朱士興，劉歡，胡軍

（1.生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室，中國地質(zhì)大學（武漢），430074；2.天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，天津3 00170）

論燕山地區(qū)青白口系的解體

朱士興1,2，劉歡2，胡軍1

（1.生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室，中國地質(zhì)大學（武漢），430074；2.天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，天津3 00170）

根據(jù)新的測年資料，原燕山地區(qū)青白口系下部的下馬嶺組被厘定為中元古界延展紀（1 400～1 200Ma）地層。對上部現(xiàn)在尚未獲得精確年齡的駱駝嶺組和景兒峪組，本文通過它們與下伏地層界線性質(zhì)的研究，以及它們與遼南和華南等新元古代典型沉積盆地不同發(fā)展階段沉積特征的比較，認為它們并不是象過去K-Ar年齡所指示的那樣屬于青白口紀（或拉伸紀）的晚期地層，而可能是在全球羅地尼亞超大陸開始進一步裂解背景下形成的南華紀（或成冰紀）早期沉積，年齡可能在780Ma和660Ma之間。因此，燕山地區(qū)的原“青白口系”可能都不是真正青白口紀（1 000～800Ma）地層，燕山地區(qū)的原“青白口系”可能要被全部解體。

解體；青白口系；新元古界；燕山；華北

1 引言

燕山地區(qū)的青白口系，出露零散，但分布很廣（圖1），以往作為中國新元古代早期青白口紀的標準地層，時限1 000～800Ma[1]，與國際地層表的拉伸紀（1 000～850Ma）大致相當[2]。燕山地區(qū)的青白口系由上震旦統(tǒng)（Upper Sinian）“青白口群”（Chingpeikou Group）演變而來[3]，以薊縣剖面為標準剖面，自下而上劃分為下馬嶺組、駱駝嶺組和景兒峪組（表1）。

近年來，燕山地區(qū)中－新元古界研究取得了許多重大進展，其中以下馬嶺組SFRIMP鋯石U-Pb年齡的獲得和青白口系的解體最為引人注目。由于下馬嶺組較精確的U-Pb年齡不是原來的1 000～900Ma，而是1 400～1 320Ma，因此它不再是新元古代早期拉伸紀（青白口紀）的地層，而應是中元古代中期延展紀早期的地層。

駱駝嶺組和景兒峪組是繼下馬嶺組下移至中元古代之后還剩余下來的青白口紀地層，其主要的依據(jù)也僅僅是前人提出的900～850Ma的海綠石K-Ar年齡數(shù)據(jù)[5,6]。而現(xiàn)在新的資料已表明傳統(tǒng)的年齡與目前較精確的鋯石U-Pb年齡有很大差異，原有的K-Ar年齡資料也就難以作為確定駱駝嶺組和景兒峪組屬于青白口紀地層的確鑿依據(jù)。由于駱駝嶺組和景兒峪組的時代和層位不僅涉及到它們是否為青白口紀地層的問題，也涉及到北方（薊縣剖面）與南方（峽東剖面）中、新元古界如何對接的問題，因此駱駝嶺組和景兒峪組的時代和層位問題也就成了目前我國中－新元古界研究中的焦點。

圖1 燕山地區(qū)中、新元古界分布略圖Fig.1 The sketchmap o of the Meso-and Neoproterozoic sequences in Yanshan range

表1 薊縣剖面中、新元古界的現(xiàn)行劃分（全國地層委員會，2002）和主要沿革關(guān)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

前寒武紀地層時代的確定和對比有很多方法，在今天看來精確的鋯石U-Pb測年應屬首選，遺憾的是迄今駱駝嶺組和景兒峪組尚缺少測年對象。這就迫使我們不得不暫時從其他方向來對這一問題進行探討。本文就是在缺乏可信年齡資料的前提下，用全球構(gòu)造發(fā)展演化規(guī)律的同步性，通過介紹薊縣剖面駱駝嶺組和景兒峪組與其它新元古界代表性剖面的不同演化階段特征之間的對比，來評估其時代和層位。

2 燕山地區(qū)青白口系的研究進展

2.1 燕山地區(qū)的青白口系

以往華北燕山地區(qū)的青白口系自下而上包括下馬嶺、駱駝嶺和景兒峪三個巖組，它們都以厚度小、巖相穩(wěn)定，沉積間斷發(fā)育為特征。其中下馬嶺組與下伏鐵嶺組之間，下馬嶺組與上覆駱駝嶺組之間，景兒峪組與上伏早寒武世府君山組（區(qū)域上稱昌平組）之間都有明顯的沉積間斷，甚至在景兒峪組與駱駝嶺組之間也有短暫的沉積不連續(xù)。

2.1.1 薊縣剖面的青白口系

在薊縣，青白口系標準剖面是薊縣城北的駱駝嶺－老鴰頂剖面（圖2）。該剖面的青白口系總厚398m，自下而上分為下馬嶺、駱駝嶺和景兒峪三組。其中下馬嶺組以潮間－潮上帶的黃綠色、灰綠色和灰色含粉砂伊利石頁巖為主，中間多夾透鏡狀細砂巖和粉砂巖，底部為鐵綠泥石粗砂巖，頂部為黑色和綠色伊利石頁巖，全組厚168 m。駱駝嶺組下部主要為河流相礫巖和含礫長石粗砂巖，中部主要為濱海相石英砂巖和水下砂席相海綠石砂巖，上部主要為雜色頁巖，全組厚118m。景兒峪組為多種顏色的灰?guī)r，自下而上分別為紫紅色、灰綠色、蛋青色、灰褐色和灰綠色等，在接近下寒武統(tǒng)府君山組時，變?yōu)樽仙?，在最底部，常有一層厚幾厘米到十幾厘米的含海綠石粗粒長石砂巖或細礫巖，全組厚112m[6]。

圖2 薊縣駱駝嶺－老鴰頂青白口系剖面圖①華北地質(zhì)科學研究所，河北省薊縣震旦系標準剖面的研究，1965；地質(zhì)部華北地質(zhì)科學研究所：薊縣震旦系現(xiàn)場學術(shù)討論會議論文匯編,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 青白口系的區(qū)域變化

青白口系在天津薊縣僅出露于城北府君山向斜兩翼近核部的很小范圍內(nèi)。但從區(qū)域資料看，青白口系分布十分廣泛，據(jù)鉆孔資料，甚至在平原區(qū)和渤海在顯生宙覆蓋層之下也有分布。

從北京十三陵往西的燕山西段，與燕山中段的薊縣剖面相比，青白口系有明顯差異。首先，該區(qū)的下馬嶺組不但頂?shù)捉缇€清楚，而且厚度明顯增大，層序更加齊全。據(jù)杜汝霖等的研究，燕山西段的下馬嶺組雖然總體上仍由砂巖、細砂巖、粉砂巖、粉砂質(zhì)頁巖和頁巖組成，但上部夾透鏡狀疊層石灰?guī)r[7,8]，下部夾海綠石砂巖，并含菱鐵礦和黃鐵礦透鏡體。以懷來趙家山剖面為代表，下馬嶺組厚達537m，自下而上可清楚地分為四段（圖3）：即砂質(zhì)頁巖段（一段）、紅綠色頁巖段（二段）、黑色頁巖段（三段）和雜色頁巖夾泥灰?guī)r段（四段）。駱駝嶺組的巖相特征在燕山全區(qū)基本穩(wěn)定，但下馬嶺期以后,駱駝嶺組的沉積中心向東遷移，因而駱駝嶺組及其以上的景兒峪組僅在涿鹿以東發(fā)育，以西缺失。在燕山西段，駱駝嶺組也由含礫粗砂巖、細砂巖、海綠石砂巖、粉砂巖及粉砂質(zhì)頁巖等組成，但厚度比其它小區(qū)要小，僅64m。此區(qū)景兒峪組以淺海相潮下帶鈣質(zhì)粉砂巖和鈣質(zhì)頁巖為主，底部為含角礫鈣質(zhì)細砂巖和粉砂巖，厚僅4.6m。

在北京十三陵地區(qū)，下馬嶺組也以頁巖、粉砂質(zhì)頁巖為主，底部夾含鐵砂巖透鏡體，上部夾灰黑色頁巖和碳質(zhì)頁巖，厚度介于西段和薊縣剖面之間，達318m[9]。該區(qū)駱駝嶺組底部為三角洲相的含礫石英砂巖，往上為濱海相的海綠石砂巖、粉砂巖及頁巖，厚129m；而景兒峪組主要為淺海相潮下帶的淺灰色泥灰?guī)r，頂部為含角礫含泥白云巖，厚94m。

薊縣下馬嶺組僅厚168m，與上述懷來趙家山剖面相比，下馬嶺組巖性趨于簡單，厚度明顯變薄，層序顯著缺失，主要與冀西下馬嶺組的一段相當。

從薊縣往東的燕山東段，因山海關(guān)隆起的影響，可分為南、北兩帶。在南帶，自薊縣到遵化以東，下馬嶺組，連同其下的鐵嶺組和洪水莊組，甚至霧迷山組的大部均已缺失。在北帶，自十三陵向東到冀北的興隆、平泉和遼西的凌源一帶，下馬嶺組依然存在，但底部還有含鐵碳酸鹽巖，上部夾透鏡狀或薄層灰?guī)r。此外，在燕山東段（北帶）和西段,下馬嶺組中普遍夾有2～4大層(小層更多)順層產(chǎn)出的中、基性巖漿巖（主要呈巖床），以致發(fā)生局部接觸變質(zhì)。在燕山東段駱駝嶺組和景兒峪組的巖相都很穩(wěn)定，在北帶的興隆、凌源、寬城一帶，駱駝嶺組為各種色調(diào)的砂巖、海綠石砂巖和砂質(zhì)頁巖，僅底部局部有復成分礫巖。景兒峪組為蛋青色、灰紫色、黃綠色等板狀白云質(zhì)灰?guī)r夾頁巖。兩組總厚度大于100m。在南帶，駱駝嶺組自薊縣向東厚度和巖性仍很穩(wěn)定，但超覆在不同時代的下伏地層之上（詳見后述）。燕山東段的景兒峪組，由于寒武系前的侵蝕－剝蝕作用多已殘缺，到遼寧省西部景兒峪組全部缺失，寒武系下統(tǒng)直接不整合在太古宇之上。

2.2 下馬嶺組新的年齡資料及青白口系的初步解體

據(jù)前人資料，薊縣和燕山地區(qū)的下馬嶺組不僅與下伏中元古界頂部的鐵嶺組為平行不整合接觸，而且時限約為1 000Ma～900Ma，因而被歸于新元古代早期的青白口系下部層位。當時依據(jù)的主要的年齡數(shù)據(jù)是：1）鐵嶺組上部疊層石的最小海綠石年齡為1 050Ma；2）天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所于榮炳等（1984, 1987）用K-Ar法測得懷來趙家山下馬嶺組伊利石頁巖年齡為956Ma[10，11]；3）喬秀夫、高勱(1997)在北京西山下馬嶺組下部獲得879±18Ma的Pb-Pb年齡[12]。

近年來，隨著研究程度的不斷深入和新技術(shù)的引進，上述青白口系的年代格架主要因下馬嶺組獲得了一系列新的年齡資料而被大大突破，青白口系也隨之解體和需重新定義。

圖3 河北懷來趙家山下馬嶺組實測剖面（據(jù)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）下馬嶺組斑脫巖（火山凝灰?guī)r）的SHRIMP鋯石U-Pb年齡

迄今已在北京西山、河北懷來趙家山和河北寬城化皮溜子的下馬嶺組發(fā)現(xiàn)了凝灰?guī)r（斑脫巖），測得的年齡結(jié)果如下：1）高林志等在北京西山下馬嶺組中部斑脫巖（凝灰?guī)r）中分別在北京離子探針中心和西澳科廷大學測得1 368±12Ma和1 370±11Ma的鋯石SHRIMP加權(quán)平均年齡[13,14]；2）高林志等在河北懷來趙家山剖面下馬嶺組中上部斑脫巖（凝灰?guī)r）中測得1 366±9Ma鋯石SHRIMP年齡[15]；3）蘇文博等對上述地點的火山凝灰?guī)r用相同方法也進行了測試，也獲得了1 379±12Ma、1 380±36Ma的年齡結(jié)果[16]。

（2）基性侵入巖巖床的年齡

基性侵入巖不僅在巖石學和構(gòu)造學上有重要意義，其年齡還限定了下馬嶺組沉積年齡的上限，因此對它們的測年工作同樣受到了廣泛重視，到目前為止，已獲得了兩組SHRIMP法測年結(jié)果：1）李懷坤等對河北寬城地區(qū)下馬嶺組的輝綠巖床研究，獲得1 320±6Ma的SHRIMP鋯石U-Pb年齡[17]；2）據(jù)王鐵冠面告，他們對河北寬城地區(qū)侵入下馬嶺組的輝綠－輝長巖床的巖芯也測得非常接近的SHRIMP鋯石U-Pb年齡。

據(jù)上述新資料不難得出如下推論：1）上述斑脫巖的層位位于下馬嶺組中偏上部（第三段下部），底部的年齡應更老，故推測下馬嶺組的年齡下限接近1 400Ma；2）侵入下馬嶺組的輝長－輝綠巖床的年齡1 320Ma，因而推測其沉積年齡的上限應不小于1 320Ma；3）綜上分析，下馬嶺組的沉積時限應在1 400～1 320 Ma之間。按現(xiàn)行的年代地層劃分方案，其時代和層位應屬我國中元古界（1 800～1 000 Ma）的中偏上部，或國際地層表延展系/紀（1 400～1 200Ma）的下部；4）原義的青白口系應被解體，剩下的僅有上部的駱駝嶺組和景兒峪組。

3 “蔚縣上升”的性質(zhì)及其與中、新元古界沉積盆地演化的關(guān)系

在燕山地區(qū)，青白口系與上覆早寒武世府君山組之間的微角度不整合接觸關(guān)系，所代表的地殼運動即為著名的“薊縣運動”。薊縣運動以后，本區(qū)被抬升為陸地，以致缺失了青白口系以上的新元古代地層。前人對此已有很多研究[18,19]，本文不再進一步討論，而主要討論下馬嶺組與上覆、下伏地層之間沉積間斷的性質(zhì)和意義。

3.1 關(guān)于青白口系地層界線的研究和“蔚縣運動”的性質(zhì)

從薊縣剖面和燕山全區(qū)來看，下馬嶺組與上覆、下伏地層之間都有明顯的沉積間斷。下馬嶺組與下伏鐵嶺組之間的沉積間斷所代表的地殼運動稱為“芹峪運動或芹峪上升”[6，20]。這一沉積間斷，雖然侵蝕面高低不平，在下伏鐵嶺組的頂部經(jīng)常見到古風化殼和古巖溶漏斗，但需說明三點：1）從燕山全區(qū)來看，下馬嶺組與下伏鐵嶺組產(chǎn)狀都基本一致，呈典型的平行不整合接觸，它所代表的地殼運動只能是前人所說的“上升”運動；2）下馬嶺組僅與鐵嶺組上部的疊層石灰?guī)r接觸，未見超覆到更低的層位；3）下馬嶺組都是海侵體系域的沉積，下部未發(fā)現(xiàn)有代表河流回春等的低水位體系域沉積，因此，從層序地層學的觀點看，下馬嶺組與下伏鐵嶺組之間的間斷只能是一個不典型的SBI類型，或是SBIII類型的層序不整合接觸界面[21]。

下馬嶺組和上覆駱駝嶺組之間的沉積間斷面所代表的地殼運動稱為“蔚縣上升”[8]。通過區(qū)域考察和資料研究，發(fā)現(xiàn)駱駝嶺組及其與下伏下馬嶺組的接觸關(guān)系有如下新的特征：

（1）如上所述，在駱駝嶺組之下的地層在燕山西部層位最高，駱駝嶺組覆蓋在由雜色頁巖夾礁狀疊層石灰?guī)r所組成的下馬嶺組第四段之上。即使是該段沉積，雖然反映海平面略有下降（雜色和出現(xiàn)疊層石礁體），但還不是高水位體系域的典型沉積（如海平面的進一步下降和出現(xiàn)暴露帶），表明兩組之間的沉積層序并不連續(xù)，存在明顯的沉積間斷。

（2）在駱駝嶺組底部普遍有不同厚度的底礫巖存在，并具有組分混雜、大小不一、滾圓度不同等特征。礫巖中的礫石成分有時簡單，多來自下伏地層中堅硬的巖石成分，如灤縣桃園剖面，底礫巖成分以燧石角礫巖為主，顯然來源于下伏霧迷山組殘留的燧石層（圖4）；礫石成分有時很復雜，除燧石和硅質(zhì)碳酸鹽巖外，還有來自太古宇基底的石英巖、脈石英、偉晶巖、磁鐵石英巖、云母片巖、角閃巖和角閃斜長片麻巖等，這進一步反映駱駝嶺沉積之前存在著長時期的剝蝕、侵蝕和夷平作用。

（3）駱駝嶺組與下伏地層之間不僅有明顯的沉積間斷，而且在薊縣剖面其下部為河流相砂礫巖和長石砂巖，中、上部依次為海相石英砂巖、海綠石砂巖、灰綠色頁巖和兼有黑、紅和綠色的雜色頁巖，分別屬于低水位體系域和海進體系域的沉積。因此，駱駝嶺與下伏地層之間應當是一條SBI型的層序不整合界面。

圖4 駱駝嶺組底部的燧石角礫巖（灤縣桃園）Fig.4 Cherty breccia at the bottom o of the Luotuo ling Formation

（4）在燕山西段,駱駝嶺組底部砂礫巖“平行不整合”在下馬嶺組四段之上。在薊縣剖面上，駱駝嶺組底部的河流相長石砂巖和礫巖直接不整合覆蓋在下馬嶺組綠色頁巖之上，而這層頁巖與北京西山青白口系剖面對比，僅相當于下馬嶺組的一段頂部，因而缺失了二、三、四段沉積。從薊縣向東，駱駝嶺組除超覆在下馬嶺組更低層位之上外，還可進一步超覆在鐵嶺組、霧迷山組、高于莊組和大紅峪組之上，到秦皇島以北，甚至超覆在太古宇片麻巖之上（圖5、6）。

總之，在區(qū)域上，駱駝嶺組與下伏地層之間呈現(xiàn)一個很大的“超覆”不整合接觸關(guān)系。

（5）駱駝嶺組與下伏下馬嶺組的產(chǎn)狀在許多地方并無明顯差別，特別是在燕山中西部大都表現(xiàn)為平行不整合的接觸關(guān)系。但杜汝霖等1964年的資料表明①杜汝霖，開平地區(qū)震旦系和寒武系分界問題的初步探討，地質(zhì)部華北地質(zhì)科學研究所：薊縣震旦系現(xiàn)場學術(shù)討論會議論文匯編，1965，114-126，到燕山東段南帶的開平和灤縣地區(qū)，駱駝嶺組與下伏霧迷山組的傾向和傾角都可相差5～10 o（一般霧迷山組的傾角大于駱駝嶺組的傾角），顯示出兩者為微角度不整合接觸的關(guān)系。

（6）在駱駝嶺組沉積之前，下伏地層向山海關(guān)古陸或隆起都有變薄和尖滅的趨勢，即使是下馬嶺組也同樣如此，都說明山海關(guān)隆起對燕山地區(qū)駱駝嶺組以前的元古宙沉積盆地起著明顯的圍限或阻檔作用（古陸）。在駱駝嶺組沉積時期，雖然該組在燕山西部的涿鹿以西就已缺失，但向東至山海關(guān)隆起不但無厚度和巖相的明顯變化，而且還直接不整合覆蓋在太古宇片麻巖之上，說明駱駝嶺組沉積時古沉積盆地格局也發(fā)生了重大變化，山海關(guān)“隆起”已不再是的古陸，而成了沉積盆地的一部分，即駱駝嶺組與下伏地層相比，是在一個全新的構(gòu)造盆地格局下發(fā)生的沉積。

除上述的表面特征之外，需要進一步討論的問題是駱駝嶺組在燕山東部見到的這樣大的超覆現(xiàn)象究竟是如何形成的？反映的是什么樣式、什么性質(zhì)的構(gòu)造形式和地殼運動？要回答這些問題可以有不同的假設(shè)，但都要同時滿足兩個基本條件，一是駱駝嶺組（包括其上的景兒峪組）雖然厚僅百米，但在燕山全區(qū)，特別是自薊縣向東厚度和巖性都很穩(wěn)定，都無顯著的相變現(xiàn)象；二是駱駝嶺組底部要有很大的超覆，同時與下伏很多不同層位的地層接觸。

圖5 新元古界駱駝嶺組超覆在下伏不同層位的地層之上Fig.5 Neop roterozoic Luo tuo ling Fo rm a tion overlay discon oform a ly the strata o of the diofoferenthorizons.

圖6 燕山地區(qū)青白口系駱駝嶺組及其下伏地層柱狀對比圖Fig.6 Co lumn ofor corre lation o of the Luotuo ling Formation between the Qingbaikouan System and its underlying strata in Yanshan range

一種假設(shè)是受古地形的控制,即在駱駝嶺組沉積前本區(qū)因蔚縣上升而成為陸地,并形成切割很深的古地形,然后沉積駱駝嶺組,因此造成駱駝嶺組與下伏不同層位的地層接觸。這一假設(shè)是大多數(shù)研究者所接受的。但是，第一，在燕山地區(qū)，薊縣剖面的中、新元古界厚近萬米，西北和東南較薄，至少也有三、五千米。要能同時超覆在整個中、新元古界，甚至到太古宇之上，古地形的切割深度，少說也要有幾千米，這比現(xiàn)代許多高山區(qū)的相對切割深度都要大得多；第二，如此高差顯著的古地形，如果沒有被夷平，必定造成沉積相的巨大變化，不可能形成厚僅百米，但巖性和厚度基本穩(wěn)定的駱駝嶺組沉積。第三，如果“蔚縣上升”僅僅是盆地的整體上升，在駱駝嶺組沉積之前僅僅存在整體的夷平作用，那么又不可能造成如此大的超覆現(xiàn)象，不可能造成今天所見駱駝嶺組的產(chǎn)出特征。

既然單純的上升運動不可能造成之后駱駝嶺組的沉積背景和巖相特征，這就需要改變我們的思路，從另一個角度來理解駱駝嶺組的沉積背景和特征。圖6是反映駱駝嶺組與下伏不同層位地層接觸的實際資料，如果進一步將下伏地層相應層位相連接起來的話，不難看出下伏地層就顯示出一幅舒緩褶皺的景象（圖7）。也就是說，駱駝嶺組沉積之前，本區(qū)曾遭受過一次褶皺運動，下伏的深部地層因而在背斜區(qū)域被抬升到地表附近，經(jīng)過后來長期的剝蝕、夷平和準平原化作用以后，再整體下沉成為新的沉積盆地，從而形成了新的駱駝嶺組（包括景兒峪組）的沉積。這一假設(shè)，既能滿足駱駝嶺組（包括其上的景兒峪組）巖相較為穩(wěn)定，也能滿足與下伏層位有很大的超覆，同時與下伏很多不同層位的地層接觸的兩個基本條件。如果這一解釋是可以被接受的話，燕山地區(qū)駱駝嶺組與下伏地層間的接觸關(guān)系就不是象一些“點”上所見到的那樣，是一個“平行不整合”接觸關(guān)系，而應如圖7所示，在燕山中、西段，駱駝嶺組位于下伏地層的向斜構(gòu)造核部及其附近，因此下伏地層及下馬嶺組保存最全，駱駝嶺組與下馬嶺組之間主要表現(xiàn)為平行不整合接觸。但到燕山東段的南帶，駱駝嶺組不整合在背斜的翼部和核部，駱駝嶺組與下伏不同層位的地層之間就能表現(xiàn)出較明顯的角度不整合接觸。如前所述，在燕山東段南帶的開平和灤縣地區(qū)，駱駝嶺組超覆在霧迷山組之上，駱駝嶺組底礫巖的產(chǎn)狀與下伏霧迷山組白云巖的傾向和傾角都可相差5～10°，顯示出兩者為微角度不整合接觸的特點。這為證實上述認識提供了初步的證據(jù)，如果再向東，駱駝嶺組與下伏地層間的交角可能會更加顯著。因此，從區(qū)域上看，駱駝嶺組與下伏地層之間應當是一“區(qū)域性微角度不整合接觸”關(guān)系，即“蔚縣上升”不是通常理解的上升運動（Upl i of t），而是性質(zhì)完全不同的輕微的褶皺造山運動或“準造山運動”（Para-orogeny）。所以，本文建議將“蔚縣上升”暫時修定為中性的“蔚縣運動”，以此與通常理解的“上升”相區(qū)別。

從構(gòu)造性質(zhì)和層序地層學觀點看，對燕山地區(qū)青白口系駱駝嶺組及其與下馬嶺組之間的接觸界線可得出如下主要認識：1）駱駝嶺組與下伏地層之間有明顯的沉積間斷，無疑是一條重要的層序不整合界限；2）駱駝嶺組下段為河流相底礫巖和長石砂巖，上段為海相石英砂巖和海綠石砂巖和灰綠色頁巖，分別為低水位體系域和海進體系域的沉積，因此應當是一條十分重要的SBI型的層序不整合界線；3）與下馬嶺組始終與下伏鐵嶺組上部疊層石灰?guī)r接觸的關(guān)系不同，駱駝嶺組底界與下伏地層呈現(xiàn)出一個向南東方向顯著超覆的“區(qū)域性微角度不整合”接觸關(guān)系；4）要造成上述接觸關(guān)系，“蔚縣上升”可能不是像下馬嶺組與鐵嶺組之間的“芹峪上升”一樣的升降運動所能形成，而應是一次性質(zhì)完全不同的輕微褶皺“蔚縣運動”的結(jié)果。

3.2 “蔚縣運動”對燕山地區(qū)中、新元古代盆地演化的制約

從構(gòu)造運動角度看，蔚縣運動無論對燕山地區(qū)中、新元古界的劃分和對比，還是對古沉積盆地構(gòu)造演化史的認識都有重要的意義。

3.2.1 蔚縣運動與中元古代末期全球構(gòu)造運動（格林威爾運動）的關(guān)系

在中元古代末期，全球曾發(fā)生過一次顯著的以擠壓褶皺為主的地殼運動—格林威爾運動（Grenvi l l ian orogeny）及其時代相當?shù)倪\動，這一運動不僅造成了中元古代的各大陸會聚,拼合成了著名的羅地尼亞（Rodinia）超大陸，而且也導致了古地理、古氣候和古生物面貌的重大變化，以及大體上結(jié)束了中元古界的沉積，直到羅地尼亞超大陸的重新裂解才開始了新元古界的沉積。因此格林威爾運動或與其相當?shù)臄D壓褶皺為主的運動界面也就成了劃分和對比中、新元古界的重要構(gòu)造標志之一。

以前，許多研究者從原有的年齡資料，認為下馬嶺組與下伏鐵嶺組之間的“芹峪上升”可能是格林威爾運動在區(qū)內(nèi)的反映。通過以上討論，不難看出，發(fā)生在青白口系駱駝嶺組和下伏下馬嶺組之間的蔚縣運動，才可能是格林威爾運動或與其相當?shù)倪\動在區(qū)內(nèi)的反映，才是燕山地區(qū)中、新元古界的劃分界線，而不是介于下馬嶺組和下伏鐵嶺組之間的芹峪上升。因為只有蔚縣運動才曾是一次輕微褶皺運動，才具有反映地殼會聚、拼合、收縮和擠壓的基本性質(zhì)，而芹峪上升只是一般意義上的“上升”或“造陸”運動，不反映地殼收縮擠壓的特點。

3.2.2 蔚縣運動引起古地理、古氣候和古生物群的重大變化

圖7 燕山地區(qū)青白口系駱駝嶺組與下伏地層的縱剖面圖Fig.7 Pro ofile section o of the Luotuo ling Formation o of the Qingbaikouan System and its underlying strata in Yanshan range

目前資料還表明，燕山中、新元古代沉積盆地的演化同樣受全球構(gòu)造事件所制約，即燕山（或燕遼）盆地雖然位于華北古陸內(nèi)部，剛性很大，但在下馬嶺組沉積之后，作為對全球構(gòu)造運動的響應，同樣曾發(fā)生過一次重要的褶皺造山運動。這次褶皺造山運動盡管其強度不是很大，但同樣導致了古沉積盆地格局的重大變化和相應的駱駝嶺組和景兒峪組的沉積。如前所述，在駱駝嶺組沉積之前，由太古宇組成的山海關(guān)古陸或隆起對燕山地區(qū)前駱駝嶺組的元古宙沉積盆地起著明顯的圍限或阻檔作用（古陸），盆地向北或向北西開口與大洋相通[22]，但到駱駝嶺組沉積時期駱駝嶺組卻直接覆蓋其上，說明它已不再是古陸或隆起，而是成了盆地的一部分（圖8）。古地理資料還表明，燕山地區(qū)的駱駝嶺組和景兒峪組沉積時期的沉積中心不僅已從燕山東移到了華北古陸東緣的徐淮膠遼地區(qū)，甚至燕山地區(qū)的駱駝嶺組和景兒峪組很可能正是徐淮膠遼地區(qū)新元古代沉積盆地海侵初期有關(guān)地層的向西擴展部分（詳見后述）。

蔚縣運動不僅造成了下馬嶺組和駱駝嶺組沉積盆地構(gòu)造格架和古地理面貌的巨大改變，并且也引起了古磁極、古緯度、古氣候和古生物群落等各方面的巨大變化（表2）。例如，下馬嶺和駱駝嶺－景兒峪期古地磁發(fā)生了極性倒置和緯度的顯著改變[23]，下馬嶺期古緯度為負值，為-16.6o，而駱駝嶺－景兒峪期的古緯度是正值，從18.0o升高到49o(N)。再例如，下馬嶺組有疊層石，微古植物以Microconcentrica為代表，宏觀藻類化石僅見一些形態(tài)相對簡單的類型，如Chuaria Shouhsienia和Tawuia等，但到駱駝嶺組，除了未見疊層石外，微古植物出現(xiàn)了Tasmanites等僅見于新元古代的新類型外，宏觀藻類化石則出現(xiàn)了以Longofengshania為代表的龍風山生物群，等等[24]。因此，只有駱駝嶺組與下馬嶺組之間的分界才是燕山地區(qū)中、新元古界的分界，駱駝嶺組和景兒峪組才是真正的新元古代地層。

4 從全球構(gòu)造的觀點論駱駝嶺組和景兒峪組的時代和對比

在下馬嶺組下移到中元古界以及基本確定駱駝嶺組和景兒峪組是新元古代地層之后，進一步確定駱駝嶺組和景兒峪組的具體時代和層位問題，也就成了目前燕山地區(qū)，乃至全國中、新元古界研究中的重大關(guān)鍵問題，因為它不僅涉及到駱駝嶺組和景兒峪組還是否為青白口紀地層的問題，而且還涉及到我國南方和北方中、新元古界如何對接的重大問題。

駱駝嶺組和景兒峪組目前還無較新的精確年齡報道，因此對其年齡的討論屬于推論性的。例如，一種認識主張在新資料獲得之前，駱駝嶺組的年齡暫按照以往的K-Ar年齡資料，仍定為在900～850Ma之間，仍看做是青白口系上部的地層；另一種意見是根據(jù)駱駝嶺組的龍鳳山生物群將駱駝嶺組對比到北美的麥肯什山群，再由麥肯什山群的相關(guān)年齡資料反過來推測駱駝嶺組的年齡，認為駱駝嶺組的年齡略小于1 000Ma，仍是青白口系的地層[25]；第三種意見根據(jù)鐵嶺組的U-Pb年齡（1 437Ma）比以往K-Ar年（1 050Ma）高出近400Ma，如果將駱駝嶺－景兒峪組的現(xiàn)有K-Ar年齡數(shù)據(jù)相應提高400Ma的話，那么它們也就成了中元古代的晚期地層。

此外，作者認為還有一種值得考慮的方法，即是從全球構(gòu)造的觀點從區(qū)域?qū)Ρ鹊慕嵌葋硖接戱橊剮X組和景兒峪組的時代和對比問題。

圖8 下馬嶺組（左）和駱駝嶺組（右）古地理格局的比較（據(jù)喬秀夫，2000）Fig.8 Corre lation o of pa laeogeographic ofram ework betw een the Xiam a ling and Luotuo ling Form ations

表2 燕山地區(qū)與蔚縣運動有關(guān)的古構(gòu)造、古地理、古氣候、古生物的重大變化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

縱觀地球發(fā)展演化的歷史，正如三國演義的開場白所說的那樣，“分久必合，合久必分”，即周期性的張開運動（超大陸裂解呈小大陸）和閉合運動（小大陸會聚成超大陸）就成了地殼構(gòu)造運動的主要表現(xiàn)[26-29]。全球性的地殼運動雖然也有一定程度的穿時性，但又有更大程度的相對等時性，因此識別地殼的不同周期及其張開與閉合運動的不同階段的地質(zhì)特征，仍不失是一種重要的地層對比方法和手段。

本文就是在缺乏可信年齡資料的前提下，用全球構(gòu)造發(fā)展演化規(guī)律的同步性，通過了解薊縣剖面駱駝嶺組和景兒峪組與其它新元古界代表剖面的不同演化階段特征之間的對比關(guān)系，來達到評估它們時代和層位的目的。

4.1 華南神農(nóng)架地區(qū)的新元古界

華南的揚子地區(qū)是我國新元古界的主要分布地區(qū)，湘西北的石門楊家坪和鄂西的峽東剖面分別是我國新元古代中、晚期南華系和震旦系的代表性剖面。但作者認為，出露最全，與北方最相似，年齡資料最豐富，因而最具代表性的整個新元古代的地層剖面應是位于鄂西北的神農(nóng)架剖面（圖9）。該剖面不僅有與峽東剖面基本一致的震旦紀沉積和與湘西北石門極為相近的南華紀地層，而且其下還有時代更老、層位更低的青白口系馬槽園群，以及不整合在馬槽園群之下的以碳酸鹽巖大量發(fā)育為特征的中元古代神農(nóng)架群。

在神農(nóng)架地區(qū)新元古界自下而上包括青白口系的馬槽園群、南華系的蓮沱組、古城組（坪圲組）、大塘坡組和南沱組，以及震旦系的陡山沱組和燈影組[30]。其中，馬槽園群以角度不整合在以碳酸鹽巖大量發(fā)育的中元古界神農(nóng)架群之上，總厚2 153m。分兩組：下部為八里埡組，厚1 264m,主要為白云質(zhì)礫巖。礫石以棱角狀、次棱角狀為主，礫徑以中、細粒為主，多為正粒序。充填物中多火山碎屑，頂部有一層基性火山熔巖以及火山彈、火山角礫巖、火山集塊巖等。沉積環(huán)境主要為山前盆地沖積扇沉積。上部為火燒尖組，厚889m,下部和中部由白云質(zhì)礫巖、白云質(zhì)含礫粗砂巖、白云質(zhì)砂巖、白云質(zhì)粉砂巖和中、細晶白云巖組成的韻律性沉積，上部則為細晶疊層石白云巖，分別為局限海臺地相沉積。南華系的蓮沱組主要為濱海相的砂礫巖為主，與下伏馬槽園群呈平行或微角度不整合接觸。坪圲組即古城組（俗稱“小冰”），主要為一套冰水成因的灰綠色微千枚巖化的含礫（中、細礫）泥巖。大塘坡組由下部黑色碳質(zhì)粉砂質(zhì)頁巖和上部含錳白云巖（瀉湖相）組成，而南沱組與峽東一樣，同樣是灰綠色到紫紅色的大陸冰蓋與冰水沉積交替的泥礫巖或雜礫巖（Diamictite）。陡山沱組同樣以蓋帽白云巖開始，之上主要是有灰?guī)r夾層和白云巖夾層的富鉀頁巖和炭質(zhì)頁巖，屬局限海臺地相。燈影組主要是開闊海臺地相的厚層夾薄層的白云巖，它們之上為古生界寒武紀西蒿坪組整合覆蓋。南華系和震旦系之間及內(nèi)部各組間主要為連續(xù)沉積，但南沱組與大塘坡組之間有沉積間斷。

由于神農(nóng)架地區(qū)與峽東緊密相鄰，巖相又幾乎一致，因此峽東剖面南華系和震旦系的最新年齡資料都可以為其所用[31]。另外，根據(jù)陸松年等的初步研究成果①陸松年等，中國中元古界待建系候選標準剖面的篩選（階段科研報告），2012，作為褶皺基底的神農(nóng)架群頂部的年齡已控制在略大于1 000Ma，因此神農(nóng)架群的上亞群顯然是中元古代晚期地層。在角度不整合在神農(nóng)架群之上的馬槽園群下部基性火山巖也獲得了接近950Ma的U-Pb年齡，因此神農(nóng)運動發(fā)生及延續(xù)的時間就被限制在50Ma左右時間范圍之內(nèi)。前人資料也早已表明，在峽東（即本區(qū)南緣）不整合在蓮沱組之下的黃陵花崗巖的年齡接近于800Ma（837～819Ma）。黃陵花崗巖顯然是在馬槽園群沉積末期侵入的，因此馬槽園群的時限位于1 000Ma和800Ma之間，代表了區(qū)內(nèi)新元古代早期青白口紀的沉積。至于馬槽園群之上的南華系和震旦系的年齡如圖9所示，分別為780～635Ma和635～542Ma。

從上述沉積物和沉積盆地的簡略分析，不難看出，以馬槽園群與神農(nóng)架群之間角度不整合接觸界面為代表的神農(nóng)運動是一次地殼強烈收縮和快速擠壓的運動。它既導致了神農(nóng)架群的褶皺成山，也形成了新元古界的沉積基底。根據(jù)現(xiàn)有資料分析，神農(nóng)架運動大致發(fā)生在1 000Ma前后，與北美著名的格林威爾運動的主幕大致相當。格林威爾運動的主幕及其在其它地區(qū)發(fā)生的相當?shù)牡貧み\動導致了羅地尼亞超大陸的最終拼合和形成，以及中元古界沉積作用的終結(jié)。

圖9 華南新元古界代表性剖面的劃分和對比（據(jù)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間的馬槽園群，雖然前人普遍將其歸為神農(nóng)運動后期的山間磨拉石沉積，但其中以海相沉積為主（白云質(zhì)充填和膠結(jié)），甚至頂部還出現(xiàn)疊層石白云巖，總體上為下粗上細的正粒序沉積。此外，在本區(qū)馬槽園群及其鄰區(qū)時代相當?shù)某练e中，巖漿活動也較強烈（如不僅在各種巖層中普遍含有火山物質(zhì)，而且在中部還有熔巖、火山彈、火山角礫巖和集塊巖等基性火山噴發(fā)），表現(xiàn)為先基性，后酸性的“雙峰式”的特征，如本區(qū)馬槽園群中期和鄂東北花山群中的基性火山巖，晚期本區(qū)南緣的花崗巖侵入和與其時代相當?shù)拇ㄎ魈K雄組的酸性為主的火山噴發(fā)，以及上覆蓮沱組都以富含酸性火山碎屑為特征，等等。所有這些資料又都說明，與其將馬槽園群看做神農(nóng)運動后期的山間磨拉石沉積，不如將其看做一個新的裂谷盆地已經(jīng)開始的類磨拉石沉積。也就是說在神農(nóng)架地區(qū)或華南地區(qū)，在發(fā)生神農(nóng)運動為代表的擠壓褶皺之后，不久就開始了新的裂解，馬槽園群主要就是一個在裂解早期形成的新的地嶄式的裂谷沉積。當然，從層序地層學的觀點看，它也正是一個新元古代超層序早期低水位體系域沉積的代表。

在800Ma稍后（780Ma？）隨著張力作用進一步加強，羅地尼亞超大陸開始了進一步的裂解，本區(qū)發(fā)生了全面海進，開始了陸表海為主的沉積或新元古代超層序的海進體系域沉積。它們首先形成了先陸相（河流相），后海相（濱海相）的蓮沱組沉積。后來隨著氣候變冷，發(fā)生了先濱海相古城組的冰水（冰筏）沉積，后經(jīng)短期的回暖（大塘坡組）之后，隨著氣候的進一步變冷和海平面的急劇下降形成了大規(guī)模的陸相冰蓋為主的南沱組沉積。直至635Ma前后，隨著古氣溫的回暖和海平面的上升，本區(qū)才形成了先局限海泥質(zhì)為主（陡山沱組），后開闊海臺地相碳酸鹽巖為主（燈影組）的震旦紀沉積。

現(xiàn)有資料表明[30-31]，在神農(nóng)架地區(qū)發(fā)生的上述新元古代構(gòu)造和盆地演化，以及寒冷事件在華南地塊的其它地區(qū)幾乎同時發(fā)生。例如：1）在1 000Ma前后的擠壓應力高峰期，不僅引起了神農(nóng)架群，也引起了昆陽群、會理群和打鼓石群的強烈褶皺和造山運動的發(fā)生；2）在1000～800/780Ma之間都形成了特殊的類磨拉石沉積，其中除本區(qū)的馬槽園群（947.1±7.5Ma）外，在鄰區(qū)則有性質(zhì)相同的花山群和柳壩塘組（968±15Ma）等；3）800/780Ma左右，隨著全球性羅地尼亞超大陸進一步裂解，本區(qū)和鄰區(qū)幾乎同時開始了蓮沱組、渫水河組和澄江組等新的陸表海沉積；4）在約780～635Ma之間都發(fā)生了代表寒冷氣候條件下的南華系沉積；5）在約635Ma之后，隨著溫暖氣候的重新開始，本區(qū)和鄰區(qū)都開始了大量濱海、淺海相的碳酸鹽沉積。所有這些資料都表明至少對同一個古陸，尤其是同一構(gòu)造部位來說，重大的構(gòu)造演化事件具有驚人的同時性。

4.2 華北遼南地區(qū)的新元古界

現(xiàn)在的新資料表明，在華北古陸，完整的新元古代地層剖面不在燕山地區(qū)，而在其東緣的以遼南剖面為代表的徐淮膠遼地區(qū)。遼南地區(qū)的新元古界自下而上包括永寧群、細河群和遼南群（表3）[24，32]，其中永寧群主要為分選度和滾圓度甚差的礫巖和粗礫長石砂巖為主的河流相至三角洲相磨拉石沉積，它角度不整合在下伏地層之上，后者中包括太古宇鞍山群和古元古代遼河群，層位最高的是中元古代榆樹砬子群石英巖。細河群平行不整合在永寧群之上，細河群自下而上依次包括海相砂巖為主的釣魚臺組和海相灰?guī)r和泥巖組成的南芬組。遼南群整合在細河群之上，它除了底部的石英砂巖和海綠石砂巖為主的橋頭組和泥巖為主的長嶺子組外，其上主要是巨厚的白云巖和灰?guī)r的碳酸鹽巖連續(xù)沉積。

從上述地層的沉積特征、層序關(guān)系和接觸關(guān)系，不難看出，遼南地區(qū)新元古界具有與神農(nóng)架地區(qū)基本一致的演化規(guī)律（圖10），即永寧群與下伏榆樹砬子群之間的角度不整合接觸關(guān)系，說明在永寧群沉積之前區(qū)內(nèi)曾遭受過一次擠壓褶皺運動和輕度的變質(zhì)作用，是發(fā)生在中元古代末期，導致羅地尼亞超大陸形成的格林威爾運動在本區(qū)的反應。之后隨著應力性質(zhì)的改變，本區(qū)也開始形成了一個新的裂谷性質(zhì)的盆地，產(chǎn)生了以陸相快速堆積為特征的永寧群類磨拉石沉積。再后，隨著羅地尼亞超大陸的進一步裂解，又導致了陸表海為主的細河群和遼南群的沉積。

表3 遼南中－新元古界劃分簡表Table 3 The Neoproterozoic sequence in southern Liaoning Province

圖10 遼南與神農(nóng)架、峽東地區(qū)新元古界之間的對比Fig.10 Corre lation o of the Neoproterozoic between southern Liaoning and Shennong jia, eastern Yangtze Gorges

按照這一認識，參照上述華南神農(nóng)架地區(qū)新元古界發(fā)展演化模式和年齡資料（圖11），不難得出下列認識：1）永寧群與下伏榆樹砬子群之間的角度不整合接觸關(guān)系代表的地殼運動與上述神農(nóng)運動一致，結(jié)束在1 000Ma左右；2）作為新的裂谷盆地沉積的永寧群雖然未見明顯的巖漿活動，但與馬槽園群一樣，其沉積時期可控制在1 000～800Ma之間；3）從神農(nóng)架為代表的華南來看，羅地尼亞超大陸在800Ma前后才發(fā)生更大規(guī)模裂解，在780Ma前后才發(fā)生代表進一步裂解的早期以碎屑巖為主的南華系沉積，因此遼南細河群和其上的橋頭組砂巖同樣作為羅地尼亞超大陸進一步裂解的碎屑巖為主的沉積，也可能都是南華紀的沉積，它們也大致是800Ma或780 Ma之后的產(chǎn)物，其中釣魚臺組砂巖可能相當于蓮沱組，南芬組相當于古城和大塘坡組，而橋頭組相當于南沱組；4）之上的地層中先出現(xiàn)的是長嶺子組泥質(zhì)沉積，大致可對比為華南的陡山沱期沉積，而再上面的大量碳酸鹽沉積，特別是偏下部的白云巖沉積勢必就可與燈影組對比，時限控制在635～542Ma左右。

在遼南上述對比方案雖然還缺乏精確的同位素年齡資料的進一步證實，但與當前的部分新資料也并不矛盾。例如，與遼南橋頭組相當?shù)幕茨纤氖镩L山下部獲得了773Ma的最小碎屑鋯石U-Pb年齡，表明橋頭組的年齡要小于773Ma；又例如，最近高林志等（2010）報道了細河群中最小碎屑鋯石的U-Pb年齡為1 075Ma，說明釣魚臺組的年齡應小于1 000Ma，等等[33]。

上述遼南剖面和神農(nóng)架剖面新元古界的對比方案中存在的最大困擾在于與南華系對比的遼南細河群上部和其上的橋頭組中缺失可靠的冰磧巖。對這一問題作者的理解是：1）在新元古代中期的成冰紀（南華紀）確實在全球的許多地方都存在著代表寒冷氣候的冰川沉積，據(jù)此Hoof ofman提出了當前流行的“雪球說”[34]，意思是說當時幾乎全球都曾為冰雪所覆蓋。但對此現(xiàn)象還曾有另一種假說，即美國謝爾登于上一世紀八十年代初提出的“冰環(huán)說”，認為當時由于在地球赤道上空存在一個冰環(huán)，它阻擋了太陽的照射和能量，它的陰影導致了當時地球赤道及其附近表面的顯著降溫和普遍為冰雪覆蓋，并形成冰磧巖帶[35]。2）華南地塊的有關(guān)古地磁資料來看，南華系早期和中期華南地塊位于30°～40°N的中緯度帶，主要形成冰水型沉積，而晚期主要形成南沱組大陸冰蓋沉積，南沱期華南古陸主要分布在當時赤道附近的低緯度區(qū)[36，37]。如以此看來，冰磧巖主要發(fā)育在赤道附近的低緯度區(qū)（南沱組），而緯度中等的僅發(fā)育冰水沉積的古城組。以此推論，古緯度更高的地區(qū)勢必就既無冰水，更無冰川（蓋）的沉積。冰磧巖與古緯度的這一反?，F(xiàn)象既支持了冰環(huán)說可能比雪球說更加可取，也解釋了為何以位于高緯度的華北古陸在南華紀缺失冰積巖，以及也在成冰紀，澳大利亞有三次冰期活動，而華南只有一次冰水沉積（早期）和一次冰川沉積（晚期）等不一致現(xiàn)象。華北古陸當時的古緯度（如薊縣的駱駝嶺組和井兒峪）普遍在N40～50°的高緯度地帶，因而在華北古陸在新元古代早期既沒有出現(xiàn)冰水沉積，更沒有冰磧巖，僅有反映冷氣候的少量信息（如南芬組和橋頭組的古生物化石十分貧乏和橋頭組出現(xiàn)冰晶痕跡等。

4.3薊縣駱駝嶺組－景兒峪組的時代和層位

如果上述遼南剖面與神農(nóng)架地區(qū)新元古界的對比關(guān)系可以被接受，那么薊縣和燕山地區(qū)原青白口系余下的駱駝嶺組和景兒峪組的時代和層位問題也就不難確定。它們不僅不是中元古代的地層，也不是新元古代早期青白口系的沉積，而是與遼南細河群一樣，都是新元古代中期南華紀的沉積，其年齡大致與蓮沱－古城組相當，在780～660Ma之間（圖11）。

首先，作者也認為薊縣的駱駝嶺組－景兒峪組與遼南復州的細河群基本上可以互相對比，理由是：1）兩者具有相同的巖性和其組合，如下部的海綠石砂巖和上部的蛋青色灰?guī)r；2）兩者具有略大于850 Ma的海綠石K-Ar年齡，盡管這些年齡并不一定是它們真正的沉積年齡，但按系統(tǒng)誤差的觀點，它們同樣可看作基本同時沉積的一個重要標志；3）兩者具有基本相同的古生物組合，如下部的Chuaria和Shouhsienia宏觀藻類組合和上部南芬組和景兒峪組古生物極端貧乏等；4）兩者具有相同的沉積層序位置和性質(zhì)，即它們與下伏地層之間都具有以微角度不整合或平行不整合接觸為代表的沉積間斷，因此按層序分析都屬于新元古代大層序海侵體系域的早期沉積；5）兩者與全球構(gòu)造的關(guān)系，如上所述兩者都是羅地尼亞超大陸形成之后進一步裂解時候的沉積，甚至燕山地區(qū)的駱駝嶺－景兒峪組正是遼南細河群向西擴展的結(jié)果。至于在細河群中未發(fā)現(xiàn)燕山青白口系以Longofengshania為代表的龍鳳山生物群的問題，作者認為這也不能作為否定這種對比的依據(jù)，因為除冀西懷來和興隆少數(shù)地區(qū)外，在薊縣青白口系的標準剖面及燕山大部分地區(qū)至今也尚未有這一生物群的發(fā)現(xiàn)。

圖11 燕山與遼南地區(qū)和華南新元古界的柱狀對比簡圖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，既然燕山地區(qū)的駱駝嶺組－景兒峪組相當于遼南細河群，遼南的細河群又相當于華南南華系中、下部的地層，那么按邏輯推理，燕山地區(qū)的駱駝嶺組－景兒峪組也就相當于華南南華系早中期蓮沱組和古城組的地層。除此以外，還補充兩點：1）按古地磁資料，華南南華系早期和燕山駱駝嶺組－景兒峪組都存在磁極倒轉(zhuǎn)現(xiàn)象，同樣指示兩者時代相同，可互相對比；2）華南和華北、遼南的資料都表明，在羅地尼亞超大陸形成之后，在新元古代早期首先沉積的是代表早期裂谷盆地沉積的馬槽園群和永寧群，到新元古代中期才開始羅地尼亞超大陸的進一步裂解，沉積了蓮沱組和古城組。燕山區(qū)的駱駝嶺組－景兒峪組并非類磨拉石沉積，而是濱海相為主的沉積，因此它們不是新元古代早期青白口紀或拉伸紀的沉積，而應是新元古代中期南華紀或成冰紀的早期沉積。

5 結(jié)論

根據(jù)上述資料和討論，本文的初步結(jié)論是：

（1）根據(jù)當前的同位素年齡新資料，原青白口系下部的下馬嶺組不應是1000～900Ma的新元古代早期拉伸系（青白口系）的下部地層，而應是1 400～1 320Ma的中元古代中期延展系下部的沉積。

（2）根據(jù)新的區(qū)域地質(zhì)資料，原青白口系駱駝嶺組與下馬嶺組之間的沉積間斷不是簡單的平行不整合接觸和上升運動的代表，而應是超覆在下伏不同層位之上的微角度不整合接觸，它所反映的是一次輕微褶皺性質(zhì)的準造山運動，它可能正是發(fā)生在中元古代末期著名的格林威爾造山運動在華北古陸內(nèi)部的響應。格林威爾運動及其相當?shù)倪\動導致了羅地尼亞超大陸最終形成。

（3）根據(jù)對華南和華北代表性地層剖面的分析，新元古代沉積模式與羅地尼亞超大陸拼合后的重新裂解作用相適應，可歸結(jié)為早期裂谷（或裂陷槽）類磨拉石沉積，中期裂谷擴展期寒冷氣候條件下的海相碎屑為主的沉積，和晚期溫暖氣候條件下的泥質(zhì)和碳酸鹽沉積三階段。

（4）按照巖相特征和區(qū)域?qū)Ρ?，原青白口系中現(xiàn)存的駱駝嶺－景兒峪組，不能與新元古代早期類磨拉石沉積為特征的低水位體系域沉積相對比，而是應與中期寒冷氣候條件下的碎屑為主的海侵體系域沉積最為接近，因此它們不是新元古代早期青白口紀或拉伸紀的地層，而應是屬于新元古代中期南華紀或成冰紀的沉積，它們的年齡與遼南細河群和華南蓮沱組及古城組一樣，都是在780～630Ma之間。如是這樣，在青白口系的標準地區(qū)（燕山地區(qū)）和其標準剖面（薊縣剖面）可能并不存在真正的的青白口紀地層，蔚縣運動所造成的下馬嶺組與駱駝嶺組之間的不整合接觸可能代表了長達540Ma左右的沉積缺失。

致謝：本課題先后得到國家自然科學基金委、中國地質(zhì)調(diào)查局、中國石油化工股份有限公司和生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室，中國地質(zhì)大學（武漢）的大力支持，在工作期間也的到了黃學光、陸松年、李懷坤、孫立新研究員，杜汝霖、童金南教授和瞿樂生高級工程師的熱忱幫助和支持，特此一并感謝。

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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

全國地層委員會項目：中國主要斷代地層建階研究；中國石油化工股份有限公司前瞻性項目（YPH08086）；中國地質(zhì)大學（武漢）生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室主任基金項目

朱士興，男（1939），1963年畢業(yè)于南京大學地質(zhì)系區(qū)域地質(zhì)專業(yè)，一直從事前寒武紀地層和古生物學研究。1992年起任天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所研究員，現(xiàn)被中國地質(zhì)大學（武漢）生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室特聘為講座教授。