因此华北陆块内古元古代可能不会有δ13C正异常。5 裂陷带闭合——22亿～21亿年构造、岩浆活动事件陆内裂陷带经过较长时间相对稳定环境下，镁质碳酸盐岩沉积之后，在近东西向或北西西—南南东向强烈的挤压下，各裂陷带开始闭合。岩层开始强烈褶皱和遭受不同程度的区域变质作用，并伴随有明显的中—酸性岩浆活动。 主要地质依据是：（1）在各裂陷带内均可见褶皱走向与裂陷带方向近于平行的复式褶皱，而且多为复式向形构造。在滹沱裂陷槽内形成一巨型北东—南西走向复式倒扇形复向斜（白瑾等，1993），并在复向斜的西北边缘，滹沱群四集庄组不整合面原本向南东倾斜，但因受来自西北方向的强烈挤压而局部倒转。 在复式向斜内形成多种逆冲式断裂，滹沱群下部大石岭组逆冲至东冶白云岩之上。形成这种构造机制的原因是，由于沉积槽地两侧刚性地块受侧向挤压，刚性程度相似的槽底抗压强度大于槽内沉积建造的强度。 因而导致倒扇形褶皱系和相伴随的逆冲断层产生（白瑾等，1993）在其他裂陷槽内，如青龙、辽河、中条、嵩山等裂陷槽内均发育了大体与滹沱裂陷槽内相似的复式向斜褶皱样式。（2）各裂陷带内沉积岩层均遭受了程度不等的区域变质作用，形成以低绿片岩相和绿片岩相-低角闪岩相的变质带。滹沱、甘陶河、嵩山裂陷带变质程度较低，均为低绿片岩相，滹沱岩群的底部至顶部，总厚近万米变质程度没有差异。 变质作用发生于地壳浅部。 辽河、中条、吕梁裂陷带变质程度较深，形成由绿片岩相-角闪岩相变质带，并伴随有较强裂的岩浆活动。（3）各裂陷带褶皱、变质的同时或稍后，普遍发生了中酸性岩浆事件，它们大都形成于22亿～21亿年（表1）。表中所列侵入体，它们大都侵入于各裂陷带内不同构造部位，与围岩有明显的侵入关系，有的侵入体形成于邻近裂陷带的基底内。 在滹沱裂陷带的西北侧，黄金山东花岗斑岩和红表村西辉石闪长岩呈岩株状，侵入于该区近东西向向斜的南翼。 花岗斑岩具斑状结构，斑晶由石英及钾长石组成，约占40％，基质由微晶质石英及斜长石组成。辉石闪长岩为中细粒结构，主要成分为斜长石（50％）辉石＋角闪石（40％～45％）少量石英。 花岗斑岩、辉石闪长岩均被同一条北西向辉绿岩墙切割。岩体中锆石U-Pb年龄测定结果（伍家善等2008），辉石闪长岩（2177±34）Ma，花岗斑岩（2151±14）Ma，辉石闪长岩略早于花岗斑岩。另在滹沱裂陷带以北新太古界五台群分布区，也有呈北东向展布的王家会红色花岗岩（2117 Ma）和大洼梁似斑状黑云母花岗岩（2176 Ma），这表明古元古代22亿～21亿年岩浆活动是比较强烈的，它不仅在裂陷带内侵入，而且扩展到裂陷带以外的新太古代基底之上。是与裂陷带闭合有关的一次十分重要的岩浆事件。从表中，可以看出该期岩浆活动在中条、吕梁、辽吉均有活动，而且吕梁、辽吉区可能比滹沱区更加强烈。表1 华北陆块古元古代2～1 Ga花岗岩（锆石）同位素年龄6 裂陷带隆升与磨拉石建造各裂陷带经过22亿～21亿年的构造、变质和岩浆事件之后，它们各自开始隆升。根据各裂陷带隆升过程中的碎屑沉积物和沉积相分析，它们与下伏岩层均为角度不整合，底部碎屑岩中有含量不等的下伏岩石的砾石，向上逐渐变为由细变粗的反旋回沉积韵律、形成较典型的磨拉石建造，代表裂陷带逐渐隆升的地质记录。如滹沱裂陷带的郭家寨群，主要由粗碎屑岩组成，底部为不稳定的底砾岩，砾石以下伏结晶白云岩为主，其次为千枚岩、石英岩等，向上逐渐过渡为灰紫色、紫红色粉砂质、砂质千枚岩，显示强氧化环境的产物。 中、上部为石英岩、砾岩、夹砂质千枚岩。砾岩层中可见自下而上，砾径逐渐增大，磨圆度渐好，胶结物成分（泥、铁、硅质）含量变化大，显示了山麓地带快速堆积的磨拉石建造。又如辽河群之上的榆树砬子岩组，主要岩性为白色厚层石英砂岩、砂质泥岩，呈不整合覆盖于上辽河群不同岩组之上。厚度变化较大。其他如甘陶河群之上的东焦群，中条群之上的担山石群、双山子群之上的青龙河群，都是不整合于岩系之上的一套粗碎屑岩建造，具典型的磨拉石建造沉积特征。3 结 论华北陆块古元古代裂陷带经历了如下演化过程：（1）华北陆块太古代基底形成之后，在巨大的近南北向或北西—南东向地幔体上涌下，陆块内先后发生北东或北北东向裂陷带。 陆块中部滹沱、甘陶河裂陷带形成较早，约25亿年即开始裂解，辽河、中条等裂陷带形成较晚。（2）在地幔柱不断上涌作用下，各裂陷带相继出现以基性火山岩为主的火山喷溢作用。 以陆块中部甘陶河带最强烈，形成巨厚多期次的火山喷发旋回。在陆块两侧（辽河、中条）形成基性—中酸性火山岩与泥砂质沉积物互层，火山作用相对较弱。火山作用结束时间约23亿年前。（3）大规模火山作用之后，水温升高，大气变暖，部分裂陷带岩层抬升地表遭受氧化，大约在23亿年，局部地段形成红层。（4）地幔上涌停止之后，地壳相对较为稳定，23亿～22亿年各裂陷带形成厚度不等的镁质碳酸盐岩沉积。其中以滹沱裂陷带最发育（白云岩总厚达4000 m），主要成分CaO/MgO（3～4）十分稳定。潮坪带沉积环境，微体生物发育，碳、氧同位素未见异常。（5）在近东西强烈挤压下，各裂陷带内形成倒扇形复向斜构造，伴随以绿片岩相为主的区域变质和22亿～21亿年钾质花岗岩侵位。（6）地壳抬升，裂陷带磨拉石沉积结束，镁铁质岩墙群侵位。参 考 文 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