趙太平 龐嵐尹, 2 仇一凡, 2 祝禧艷 王世炎 耿元生

1. 中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，廣州 5106402. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 1000493. 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所礦產(chǎn)資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 1000294. 河南省地質(zhì)調(diào)查院，鄭州 4500015. 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

1 古/中元古代界線：18億年還是16億年？

在華北克拉通，一般認(rèn)為“呂梁運(yùn)動(dòng)”是結(jié)晶基底最終形成的標(biāo)志性構(gòu)造-熱事件(王鴻禎, 1979; 孫大中和陸松年, 1987; 趙宗溥, 1993; 白瑾等, 1993; 程裕祺, 1994)，此后開始發(fā)育以長(zhǎng)城系為代表的地臺(tái)型沉積蓋層。其中，燕遼地區(qū)發(fā)育的中-新元古代地層剖面，基本未受變質(zhì)作用的影響，頂、底界線非常清晰，被認(rèn)為是中國(guó)出露最好、最連續(xù)的沉積蓋層(陳晉鑣等, 1980, 1999)。正因此，天津薊縣中-新元古代地層剖面成為我國(guó)第一個(gè)國(guó)家級(jí)地質(zhì)類自然保護(hù)區(qū)(1984年經(jīng)國(guó)務(wù)院批準(zhǔn))，并一直被作為我國(guó)中-新元古界的標(biāo)準(zhǔn)剖面。限于當(dāng)時(shí)的測(cè)年技術(shù)條件，還不能準(zhǔn)確厘定長(zhǎng)城系的底界年齡，被推定為18億年(陳晉鑣等, 1980, 1999)。因此，我國(guó)地層年表長(zhǎng)期以來(lái)一直以18億年為古/中元古代界線，并將18～14億年稱為長(zhǎng)城紀(jì)，14～10億年稱為薊縣紀(jì)(王鴻禎和李光岑, 1990; 全國(guó)地層委員會(huì), 2002)。

圖1 國(guó)際地層年表、我國(guó)地層年表和我國(guó)華北南部熊耳群與天津薊縣長(zhǎng)城系-薊縣系剖面示意圖Fig.1 International Chronostratigraphic Chart, Stratigraphic Chronology of China and schematic stratigraphic column of the Xiong’er Group in the southern NCC and the Changcheng-Jixian systems in the NCC

進(jìn)入21世紀(jì)以來(lái)，隨著鋯石微區(qū)原位定年技術(shù)的迅猛發(fā)展，關(guān)于華北中北部中-新元古界及薊縣剖面相關(guān)地層的形成時(shí)代，涌現(xiàn)出一批可靠的年齡數(shù)據(jù)(高林志等, 2007, 2008; Suetal., 2008; 李懷坤等, 2010, 2011, 2014; 蘇文博等, 2010; Lietal., 2013; 張拴宏等, 2013; 田輝等, 2015; Zhangetal., 2015)。因此，2014年全國(guó)地層委員會(huì)發(fā)布的新版地質(zhì)年表對(duì)長(zhǎng)城紀(jì)和薊縣紀(jì)的時(shí)限進(jìn)行了重新厘定，其中長(zhǎng)城紀(jì)為18～16億年，薊縣紀(jì)為16～14億年，古/中元古代界線仍沿用之前的18億年(圖1)(王澤九等, 2014; 中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局和全國(guó)地層委員會(huì), 2014; 章森桂等, 2015)。然而，由于目前已將燕山地區(qū)長(zhǎng)城系起始年齡大致確定為17億年左右(詳見本文第二部分)，我國(guó)相關(guān)年代地層單位“長(zhǎng)城紀(jì)”的時(shí)限(18～16億年)與原來(lái)對(duì)應(yīng)的巖石地層單位“長(zhǎng)城群”的時(shí)限(約17～16億年)并不一致(中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局和全國(guó)地層委員會(huì), 2014; 王澤九等, 2014)。另一方面，多年研究已表明，華北克拉通不同地區(qū)沉積蓋層開始發(fā)育的時(shí)間存在差異，華北克拉通南部和呂梁地區(qū)存在比燕遼地區(qū)長(zhǎng)城系更老的沉積蓋層(武鐵山, 1992, 1997; 趙太平等, 2004; 徐勇航等, 2007; 喬秀夫和王彥斌, 2014)。顯然，關(guān)于我國(guó)古/中元古代界線究竟以什么為標(biāo)志，其界線年齡究竟置于何處，目前還存在著相當(dāng)大的爭(zhēng)論。

長(zhǎng)期以來(lái)，國(guó)際地層委員會(huì)主要根據(jù)元古代的造山作用和克拉通蓋層發(fā)育情況，以及很有限的年代學(xué)資料，將20～18億年稱為造山系(紀(jì))，18～16億年稱為固結(jié)系(紀(jì))，16～14億年稱為蓋層系(紀(jì))，同時(shí)將古/中元古界(代)界線置于16億年(圖1)(Cowie and Bassett, 1989; Gradsteinetal., 2004)，即：造山運(yùn)動(dòng)結(jié)束到蓋層發(fā)育之間的過(guò)渡時(shí)期為古元古代最晚期的固結(jié)紀(jì)，而將蓋層的廣泛發(fā)育作為中元古代的開始。換言之，中國(guó)現(xiàn)行地層年表與國(guó)際地層年表有關(guān)古/中元古代界線的劃分，存在長(zhǎng)達(dá)2億年的差異。這一差異導(dǎo)致中外文獻(xiàn)中對(duì)中國(guó)18～16億年間的地質(zhì)記錄的歸屬，經(jīng)常出現(xiàn)并不統(tǒng)一的表述方式，包括“中元古”、“Paleoproterozoic”或“Late Paleoproterozoic”等等(趙太平等, 2015)。

眾所周知，年代地層表是我們描述地球歷史演化的時(shí)間框架，隱含著我們對(duì)地球演化過(guò)程的基本認(rèn)識(shí)，也承載著一系列核心科學(xué)問(wèn)題。然而，限于各種因素，前寒武紀(jì)年代地層表的建立始終存在著一系列的困難：①歷史太過(guò)久遠(yuǎn)，地質(zhì)記錄不完善，可對(duì)比性差；②地質(zhì)記錄遭受多期次構(gòu)造-熱事件的改造，精確測(cè)年存在困難；③生物化石記錄異常稀少、單調(diào)，演化替代速率慢，無(wú)法直接按照顯生宙所適用的生物地層學(xué)原理及方法來(lái)準(zhǔn)確厘定其地層單位(蘇文博, 2014)。另外，必須正視的是，全球不同克拉通的基底構(gòu)造演化過(guò)程和蓋層沉積的發(fā)育情況與起止時(shí)間等，存在差異；現(xiàn)有的前寒武紀(jì)年代地層表劃分方案，過(guò)多地重視巖漿和構(gòu)造旋回，相對(duì)忽視了生物演化和沉積環(huán)境等，并以絕對(duì)年齡劃分相關(guān)單位界線，忽視了實(shí)際地質(zhì)記錄的基礎(chǔ)及依托(王鴻禎, 1986)。由于以上問(wèn)題和缺陷，導(dǎo)致現(xiàn)行國(guó)際地層年表中有關(guān)前寒武紀(jì)的時(shí)代劃分方案，從其誕生起就一直存在著很大爭(zhēng)論。

值得注意的是，針對(duì)上述問(wèn)題和缺陷，國(guó)際地層委員會(huì)于2012年提出了有關(guān)前寒武紀(jì)全球劃分方案的新建議。根據(jù)這一建議，Columbia超大陸的形成將作為古/中元古代的劃分標(biāo)志，其分界時(shí)限則被置于1780Ma，并希望未來(lái)各國(guó)學(xué)者能借助于目前顯生宙已經(jīng)相對(duì)成熟的界線層型(GSSP)即“金釘子”的方法和流程，來(lái)進(jìn)一步精確標(biāo)定這一重要分界(Van Kranendonk, 2012)。

國(guó)際地層委員會(huì)關(guān)于全球前寒武紀(jì)年代劃分新建議當(dāng)中的古/中元古代界線(1780Ma)與我國(guó)長(zhǎng)期以來(lái)所堅(jiān)持的這一界線(1800Ma)是基本一致的。這一方面顯示出這個(gè)年齡界線附近的重大地質(zhì)事件對(duì)全球地質(zhì)歷史演化刻畫的重要性和標(biāo)志性，也突顯出了華北克拉通和中國(guó)地質(zhì)工作者在相關(guān)研究領(lǐng)域的工作，具有很強(qiáng)的獨(dú)特性和重要性。本文通過(guò)分析華北克拉通18～16億年的巖漿事件、火山-沉積蓋層的發(fā)育情況，以及全球范圍的超大陸聚合、生物演化和鐵建造特征等方面，進(jìn)一步探討全球古/中元古代年齡界線及相關(guān)問(wèn)題。

2 華北克拉通18～16億年的巖漿作用及其構(gòu)造環(huán)境

就華北克拉通而言，對(duì)于長(zhǎng)城系下伏的結(jié)晶基底的變質(zhì)年齡，普遍認(rèn)為在18億年左右，如王松山等(1995)測(cè)定長(zhǎng)城系下伏變質(zhì)巖系中角閃石、斜長(zhǎng)石和黑云母的形成年齡分別為1794±17Ma、1798±2Ma和1782±3Ma；張華鋒等(2006)測(cè)得桑干地區(qū)高壓麻粒巖的最晚期變質(zhì)年齡為1792±14Ma，代表退變質(zhì)冷卻年齡；劉樹文等(2007)測(cè)得冀北單塔子雜巖中侵入TTG片麻巖中的細(xì)粒石榴石角閃二輝麻粒巖小巖株的變質(zhì)時(shí)代為1835±4Ma和1793±4Ma，分別代表變質(zhì)事件的早期、晚期兩個(gè)階段；Liuetal. (2009)測(cè)得懷安片麻巖地體的的變質(zhì)年齡為1786±12Ma，代表其最晚期的變質(zhì)時(shí)代。通過(guò)以上數(shù)據(jù)可以得知，華北克拉通古元古代晚期變質(zhì)事件(呂梁運(yùn)動(dòng))結(jié)束于～1.8Ga，之后，進(jìn)入陸內(nèi)演化階段，發(fā)育一系列的巖漿作用，并開始沉積蓋層的發(fā)育。

華北克拉通在1.8～0.54Ga主要巖漿事件可以分為以下四期(Zhaietal., 2015; Peng, 2015)：① 1.78Ga大火成巖省事件：包括熊耳裂谷火山巖系、太行-呂梁基性巖墻群，以及稍晚些的密云-北臺(tái)基性巖墻群(1.76～1.73Ga)；② 1.72～1.62Ga的非造山巖漿活動(dòng)：包括大廟巖體型斜長(zhǎng)雜巖體、密云環(huán)斑花崗巖、長(zhǎng)城系大紅峪組火山巖、龍王幢A型花崗巖和一些基性巖墻群、堿性巖類；③ ～1300基性巖席群：侵入下馬嶺組的基性巖席以及侵入下馬嶺組和五米山組的輝綠巖；④ 900～830Ma的大石溝基性巖墻群、徐淮基性巖席群、欒川大紅口組火山雜巖和同期的堆晶輝長(zhǎng)巖。華北克拉通中-新元古代4期巖漿事件都是區(qū)域性的，它們的構(gòu)造背景都是伸展環(huán)境，表現(xiàn)出較強(qiáng)烈的地幔隆升的特征(翟明國(guó)等, 2014)。其中1.78Ga和1.72～1.62Ga這兩期巖漿事件是華北克拉通結(jié)晶基底形成之后最早的兩期巖漿事件。

熊耳裂谷火山巖系主要分布于華北克拉通南部的中條山、崤山、熊耳山、外方山和小秦嶺地區(qū)，厚度為3000～7000m，主要由火山熔巖組成，包括玄武巖、玄武安山巖、安山巖、英安巖和流紋巖，主體成分為安山質(zhì)，夾少量薄層碎屑沉積巖和火山碎屑巖(約占地層總厚度的5%)，主體噴發(fā)環(huán)境為海相(孫樞等, 1985; Zhaoetal., 2002b; 趙太平等, 2004, 2007; 徐勇航等, 2007)。與熊耳群火山巖同期的火山巖，還有華北克拉通中部呂梁山地區(qū)的小兩嶺組火山巖。熊耳群火山巖系的分布范圍廣，厚度巨大，是全球同時(shí)期巖漿活動(dòng)中規(guī)模最大的。大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為，熊耳火山巖系和小兩嶺組火山巖形成于夭折的裂谷環(huán)境(孫樞等, 1985; Zhaoetal., 2002b)。太行-呂梁巖墻群和密云-北臺(tái)巖墻群分布在華北克拉通中部，主要由輝綠巖和輝長(zhǎng)-輝綠巖組成，Pengetal. (2008)認(rèn)為這些基性巖墻群是熊耳期火山巖系的巖漿通道，它們與熊耳群共同構(gòu)成了一個(gè)大火成巖省，來(lái)自于同一巖漿源區(qū)，形成于與地幔柱相關(guān)的大陸裂解環(huán)境中。值得注意的是，熊耳群或小兩嶺組中獲得的～1.78Ga的年齡都是較靠上層位中流紋斑巖的年齡，代表熊耳群或小兩嶺組的峰期或較晚期年齡，而且熊耳群底部的大古石組陸源碎屑沉積巖的沉積時(shí)代至今無(wú)法確定，推測(cè)熊耳群火山-沉積巖系的起始年齡介于18億年到17.8億年之間。

河北大廟斜長(zhǎng)巖雜巖體是我國(guó)唯一的巖體型斜長(zhǎng)巖，規(guī)模雖不大(約100km2)，但各類巖石齊全，包括85%的斜長(zhǎng)巖、10%的蘇長(zhǎng)巖、4%的紋長(zhǎng)二長(zhǎng)巖、<1%的橄長(zhǎng)巖以及很少量的鐵閃長(zhǎng)質(zhì)和輝長(zhǎng)質(zhì)脈體，并賦存有Fe-Ti-P礦床(解廣轟和王俊文, 1988)。Zhaoetal. (2009)利用鋯石LA-ICPMS和SHRIMP U-Pb定年方法，分別測(cè)定了雜巖體中蘇長(zhǎng)巖和紋長(zhǎng)二長(zhǎng)巖的年齡為1742±17Ma和1739±14Ma。斜長(zhǎng)巖體具有變壓結(jié)晶特點(diǎn)，母巖漿具深成、淺侵位的特點(diǎn)(陳偉和趙太平, 2007)，物質(zhì)主要來(lái)源于富鋁下地殼底部。斜長(zhǎng)巖體形成于碰撞后的伸展環(huán)境，早期碰撞過(guò)程形成下插的下地殼舌狀物熔融形成深部巖漿房，并沿?cái)嗔褞治挥谥械貧ば纬纱髲R斜長(zhǎng)巖雜巖體(Zhaoetal., 2009; Chenetal., 2015)。大廟斜長(zhǎng)巖雜巖體與之后的巖漿作用共同構(gòu)成了典型的非造山巖漿組合，如～1680Ma的密云環(huán)斑花崗巖(郁建華等, 1996; 楊進(jìn)輝等, 2005)，其后發(fā)育～1625Ma的大紅峪組火山巖(陸松年和李惠民, 1991; 高林志等, 2008)、ca. 1602～1616Ma的龍王幢A型花崗巖(包志偉等, 2009)、～1600Ma的麻坪堿性正長(zhǎng)巖(鄧小芹等, 2015)。

華北克拉通于～1.8Ga造山事件結(jié)束，進(jìn)入陸內(nèi)多期裂谷演化階段；～1.78Ga，華北克拉通南緣和中部地區(qū)發(fā)育由地幔柱作用引發(fā)的大火成巖??；之后，引發(fā)持續(xù)裂谷作用過(guò)程，發(fā)育大規(guī)模的非造山巖漿活動(dòng)。華北克拉通25億年以來(lái)的基性巖墻的εNd(t)值在18億年之后發(fā)生了顯著的升高(圖2)；碎屑鋯石Hf同位素組成也具有相似的特征，εHf(t)在18億年之后突然升高，并在18～9億年內(nèi)基本維持穩(wěn)定，以上特征表明華北克拉通陸下巖石圈地幔和巖漿的源區(qū)性質(zhì)至少在18億年之前就已經(jīng)發(fā)生了急劇變化。顯然，18億年前后，地球內(nèi)部動(dòng)力學(xué)機(jī)制發(fā)生了重大轉(zhuǎn)變，構(gòu)造體制發(fā)生轉(zhuǎn)折，前寒武紀(jì)的劃分應(yīng)該以地球演化過(guò)程中的關(guān)鍵地質(zhì)事件為依據(jù)(陸松年等, 2005)，因此將古/中元古代界線置于1.8Ga是更為合理的。

圖2 華北克拉通2.5Ga以來(lái)基性巖墻的εNd(t)-t圖解(據(jù)Peng, 2015及其中的參考文獻(xiàn))更新了相關(guān)數(shù)據(jù)，新數(shù)據(jù)來(lái)自Wang et al., 2016; Liu et al., 2017; Zhu et al., 2019; Yang et al., 2019Fig.2 εNd(t)-t diagram of mafic dykes in the North China Craton since 2.5Ga (modified after Peng, 2015 and reference therein)We have update the data, new data from Wang et al., 2016; Liu et al., 2017; Zhu et al., 2018; Yang et al., 2019

3 華北克拉通蓋層發(fā)育的起始時(shí)間：1.8Ga

在華北克拉通前寒武紀(jì)地質(zhì)演化歷史中，“呂梁運(yùn)動(dòng)”是一次具有“分水嶺”意義的構(gòu)造-熱事件，標(biāo)志著華北克拉通結(jié)晶基底的最終固結(jié)(王鴻禎, 1979; 孫大中和陸松年, 1987; 趙宗溥, 1993; 白瑾等, 1993; 程裕祺, 1994)?！皡瘟哼\(yùn)動(dòng)”之后，華北克拉通穩(wěn)定沉積蓋層開始發(fā)育。這一時(shí)期，華北克拉通內(nèi)部和邊緣發(fā)生了一系列伸展和裂解事件，三大裂谷系(熊耳裂谷、燕遼裂谷、渣爾泰-白云鄂博裂谷)相繼打開，并開始接受巨量的中-新元古代的沉積。其中燕遼裂谷中發(fā)育的天津薊縣中-新元古代地層標(biāo)準(zhǔn)剖面，頂、底界線清楚，地層發(fā)育連續(xù)(陳晉鑣等, 1980)。長(zhǎng)城系地層厚度可達(dá)5000m，主要為一套淺海碎屑巖-碳酸鹽巖組合，夾有堿性火山巖；薊縣系主要為白云巖夾硅質(zhì)巖，平行不整合于長(zhǎng)城系之上；青白口系主要為一套砂礫巖和頁(yè)巖組合，中部含泥質(zhì)泥晶灰?guī)r。燕遼地區(qū)的中-新元古代地層主體為一套持續(xù)海進(jìn)的河流-潮坪-濱-淺海相沉積序列。

我國(guó)地質(zhì)界曾經(jīng)認(rèn)為燕遼裂谷中的長(zhǎng)城系是華北克拉通結(jié)晶基底之上的第一套穩(wěn)定沉積蓋層，但缺少準(zhǔn)確的年代學(xué)制約。近年來(lái)隨著測(cè)年技術(shù)的發(fā)展，涌現(xiàn)出一大批較高精度的測(cè)年結(jié)果，如：萬(wàn)渝生等(2003)利用SHRIMP測(cè)定了常州溝組砂礫巖碎屑鋯石U-Pb年齡，其最小年齡鋯石為1805±25Ma，由此認(rèn)為該組初始沉積時(shí)代為18.0～17.5億年；彭澎等(2011)用同位素稀釋法獲得密云水庫(kù)附近巖墻中斜鋯石的207Pb/206Pb年齡為1731±4Ma，根據(jù)巖墻被常州溝組底礫巖不整合覆蓋的接觸關(guān)系，建議將長(zhǎng)城系起始沉積時(shí)代定為17.3億年或稍晚；和政軍等(2011a, b)在密云大城子鄉(xiāng)楊各莊北部發(fā)現(xiàn)環(huán)斑花崗巖的古風(fēng)化殼-碎屑巖，并利用SHRIMP和LA-ICP-MS對(duì)其進(jìn)行了碎屑鋯石U-Pb年齡測(cè)定，分別獲得1682±20Ma和1708±6Ma的年齡數(shù)據(jù)，從形成時(shí)間來(lái)看，這套巖石應(yīng)屬于“前常州溝期(組)”，測(cè)年結(jié)果顯示長(zhǎng)城系常州溝組的底界年齡應(yīng)小于16.8億年；與此同時(shí)，李懷坤等(2011)和Lietal. (2013)測(cè)得侵入到新太古代片麻巖中，且被常州溝組角度不整合覆蓋的花崗斑巖巖脈的年齡為1673±10Ma和1669±20Ma，認(rèn)為長(zhǎng)城系沉積時(shí)代晚于～16.7億年。最近，Zhangetal. (2015)測(cè)得串嶺溝組自生磷釔礦的最老年齡為1716±3Ma，若以此限定串嶺溝組的最小沉積時(shí)代，那么位于串嶺溝組之下的常州溝組必然更老，即常州溝組沉積時(shí)代應(yīng)大于1720Ma。由于自生磷釔礦形成時(shí)代只可能小于地層的沉積時(shí)代，因此關(guān)于常州溝組的底界年齡目前還存在一些分歧，本文暫將其底界年齡視為17億年左右。

長(zhǎng)城紀(jì)下限為18億年，而燕遼地區(qū)長(zhǎng)城系的底界只有約17億年，但18～17億年的沉積蓋層在華北克拉通并沒(méi)有缺失，華北南部發(fā)育有早于天津薊縣剖面長(zhǎng)城系的地層——熊耳群，填補(bǔ)了從結(jié)晶基底形成到薊縣剖面長(zhǎng)城系穩(wěn)定沉積開始發(fā)育期間的地質(zhì)記錄空白，據(jù)此能闡釋華北克拉通18～17億年這一段時(shí)間內(nèi)的地質(zhì)演化過(guò)程。熊耳群自下而上分為四個(gè)組：大古石組呈角度不整合覆蓋于下伏太古宙或古元古代基底之上，為一套河湖相砂巖和泥巖；許山組以玄武安山質(zhì)和安山質(zhì)熔巖為主；雞蛋坪組以英安-流紋質(zhì)熔巖為主，夾玄武安山質(zhì)和安山質(zhì)熔巖；馬家河組以玄武安山質(zhì)和安山質(zhì)熔巖為主，有較多的正常沉積巖及火山碎屑巖夾層(Zhaoetal., 2002b)。趙太平等(2004)應(yīng)用SHRIMP方法對(duì)熊耳群中的英安-流紋斑巖和同期的次火山-侵入巖多個(gè)樣品進(jìn)行了鋯石U-Pb定年，認(rèn)為熊耳群形成于18～17.5億年。其后，又有許多學(xué)者對(duì)熊耳群火山巖以及可能同期的巖墻群或次火山巖、侵入體等的年齡進(jìn)行了測(cè)試(Heetal., 2009, 2010; Cuietal., 2011; Peng, 2015)，所獲得的鋯石U-Pb年齡基本都在17.8或17.6億年左右，17.8億年代表巖漿事件的峰期年齡，其底部大古石組的起始沉積時(shí)代應(yīng)更早，很可能為18至17.8億年。因此，熊耳群作為華北克拉通最早的沉積蓋層，其形成時(shí)代為約18～17.5億年。

另外，山西呂梁山地區(qū)發(fā)育以火山巖為主的小兩嶺組和以碎屑沉積巖為主的漢高山群。小兩嶺組火山巖與熊耳群火山巖在巖石學(xué)特征、形成時(shí)代和成因上基本一致(徐勇航等, 2007)。小兩嶺組主要由玄武-安山巖和英安-流紋巖組成，上部夾有很薄的紫紅色頁(yè)巖。喬秀夫等(1983)通過(guò)全巖Rb-Sr法測(cè)得小兩嶺組的年齡為1784±50Ma。其后，徐勇航等(2007)、喬秀夫和王彥斌(2014)以及Yangetal. (2016)分別采用LA-ICPMS、SHRIMP和SIMS鋯石U-Pb法獲得了精度更高的年齡結(jié)果，分別為為1778±20Ma、1779±20Ma和1776±6Ma，所有年齡在誤差范圍內(nèi)一致，小兩嶺組形成于～1780Ma。漢高山群主要為一套河-湖相陸緣碎屑-火山巖沉積巖建造，主要巖性為礫巖、砂礫巖和頁(yè)巖，上部夾有安山巖。目前關(guān)于漢高山群還沒(méi)有準(zhǔn)確的年代學(xué)制約，通常將其中的安山巖夾層與熊耳群和小兩嶺組中的安山巖作對(duì)比。但是，通過(guò)詳細(xì)的野外剖面觀察，我們認(rèn)為漢高山群也可能與華北克拉通南緣熊耳群上覆的“小溝背組+云夢(mèng)山組”對(duì)比，其中的火山巖夾層可能與高山河組和云夢(mèng)山組中的火山巖夾層對(duì)應(yīng)，其巖石學(xué)特征也非常相似。

從華北克拉通來(lái)看，燕山地區(qū)長(zhǎng)城系的底界年齡約為17億年，而在華北克拉通中部呂梁地區(qū)發(fā)育的小兩嶺組和在南部地區(qū)發(fā)育的、也是世界范圍內(nèi)同時(shí)期最大規(guī)模的火山活動(dòng)——熊耳群火山-沉積巖系的起始形成時(shí)間均為18億年左右，是華北克拉通結(jié)晶基底之上最早的沉積蓋層。從全球來(lái)看，不同克拉通蓋層開始發(fā)育的時(shí)間存在差異，～1.8Ga的沉積蓋層只在華北和北澳等少數(shù)克拉通發(fā)育(趙太平等, 2004; Neumannetal., 2009)，全球其他古老克拉通的蓋層發(fā)育較晚，如：我國(guó)揚(yáng)子克拉通最早的沉積蓋層?xùn)|川群和通安組沉積時(shí)代為1742Ma和1744Ma(Zhaoetal., 2010; 耿元生等, 2017; 王偉等, 2019)；巴西圣弗朗西斯科克拉通Espinha?o超群開始沉積時(shí)代為1750Ma(Danderferetal., 2009)；西澳克拉通Edmund群Yilgatherra組河流-淺海相碎屑巖和碳酸鹽巖的開始沉積時(shí)代為1620Ma(Johnson, 2013)。國(guó)際地層年表中的“固結(jié)紀(jì)”指造山結(jié)束到蓋層廣泛發(fā)育的過(guò)渡時(shí)期，由于全球構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和地質(zhì)記錄的不均一性以及地層穿時(shí)性等問(wèn)題，這一過(guò)渡時(shí)期在不同克拉通的開始和持續(xù)時(shí)間是不一致的；而對(duì)于“開始發(fā)育”和“廣發(fā)發(fā)育”，本文作者認(rèn)為，最初的開始發(fā)育更具有劃時(shí)代的意義，而不應(yīng)該以高峰期的出現(xiàn)或完成期作為標(biāo)志，就好比標(biāo)志人類文明階段的“工業(yè)革命”是以18世紀(jì)中葉蒸汽機(jī)的發(fā)明及運(yùn)用作為標(biāo)志，即便現(xiàn)在地球上的不少地區(qū)和國(guó)家還基本處于農(nóng)業(yè)甚至更原始的社會(huì)。

通過(guò)以上介紹可以發(fā)現(xiàn)，在華北克拉通，燕遼地區(qū)從長(zhǎng)城系到薊縣系基本是連續(xù)的；在全球范圍內(nèi)，大多數(shù)克拉通在16.5億年之前就已經(jīng)開始廣泛發(fā)育沉積蓋層了。因此，按照國(guó)際地層劃分方案，將16億年作為古/中元古代的界線，不管在我國(guó)還是在國(guó)際上顯然都是不合適的。我們認(rèn)為古/中元古代界線有兩種可以考慮的時(shí)間點(diǎn)，即17億年和18億年。若以17億年作為古/中元古代界線，即以我國(guó)燕遼地區(qū)長(zhǎng)城系沉積代表蓋層系，而將熊耳群/小兩嶺組沉積代表固結(jié)系；若以18(或17.8)億年作為古/中元古代界線，則認(rèn)為不存在固結(jié)系，而以全球最早沉積蓋層的開始為蓋層系。本文認(rèn)為，地球在18億年發(fā)生了巨變，開始發(fā)育沉積蓋層，因此以18億年作為古/中元古代界線更為合適(其它方面的證據(jù)，詳見下文)。

4 GTS2012全球前寒武紀(jì)建議新年表：中元古的起始時(shí)限為1.78Ga

自1982年在埃及Tanta召開的分會(huì)第六次會(huì)議上通過(guò)了元古Ⅰ(古元古代)/元古Ⅱ(中元古代)的界線年齡為16億年之后(James, 1983)，國(guó)際地層年表一直把16億年作為古/中元古代界線。然而，現(xiàn)有的前寒武紀(jì)地質(zhì)年代表存在不少問(wèn)題，但一直沒(méi)有普遍被接受的新方案。一些研究者提出了新的建議方案，如Gradsteinetal. (2004)在建議的2004～2008年國(guó)際地層表方案中，提出以全球第一個(gè)超大陸(Columbia超大陸)的匯聚作為劃分古/中元古代界線的地質(zhì)標(biāo)志，界線年齡為1.8Ga；2012年國(guó)際地層委員會(huì)推出了新建議的全球地質(zhì)年代表(The Geological Time Scale 2012，簡(jiǎn)稱GTS2012)中以Columbia超大陸的形成作為古/中元古代的劃分標(biāo)志，界線年齡為1.78Ga (圖3)。

在前寒武紀(jì)地層年表劃分上，GTS2012不再采用以往推測(cè)性的整數(shù)年齡值，而是以重大地質(zhì)歷史事件為依據(jù)，加入具有全球可識(shí)別性的研究成果，盡量選擇對(duì)重大地質(zhì)過(guò)程有較強(qiáng)標(biāo)識(shí)作用的地質(zhì)、地化或生物演化事件為劃分依據(jù)，如：全球大氧化事件、全球冰川事件、碳同位素漂移、全球海相硫化物沉積以及超大陸的聚合與裂解等事件。GTS2012對(duì)元古宙進(jìn)行了重新劃分(圖3)，將古元古代劃分為成氧紀(jì)(2420～2250Ma)、真核紀(jì)或雅圖里紀(jì)(2250～2060Ma)和哥倫比亞紀(jì)(2060～1780Ma)，分別對(duì)應(yīng)于大氣氧含量上升、Lomagundi-Jatuli同位素漂移和Columbia超大陸形成；中元古代只有一個(gè)羅迪尼亞紀(jì)(1780～850Ma)，對(duì)應(yīng)于Columbia超大陸裂解到Rodinia超大陸聚合的漫長(zhǎng)歷史階段，該時(shí)期環(huán)境穩(wěn)定、海洋呈還原性；新元古代劃分為成冰紀(jì)(850～635Ma)和埃迪卡拉紀(jì)(635～541Ma)，對(duì)應(yīng)于冰成沉積發(fā)育和埃迪卡拉動(dòng)物群的繁盛(Van Kranendonketal., 2012; 蘇文博, 2014)。值得注意的是，GTS2012依據(jù)Columbia超大陸聚合完成與海相硫化物首次出現(xiàn)等地質(zhì)事件將古/中元古代界線劃定為1780Ma，與多數(shù)中國(guó)前寒武紀(jì)學(xué)者長(zhǎng)期堅(jiān)持的古/中元古代分界年齡(18億年)是基本一致的。

圖3 現(xiàn)行國(guó)際地層年表與GTS2012對(duì)比(前寒武紀(jì)部分)(據(jù)Ogg et al., 2016修改; 漢譯資料來(lái)源于蘇文博, 2014)Fig.3 Comparison between the current International Stratigraphic Chronology Scale and GTS2012 (Precambrian part) (modified after Ogg et al., 2016; Chinese translation from Su, 2014)

圖4 地球中年期主要地質(zhì)特征(據(jù)Cawood and Hawkesworth, 2014和其中的參考文獻(xiàn))(a)冰川相對(duì)于當(dāng)前大氣水平的大氣氧和海水硫酸鹽化的時(shí)間分布；(b)鐵建造的豐度圖；(c)被動(dòng)大陸邊緣豐度圖；(d)歸一化的海水87Sr/86Sr曲線和來(lái)自沉積物中約7000個(gè)碎屑鋯石的初始εHf值的平滑曲線；(e) 100000個(gè)以上碎屑鋯石年齡分布直方圖：在地球歷史進(jìn)程中，U-Pb年齡峰值與超大陸聚合年齡非常相似(圖中顯示的灰色陰影為聚合年齡)；也表現(xiàn)出明顯的溫度梯度，與三個(gè)主要類型的麻粒巖相變質(zhì)帶的變質(zhì)作用年齡峰值相對(duì)應(yīng). UHT-超高溫；HP-高壓；UHP-超高壓；(f)造山型金礦發(fā)育狀況；(g)火山塊狀硫化物礦床的豐度(Mosier et al., 2009)；(h)斜長(zhǎng)巖的豐度；(i)周圍地幔熱(溫度)模型，Urey(Ur)比值為0.23和0.38；(j)大火成巖省分布時(shí)間圖Fig.4 Main geological characteristics in the Earth's Middle Age (modified Cawood and Hawkesworth, 2014 and reference therein)(a) temporal distribution of glaciations, atmospheric (Atm) oxygen relative to present atmospheric level (PAL), and seawater sulfate; (b) iron formation abundance; (c) ages of ancient and modern passive margins; (d) Normalized seawater 87Sr/86Sr curve and running mean of initial Hf in ～7000 detrital zircons from recent sediments; (e) histogram of more than 100,000 detrital zircon analyses showing several peaks in their U-Pb crystallization ages over course of Earth history that are very similar to ages of supercontinent assembly (timing of assembly shown). Also shown is apparent thermal gradient versus age of peak metamorphism for three main types of granulite facies metamorphic belts. UHT-ultrahigh temperature; HP-high pressure; UHP-ultrahigh pressure; (f) orogenic gold; (g) volcanic-hosted massive sulfide (VHMS) deposits; (h) anorthosite abundance; (i) thermal (T, temperature) models for ambient mantle for Urey (Ur) ratios of 0.23 and 0.38; (j) time series analysis of distribution of large igneous provinces

前寒武紀(jì)缺少有效的生物化石約束，并且絕對(duì)年齡誤差偏大，因此在進(jìn)行地層年表劃分時(shí)，不能將顯生宙的劃定方案直接用于前寒武紀(jì)，需要制定出適合前寒武紀(jì)的特有標(biāo)準(zhǔn)。GTS2012全球前寒武紀(jì)新年表，在全面分析已有的前寒武紀(jì)年代地層學(xué)研究及年代地層劃分方案的基礎(chǔ)上，提出了一個(gè)全新的全球前寒武紀(jì)年代劃分建議方案，即：選擇了一些全球性事件及其替代指標(biāo)作為地層年表標(biāo)定的首選標(biāo)志，如全球大氣增氧事件、條帶狀鐵建造(BIF)消失和全球性冰川事件出現(xiàn)等。因此，將國(guó)際地層年表中古/中元古代界線1600Ma下調(diào)至1800Ma(或1780Ma)具有很強(qiáng)的科學(xué)性和合理性。

5 地球的中年期

華北克拉通在經(jīng)歷了古元古代晚期的變質(zhì)事件(滹沱運(yùn)動(dòng)或稱呂梁運(yùn)動(dòng)、中條運(yùn)動(dòng)；～1.8Ga)之后，進(jìn)入地臺(tái)演化階段，開始了長(zhǎng)達(dá)10億年的裂谷發(fā)育階段，即地球中年期或地球中世紀(jì)(翟明國(guó)等, 2014; Zhaietal., 2015)。裂谷系主要包括南部的熊耳裂陷槽、中部的燕遼裂陷槽、北緣的渣爾泰-白云鄂博裂谷帶和東緣裂谷系。值得注意的是，華北克拉通自古元古代末至新元古代，經(jīng)歷了多期裂谷事件，但是期間并沒(méi)有塊體拼合事件的記錄，也沒(méi)有造山帶型礦床，相反大量發(fā)育與斜長(zhǎng)巖-輝長(zhǎng)巖有關(guān)的鈦鐵礦(趙太平等, 2010)和與裂谷有關(guān)的SEDX型礦床，說(shuō)明華北在這個(gè)地質(zhì)時(shí)期處于“一拉到底”的多期裂谷過(guò)程(翟明國(guó)等, 2014; Zhaietal., 2015)。

華北克拉通的巖石圈在地球中年期具有相對(duì)穩(wěn)定性，這與全球范圍內(nèi)的地質(zhì)特征是相似的。從Columbia超大陸形成(約18或17億年)至Rodinia超大陸裂解(約7.5億年)這一長(zhǎng)達(dá)10億年的地質(zhì)歷史時(shí)期(Evans and Mitchell, 2011)，地球始終處于一個(gè)相對(duì)獨(dú)特的演化階段，該階段以構(gòu)造演化、巖石圈性質(zhì)以及大氣和海洋環(huán)境的相對(duì)穩(wěn)定為特征，與前后時(shí)期的劇烈變化形成鮮明對(duì)比，因此將該時(shí)期稱為“地球中年期”(Cawood and Hawkesworth, 2014)(圖4)。全球不同克拉通在“地球中年期”具有以下相似的地質(zhì)特征(Shields, 2007; Bradley, 2008; Bekkeretal., 2010)：①在漫長(zhǎng)的地質(zhì)時(shí)代缺乏被動(dòng)大陸邊緣的形成(圖4c)；②全球性的條帶狀鐵建造(BIF)缺失(圖4b)；③缺少古海水Sr同位素異常和碎屑鋯石εHf(t)異常(圖4d)；④缺少磷礦沉積；⑤海水鹽度相對(duì)較高(圖4a)；⑥缺少造山型礦產(chǎn)、火山塊狀硫化物礦床、沉積型錳礦和層狀沉積型銅礦(圖4f, g)；⑦大量發(fā)育巖體型斜長(zhǎng)巖及相關(guān)巖漿活動(dòng)，包括A型花崗巖、斜長(zhǎng)花崗巖、斜長(zhǎng)-紋長(zhǎng)-紫蘇花崗巖套、奧長(zhǎng)環(huán)斑花崗巖等(圖4h)。該時(shí)期構(gòu)造環(huán)境和演化過(guò)程的穩(wěn)定性都與大陸穩(wěn)定緊密相連，這主要源于Columbia超大陸形成(約18億年)至Rodinia超大陸裂解(約0.75Ga)期間相對(duì)穩(wěn)定的大陸結(jié)構(gòu)。

值得注意的是，斜長(zhǎng)巖及相關(guān)巖漿活動(dòng)主要在“地球中年期”廣泛發(fā)育。巖體的相平衡和地球化學(xué)特征表明，上地幔熱條件增強(qiáng)會(huì)導(dǎo)致已經(jīng)增厚的島弧根部帶大面積熔融，熔融形成于10～13kbar(40～50km)，約950～1000℃環(huán)境下，并伴有不同程度地幔組分的加入。這些巖體在地球中年期特別發(fā)育與地幔持續(xù)冷卻到某一溫度有關(guān)，在這一溫度下，已經(jīng)增厚且相對(duì)穩(wěn)固的上覆大陸巖石圈足以支持大型巖體侵位到地殼，而且仍然保持有足夠的熱量導(dǎo)致已經(jīng)增厚的下地殼產(chǎn)生大范圍熔融(Cawood and Hawkesworth, 2014及其中的參考文獻(xiàn))。同時(shí)，巖體型斜長(zhǎng)巖僅在地球中年期大量出現(xiàn)可能與當(dāng)時(shí)的地殼屬性有關(guān)(相比現(xiàn)代地殼更富鋁、鈉)(Chenetal., 2015)。所有這些特征表明，在地球中年期這長(zhǎng)達(dá)10億年或更長(zhǎng)的時(shí)間內(nèi)，地球以穩(wěn)定的構(gòu)造和環(huán)境演化為特點(diǎn)，其中穩(wěn)定的巖石圈與前后的地質(zhì)時(shí)代的劇烈變化形成了引人注目的差異(Cawood and Hawkesworth, 2014)。

地球演化發(fā)生重要轉(zhuǎn)折進(jìn)入“中年期”的根本原因在于地球自身熱狀態(tài)和結(jié)構(gòu)發(fā)生了明顯改變，然而細(xì)節(jié)尚不清楚。但無(wú)論如何，18億年之后，地球的構(gòu)造、巖漿、環(huán)境演化和巖石圈結(jié)構(gòu)等方面都處于一個(gè)相對(duì)穩(wěn)定的發(fā)展階段，因此國(guó)際地層年表中把16億年作為古/中元古代界線，人為地分割了地球的穩(wěn)定發(fā)展期，是不合適的。

6 Columbia超大陸及其聚合與裂解的時(shí)限

前寒武紀(jì)造山運(yùn)動(dòng)具有顯著的幕式演化特征，因此，大量研究工作者認(rèn)為顯生宙的板塊構(gòu)造可應(yīng)用于前寒武紀(jì)，并推測(cè)自古元古代以來(lái)陸塊就已經(jīng)開始發(fā)生周期性的匯聚和分離(Condie, 1997)?！俺?jí)大陸”是指地球歷史上的某一特定時(shí)期，地球上全部或大多數(shù)克拉通組成的統(tǒng)一陸塊。在地質(zhì)歷史時(shí)期可能形成了四個(gè)超大陸：Columbia超大陸、Rodinia超大陸、Gondwana超大陸和Pangaea大陸，Columbia超大陸可能是目前可以確定的最早的超大陸，存在于古-中元古代時(shí)期。

6.1 哥倫比亞超大陸的聚合

關(guān)于Columbia超大陸的重建模型還存在不少爭(zhēng)議，但無(wú)論何種模型，幾乎都認(rèn)為Columbia超大陸在～1.8Ga就已經(jīng)拼合完成(Rogers and Santosh, 2002; Zhaoetal., 2002a; Evans and Mitchell, 2011)，主要表現(xiàn)為廣泛分布于全球范圍的2.3～1.8Ga的碰撞型造山帶，如：波羅的克拉通Svecofennian造山帶(～1.85Ga)(Bogdanovaetal., 2008)，西伯利亞克拉通東Tungusk造山帶(>1.87Ga)和西Olenek造山帶(1.9～1.8Ga)(Glebovitskyetal., 2008)，西澳大利亞克拉通Capricorn造山帶(～2.0Ga)和Yapungku造山帶(～1.8Ga)(Cawood and Korsch, 2008)以及華北克拉通孔茲巖帶(～1.95Ga)和中部造山帶(～1.85Ga)(Zhaoetal., 2001)。

人工挖孔灌注樁的施工過(guò)程包括測(cè)量、機(jī)械操作、鋼筋加工、支盤擠擴(kuò)、清孔和灌注等多個(gè)環(huán)節(jié)，施工種類較多，技術(shù)含量較高，影響因素較廣。在施工過(guò)程中，容易出現(xiàn)樁位偏差大、孔底沉渣多、鋼筋籠上浮、樁體混凝土離析、斷樁、夾泥等質(zhì)量問(wèn)題，這些問(wèn)題可能導(dǎo)致成樁難以滿足原始設(shè)計(jì)要求，補(bǔ)救難度極大。因此，施工管理人員必須加強(qiáng)對(duì)施工準(zhǔn)備、成孔、清孔、下鋼筋籠、灌注水下混凝土等施工環(huán)節(jié)的質(zhì)量監(jiān)督，采取有效的預(yù)防措施，提高成樁質(zhì)量。主要施工工藝流程包括以下3個(gè)重要環(huán)節(jié)：

伴隨造山帶的形成，發(fā)育了大規(guī)模的同期的變質(zhì)-巖漿事件，主要表現(xiàn)為同碰撞花崗質(zhì)巖漿作用和麻粒巖相近等溫減壓變質(zhì)作用的廣泛出現(xiàn)，如：亞馬遜克拉通Transamazonian造山帶太古宙基底經(jīng)歷了2.15～2.08Ga的麻粒巖相變質(zhì)事件，呈現(xiàn)近等溫減壓的順時(shí)針P-T軌跡，廣泛發(fā)育2.1～1.9Ga的同碰撞花崗巖；西澳克拉通Capricorn造山帶中古元古代Rudall雜巖體經(jīng)歷了～2.0Ga與碰撞造山作用有關(guān)的近等溫減壓變質(zhì)作用；華北克拉通2.05～1.8Ga的高壓麻粒巖相、超高溫麻粒巖相變質(zhì)作用和殼源花崗巖和混合巖化作用廣泛發(fā)育(郭敬輝等, 1993; Smithies and Bagas, 1997; 翟明國(guó)和彭澎, 2007; Zhao and Zhai, 2013)。以上構(gòu)造-熱事件表明，與Columbia超大陸聚合有關(guān)的碰撞造山事件主要發(fā)生在2.3～1.8Ga。同時(shí)，近年來(lái)越來(lái)越多的古地磁資料也表明Columbia超大陸聚合完成于～1.8Ga(Evans and Mitchell, 2011)。

近年來(lái)，也有一些研究者認(rèn)為Columbia超大陸的最終聚合時(shí)期晚于1.8Ga，如：澳大利亞與勞倫古陸碰撞于1.61～1.59Ga(Pourteauetal., 2018)、1.55Ga(Nordsvanetal., 2018)或1.65～1.5Ga(Gibsonetal., 2018)，都代表著Columbia超大陸的最終聚合。而Sarkar and Schenk (2016) 認(rèn)為Columbia超大陸聚合完成于～1.8Ga，在1.8～1.1Ga處于“造山靜止期”，并且在靜止期Columbia超大陸的邊緣(印度、澳大利亞、南極洲和西南非洲)存在長(zhǎng)期的增生事件。關(guān)于Columbia超大陸的聚合時(shí)間雖然還存在一些爭(zhēng)議，但從華北克拉通和全球大多數(shù)克拉通來(lái)看，～1.8Ga已基本完成超大陸的拼合。

6.2 哥倫比亞超大陸的裂解

1.8Ga之后，Columbia超大陸進(jìn)入短暫的穩(wěn)定階段，部分克拉通(如勞倫古陸和波羅的克拉通)邊緣開始發(fā)育增生事件(Evans and Mitchell, 2011)。同時(shí)，Columbia超大陸于～1.78Ga開始發(fā)生陸內(nèi)裂解事件，主要表現(xiàn)為裂谷盆地和凹陷盆地的大規(guī)模發(fā)育，如：北澳大利亞克拉通Leichhardt超級(jí)盆地(1.79～1.74Ga)、Calvert超級(jí)盆地(1.73～1.64Ga)和Isa超級(jí)盆地(1.64～1.58Ga)(Jacksonetal., 2000)；圣弗朗西斯科克拉通S?o Francisco盆地和Espinha?o盆地(1.75～1.5Ga)(Danderferetal., 2009)；勞倫古陸B(tài)aker Lake和Thelon盆地(ca. 1.85～1.40Ga)(Rainbirdetal., 2003)；華北克拉通熊耳裂谷盆地(1.78～1.4Ga)和燕遼裂谷盆地(始于ca. 1.7～1.4Ga)(Mengetal., 2011; Huetal., 2016)。

超大陸裂解過(guò)程還伴生有大規(guī)模的非造山巖漿活動(dòng)，主要包括雙峰式火山巖、AMCG組合(斜長(zhǎng)巖、紋長(zhǎng)二長(zhǎng)巖、紫蘇花崗巖、花崗巖)、環(huán)斑花崗巖以及基性巖墻群(Houetal., 2008; Pengetal., 2008)。如：圣弗朗西斯科克拉通米納斯吉拉斯州～1788Ma的基性巖墻(Cederbergetal., 2016)；西伯利亞克拉通Timptaon-Algamaisky(1758～1752Ma)和Chaiskii基性巖墻群(1751Ma)(Gladkochubetal., 2010; Ernstetal., 2016)，Tarak-Podporozhye-Kuzeevo A型花崗巖(1750Ma)(Larin, 2014)以及Bilyakchan-Ulkan雙峰式巖漿巖(1736～1705Ma)；華北克拉通的熊耳群火山巖系(1.78～1.75Ga)(趙太平等, 2004; Zhaoetal., 2009)，多期基性巖墻群(～1.78Ga、1.73～1.68Ga、～1.62Ga和～1.38Ga)(Pengetal., 2007, 2008)，AMCG雜巖體(～1.74Ga)(大廟斜長(zhǎng)巖、密云環(huán)斑花崗巖等)(趙太平等, 2004; 楊進(jìn)輝等, 2005)以及A型花崗巖(1.6Ga龍王幢堿性花崗巖)(包志偉等, 2009)。以上論述表明Columbia超大陸在～1.78Ga就開始進(jìn)入陸內(nèi)拉張環(huán)境，且通過(guò)沉積裂陷盆地和非造山巖漿活動(dòng)可以發(fā)現(xiàn)陸內(nèi)拉張環(huán)境至少可以延續(xù)至1.38Ga。

目前，Columbia超大陸的重建模式還存在較大爭(zhēng)議(Rogers and Santosh, 2002; Zhaoetal., 2002a; Houetal., 2008; Evans and Mitchell, 2011)，其中，華北克拉通作為全球重要的古老克拉通之一，關(guān)于它在Columbia超大陸中的具體位置，它對(duì)哥倫比亞超大陸聚合與裂解過(guò)程的響應(yīng)證據(jù)還存在許多爭(zhēng)議，需要我們繼續(xù)去研究。雖然存在較多爭(zhēng)議問(wèn)題，但大多數(shù)研究者認(rèn)為Columbia超大陸主體于～1.8Ga已基本聚合完畢，促成了地球表面環(huán)境的劇烈變化以及原始生命(真核生物)的進(jìn)化(Rogers and Santosh, 2009)。隨后1.78Ga開始廣泛發(fā)育裂陷盆地沉積作用和非造山巖漿作用，并至少延伸至1.38Ga。雖然局部地區(qū)在18億年之后還存在碰撞造山事件，或1.78Ga之前就有局部地區(qū)開始發(fā)育裂解事件，但考慮到Columbia超大陸是逐漸聚合與裂解的，因此從全球尺度來(lái)看，其聚合與裂解的構(gòu)造轉(zhuǎn)折點(diǎn)定為18～17.8億年更為合理。Columbia超大陸作為古-中元古代一次重要的全球性地質(zhì)事件，對(duì)地層年表中古、中元古代的劃分具有重要的指示意義，Columbia超大陸的聚合完成代表古元古代的結(jié)束，而Columbia超大陸的裂解代表中元古代的開始。因此，將古/中元古代界線置于18(或17.8)億年更為合理。

7 從生物演化看古/中元古代界線

生物演化作為一項(xiàng)具有全球可識(shí)別性的重大地質(zhì)事件，同樣對(duì)前寒武紀(jì)地層年表的劃分具有指示意義。

原始微生物在37億年演化為原核生物(細(xì)菌和古生菌)(Mojzsisetal., 1996; Russell and Hall, 2006)，在之后長(zhǎng)達(dá)十幾億年的演化過(guò)程中，原核生物幾乎是作為地球上唯一的生命存在形式主宰著原始地球(石敏, 2014)。原核生物的生長(zhǎng)和新陳代謝活動(dòng)可以粘附和沉淀礦物質(zhì)(或捕獲礦物顆粒)，形成疊層狀生物沉積構(gòu)造——疊層石(曹瑞驥和袁訓(xùn)來(lái), 2009)。疊層石與生長(zhǎng)在沉積物表面的席狀微生物群落共同組成最原始的生態(tài)系統(tǒng)(石敏, 2014)。約24億年的全球大氧化事件使大氣和海洋發(fā)生了翻天覆的變化，地球大氣圈開始出現(xiàn)氧氣，為大型需氧生物，尤其是多細(xì)胞真核生物的誕生提供了條件(趙振華, 2010; 石敏, 2014)。美國(guó)密歇根州約21億年的Negaunee鐵建造中產(chǎn)出的最古老的真核藻類生物化石Grypaniaspiralis(Han and Runnegar, 1992)標(biāo)志著地球生態(tài)系統(tǒng)從此進(jìn)入一個(gè)新的演化階段(Awramik and Barghoorn, 1977; Parnelletal., 2010)。

大氧化事件之后大氣氧含量繼續(xù)升高，真核生物持續(xù)演化，多樣性不斷增加。前人在華北克拉通北部燕山地區(qū)約17億年的長(zhǎng)城系常州溝組及串嶺溝組中，發(fā)現(xiàn)多種保存完好、形態(tài)復(fù)雜，目前已知最古老的真核疑源類生物化石，并認(rèn)為其代表著真核生物向多樣性階段演化的開端(Knoll, 1992; Miaoetal., 2019)。自被首次報(bào)道以來(lái)，已有10種與現(xiàn)存藻類具有親緣關(guān)系的單細(xì)胞球形疑源類真核生物化石被報(bào)道，包括：Pterospermopsimorphainsolita、Valeria、Cucumiforma、Navifusa、Schizofusasinica、Leiosphaeridia、Simia、Dictyosphaera、Germinosphaerabispinosa和Germinosphaeraalveolatasp. Nov.(Miaoetal., 2019)。這10種化石具網(wǎng)狀紋飾、同心環(huán)紋飾、管狀突起及膜狀環(huán)翼等復(fù)雜形態(tài)特征，Miaoetal. (2019)認(rèn)為具復(fù)雜形態(tài)特征的微觀生物化石表明約17億年的真核生物不僅具備一定程度的復(fù)雜性(含細(xì)胞骨架和內(nèi)膜系統(tǒng))，而且也表現(xiàn)出中等程度的多樣性。長(zhǎng)城系中上部，～1625Ma大紅峪組中保存有豐富的燧石相生物群，其主要由大量絲狀體、球狀體及梭形微化石組成(Shietal., 2017a)。

除微觀真核生物化石外，華北克拉通北部長(zhǎng)城系及之上的薊縣系地層中還發(fā)育有大量宏觀生物化石(Zhu and Chen, 1995; Zhuetal., 2016)：～1650Ma長(zhǎng)城系團(tuán)山子組白云巖中發(fā)育有葉片狀宏觀藻群化石，尺寸巨大(最大可達(dá)18～20μm)、器官或組織已初步分化、具疑似多細(xì)胞植物體結(jié)構(gòu)特征，有學(xué)者認(rèn)為其為底棲的、多細(xì)胞的藻類化石，并與綠藻或褐藻具有一定親緣性(Zhu and Chen, 1995; 閻玉忠和劉志禮, 1997; 朱士興和陳輝能, 1995)；～1560Ma薊縣系高于莊組中發(fā)育由多種多細(xì)胞真核藻類生物群聚集形成的葉片狀碳質(zhì)壓型(Carbonaceous Compressions)化石(Seong-Joo and Golubic, 1999; Zhuetal., 2016)，Zhuetal. (2016)據(jù)此認(rèn)為多細(xì)胞真核生物在寒武紀(jì)生物大爆發(fā)前就已在海洋生物圈中繁衍。

華北克拉通17～15億年微觀和宏觀的生物化石證據(jù)說(shuō)明，該階段真核生物多樣性不斷增加，出現(xiàn)更為復(fù)雜的多層殼壁結(jié)構(gòu)，器官和組織進(jìn)一步分異，誕生出大型多細(xì)胞生物(Zhu and Chen, 1995; Shietal., 2017a, b)。但是，由于該時(shí)期深部海洋呈富硫貧氧的還原性狀態(tài)，合成生物固氮酶的必須元素Mo、Fe等含量降低，氮循環(huán)受限，影響海洋的初級(jí)生產(chǎn)力，限制真核藻類的分布，最終限制該階段真核生物的演化進(jìn)程(Anbar and Knoll, 2002)。

15～12億年，華北克拉通微生物演化進(jìn)入“快車道”，真核生物多樣性快速增加，誕生出大量種類豐富、形貌各異、表面具復(fù)雜紋飾的微體古生物化石及多種個(gè)體巨大的宏觀藻類化石(Shietal., 2014)。該時(shí)期化石許多具有真核浮游藻類特點(diǎn)，并與綠藻、甲藻和綠藻具有親緣關(guān)系(Zhu and Chen, 1995)。與華北克拉通類似，在地球上的其它克拉通15～12億年的巖層中也發(fā)現(xiàn)多種微觀和宏觀的生物化石記錄，表明該階段真核生物在全球分布廣泛、種類繁多(Sergeevetal., 1995; Javauxetal., 2004; Vorob’evaetal., 2015)。其中最典型代表為美國(guó)蒙大拿州Belt超群、西澳大利亞Bangemall群、澳大利亞塔斯馬尼亞島Rocky Cape群巖石(15～14億年)中廣泛發(fā)育的“串珠”狀原始底棲海藻類生物化石——Horodyskia(Retallacketal., 2013)。

華北及全球其它克拉通17～12億年的古生物化石記錄表明，17億年之后，真核生物多樣性持續(xù)增加、細(xì)胞結(jié)構(gòu)不斷完善、產(chǎn)生多種生物共生組合且開始向多細(xì)胞生物演化。真核微生物化石證據(jù)表明，16億年前后真核生物演化是連續(xù)、漸進(jìn)的，并未發(fā)生中斷或躍進(jìn)。因此將16億年作為古/中元古代界線不能真實(shí)反映真核生物演化進(jìn)程，古/中元古代界線應(yīng)不晚于真核生物多樣性階段演化的開端17億年。

8 從鐵建造成因和海洋環(huán)境演化看古/中元古代界線

鐵建造(Iron Formations, IF)是指具有異常高鐵組分(TFe>15%)的巖石單元或沉積地層，主要見于前寒武紀(jì)深海環(huán)境(佟小雪等, 2018)，按形態(tài)可分為條帶狀鐵建造(Banded Iron Formation, BIF)及粒狀鐵建造(Granular Iron Formation, GIF)。報(bào)道最早的BIF出現(xiàn)在3800Ma，在～24億年大氧化事件后數(shù)量達(dá)到最高峰，隨后逐步遞減(趙振華, 2010)，在約18～7.5億年的11億年間急劇減少，只在極少區(qū)域出現(xiàn)(Bekkeretal., 2014; 王長(zhǎng)樂(lè)等, 2014)。

18億年之后全球大氣-海洋的性質(zhì)發(fā)生了重大轉(zhuǎn)變，同時(shí)該轉(zhuǎn)變也影響了全球BIF分布：23億年左右的大氧化事件之后，大氣氧含量增加，大陸風(fēng)化作用增強(qiáng)，大量硫酸鹽進(jìn)入海洋，海水中硫酸鹽濃度逐漸升高，促使硫酸鹽還原速率也隨之增加。當(dāng)海洋硫酸鹽還原速率超過(guò)Fe(Ⅱ)輸送速率時(shí)(約18億年前后)，海洋中溶解的Fe(Ⅱ)易形成不溶硫化物沉淀析出(Canfield, 1998; Poultonetal., 2004)，進(jìn)而抑制Fe(Ⅱ)運(yùn)輸至海洋表層透光帶(Photic Zone)被O2或鐵氧化菌(Iron-oxidizing Bacteria)氧化，阻斷赤鐵礦和磁鐵礦的形成 (Holland, 2006; Slack and Cannon, 2009)，最終導(dǎo)致條帶狀鐵建造(Banded Iron Formation，BIF)在約18～7.5億年的持續(xù)缺失或急劇減少(Bekkeretal., 2010, 2014; 王長(zhǎng)樂(lè)等, 2014)。

18～16億年，BIF的消失，富鐵沉積巖(以粒狀鐵建造為代表)在該時(shí)期零星沉積，常伴生有交錯(cuò)層理、疊層石，表明其形成于淺水環(huán)境(Williams and Schmidt, 2004; Pirajnoetal., 2009; Van Kranendonketal., 2012)。鐵同位素特征表明，該時(shí)期鐵建造與鐵氧化菌(iron-oxidizing bacteria)密切相關(guān)(Planavskyetal., 2009)，且部分鐵建造中Fe的沉積與火山活動(dòng)直接或間接相關(guān)(Van Kranendonketal., 2012)。

發(fā)育于華北克拉通北部，距今約17億年的串嶺溝組“宣龍式”鐵礦是繼18億年鐵建造消失后最早出現(xiàn)的富鐵沉積之一，過(guò)去長(zhǎng)期被認(rèn)為屬典型的粒狀鐵建造(梁瑞等, 2013; 湯冬杰等, 2015)。而現(xiàn)有資料顯示，該富鐵沉積物富含陸源物質(zhì)，顯著貧非晶質(zhì)硅，結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成更類似于顯生宙的鐵巖(Ironstone)(Bekkeretal., 2014; 湯冬杰等, 2015)。串嶺溝組鐵巖主要發(fā)育于串嶺溝組底部黑色頁(yè)巖層中，主要礦物為赤鐵礦和菱鐵礦，含少量石英和黃鐵礦，廣泛存在鮞狀、腎狀礦石類型，發(fā)育鐵質(zhì)疊層石(杜汝霖等, 1999)，主要沉積于浪基面以下的低能環(huán)境(湯冬杰等, 2015)。串嶺溝組鐵巖中鐵質(zhì)鮞粒與上地殼和陸源沉積物的地球化學(xué)特征相似，Y/Ho比值較低，εNd(t)呈負(fù)值，無(wú)明顯δEu正異常，Al2O3、TiO2和P2O5的含量較高，表明鐵巖主要來(lái)自于陸源碎屑物質(zhì)(李志紅和朱祥坤, 2012; 湯冬杰等, 2015)。在串嶺溝組鐵巖鮞粒包殼中發(fā)現(xiàn)與赤鐵礦生成密切相關(guān)的四屬鐵細(xì)菌化石Naumanniellaneustonica、N.minor、Ochrobiumsp.、Siderocapsaeuspharea，從鮞粒包殼中提取的干酪根δ13C為負(fù)值，鐵巖中赤鐵礦δ56Fe為正值，證明串嶺溝組鐵巖是在低氧環(huán)境下，由鐵氧化菌通過(guò)生物代謝作用氧化可溶態(tài)Fe(Ⅱ)aq形成的(劉敏等, 1998; 戴永定等, 2003; 李志紅和朱祥坤, 2011; 梁瑞等, 2013)。

在華北克拉通南部距今約17億年的汝陽(yáng)群底部云夢(mèng)山組砂巖中，也發(fā)育有富鐵沉積。云夢(mèng)山組鐵巖中的礦物組合、赤鐵礦結(jié)構(gòu)以及地球化學(xué)特征都與串嶺溝組類似，主要礦物為赤鐵礦，含少量石英、伊利石、滑石，赤鐵礦以鮞狀集合體形式產(chǎn)出(劉美華, 2015)，形成于為濱-淺海相沉積環(huán)境，鮞?；瘜W(xué)組成也具有較高的Al2O3、TiO2和P2O5的含量，無(wú)明顯δEu正異常，無(wú)δCe負(fù)異常，Y/Ho比值與上地殼和陸源沉積物相似。說(shuō)明云夢(mèng)山組鐵巖形成于低氧環(huán)境，物質(zhì)主要來(lái)自于陸源碎屑，成礦可能與生物活動(dòng)相關(guān)。

華北克拉通另一個(gè)重要的富鐵沉積為賦存于～1.35Ga下馬嶺組的富鐵沉積(張衎和朱祥坤, 2013)，含鐵礦物主要為菱鐵礦，主體以層狀產(chǎn)出，沉積環(huán)境為風(fēng)暴浪基面之上的淺水高能環(huán)境(Tangetal., 2018)。菱鐵礦具有δEu正異常、δCe正異常、δ13C負(fù)值和較低的Y/Ho。下馬嶺組的巖石學(xué)、礦物學(xué)、同位素及元素地球化學(xué)特征表明，下馬嶺組富鐵沉積中菱鐵礦形成于小于90℃的早期成巖過(guò)程，由異化鐵還原作用(Dissimilatory Iron Reduction, DIR)還原鐵氫氧化物形成(Tangetal., 2018)，而鐵氫氧化物可能形成于氧化還原界面之上的淺表氧化水體中，由陸源Fe(Ⅱ)氧化而成(Canfieldetal., 2018; Tangetal., 2018)。

華北克拉通以串嶺溝組鐵巖、云夢(mèng)山組鐵巖及下馬嶺組層狀菱鐵礦為代表的富鐵沉積表明：伴隨著全球大氣氧含量上升，18億年開始的以全球性BIF消失為標(biāo)志的全球性海洋巨變?cè)?6～13.5億年仍在持續(xù)(Canfield, 1998; Arnoldetal., 2004; Van Kranendonketal., 2012)。全球海洋在18～13.5億年處于表層水體持續(xù)氧化、深部海洋穩(wěn)定且持續(xù)的硫化還原的狀態(tài)。較淺的氧化還原界面，導(dǎo)致了以鮞狀或粒狀礦物集合體為主的富鐵沉積巖的形成。因?yàn)槭窃跍\水的環(huán)境，所以常伴隨有交錯(cuò)層理及疊層石。該時(shí)期富含硫化物的深部海水阻斷了海底熱液中Fe的運(yùn)移，使得該時(shí)期鐵建造/鐵巖中Fe基本來(lái)自于陸源風(fēng)化。由于陸源風(fēng)化產(chǎn)物Fe源供給不穩(wěn)定，導(dǎo)致富鐵沉積巖在該時(shí)期零星沉積。

18億年之后，全球性BIF消失，零星產(chǎn)出以鮞狀或粒狀礦物集合體組成、形成于淺水環(huán)境下的富鐵沉積物，表明該時(shí)期海洋處于表層氧化、深部硫化的穩(wěn)定狀態(tài)，海洋環(huán)境未發(fā)生大規(guī)模變化。因此全球性海洋突變節(jié)點(diǎn)——18億年作為古/中元古代(年代地層)界線更為合適。

9 結(jié)論與問(wèn)題

目前國(guó)際地層年表將古/中元古代界線置于16億年，與全球重大地質(zhì)事件(如造山作用結(jié)束、沉積盆地演化、非造山巖漿活動(dòng)發(fā)育、超大陸旋回、生物演化和鐵建造特征等)的發(fā)育時(shí)間不一致，因此本文不贊同該觀點(diǎn)。古/中元古代界線有兩種可以考慮的時(shí)間點(diǎn)，即17億年和18億年。若以17億年作為古/中元古代界線，即以我國(guó)燕遼地區(qū)長(zhǎng)城系沉積代表蓋層系，而將熊耳群/小兩嶺組/漢高山群沉積代表固結(jié)系；若以18億年作為古/中元古代界線，則認(rèn)為不存在固結(jié)系，而以全球最早沉積蓋層的開始為蓋層系。

華北克拉通在～1.8Ga結(jié)束“呂梁運(yùn)動(dòng)”，進(jìn)入陸內(nèi)裂谷演化階段，于ca. 1.8～1.78Ga開始發(fā)育最早的沉積蓋層(熊耳群底部的大古石組/小兩嶺組/漢高山群)，1.78Ga由地幔柱作用引發(fā)的大火成巖省事件(熊耳裂谷火山巖系和基性巖墻群)達(dá)到峰期，并引發(fā)持續(xù)的非造山巖漿事件。從全球來(lái)看，Columbia超大陸于18億年左右完成聚合，～1.78Ga開始裂解；同時(shí)，～1.8Ga也是全球生物演化和鐵建造演化的重要轉(zhuǎn)折點(diǎn)，地球上開始出現(xiàn)形態(tài)復(fù)雜的真核疑源類生物，全球性條帶狀鐵建造消失。1.8Ga全球已經(jīng)開始發(fā)生構(gòu)造體制和環(huán)境演化的重大轉(zhuǎn)折，比16億年更具有劃時(shí)代的變革意義，因此本文認(rèn)為將古/中元古代界線置于1.8Ga更為合適。

雖然目前已經(jīng)取得了大量的研究成果，但仍有許多地質(zhì)問(wèn)題需要去探索，以下幾個(gè)重要問(wèn)題值得在今后的研究工作中予以高度重視：

(1)熊耳群(1.8～1.75Ga)作為華北克拉通最早的沉積蓋層，其與上覆汝陽(yáng)群/官道口群之間的時(shí)間間斷有多長(zhǎng)？高山河組和云夢(mèng)山組底部的火山巖年齡的確定，依然是今后有待解決的重要問(wèn)題。此外，與華北中南部地區(qū)相比，燕遼地區(qū)長(zhǎng)城系底界約為～1.7Ga，為什么有近一億年的巖漿和沉積作用的空白期？

(2)山西呂梁地區(qū)出露的以碎屑沉積巖為主的漢高山群，到底是與熊耳群對(duì)比還是與“小溝背組+云夢(mèng)山組”對(duì)比，值得開展進(jìn)一步的研究工作，因?yàn)檫@決定了它是否能作為華北克拉通最早的以碎屑巖為主的沉積蓋層；

(3)地球在1.8Ga(或1.78Ga)發(fā)生構(gòu)造體制轉(zhuǎn)折，并進(jìn)入穩(wěn)定的“地球中年期”，同時(shí)，巖體型斜長(zhǎng)巖和環(huán)斑花崗巖這些特殊的巖漿事件的出現(xiàn)，無(wú)疑說(shuō)明地球演化進(jìn)入中年期，其內(nèi)部結(jié)構(gòu)和熱狀態(tài)發(fā)生了劇烈改變，此后才可能有現(xiàn)代意義上的“板塊構(gòu)造”，其地球深部動(dòng)力學(xué)運(yùn)行機(jī)制的細(xì)節(jié)還需要更加深入的探索；

(4)華北克拉通作為全球重要的古老克拉通之一，其在Columbia超大陸的具體位置，它對(duì)哥倫比亞超大陸聚合與裂解過(guò)程的響應(yīng)證據(jù)，以及Columbia超大陸的重建模式等問(wèn)題，也都需要繼續(xù)研究。

(5)華北克拉通相比于世界其它克拉通，在18～16億年期間。更早、更廣泛地發(fā)育火山-沉積巖系，而環(huán)斑花崗巖、斜長(zhǎng)巖則較少出露。正因此，加強(qiáng)對(duì)華北克拉通18～16億年期間巖漿-沉積事件的地質(zhì)過(guò)程、全球環(huán)境變化和年代學(xué)制約等的研究工作，對(duì)古/中元古代界線及相關(guān)問(wèn)題的討論無(wú)疑具有重要而又獨(dú)特的科學(xué)價(jià)值。

致謝 本文是國(guó)家自然科學(xué)基金重點(diǎn)項(xiàng)目“華北南部18～16億年巖漿-沉積序列及其對(duì)構(gòu)造環(huán)境和古/中元古代界線的制約”的階段性成果之一。藉此，感謝在項(xiàng)目申請(qǐng)和執(zhí)行過(guò)程中給予幫助的諸位專家和同事。工作過(guò)程中，與翟明國(guó)院士、郭敬輝研究員、彭澎研究員、高林志研究員、李一良教授、吳春明教授等開展了諸多討論，受益匪淺；審稿人張成立教授、張拴宏研究員、蘇文博教授、王偉教授提出了諸多寶貴意見，特此致謝。