燕山地区团山子组层凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb年龄及其地质意义

马驭舟 苏文博** 祝禧艳 刘书琪 李惠民 宋彪

华北克拉通燕辽地区的中元古界不仅出露连续、保存程度高,而且变质变形程度轻微,其中天津蓟县(现称蓟州区)剖面更是被选定为我国中-新元古界的标准剖面(Kaoetal., 1934; 中国地质科学院天津地质矿产研究所, 1980; 邢裕盛等, 1989; 陈晋镳等, 1999; 李怀坤等, 2020),以该地区长城群为基础所建立的长城系,则一直被视为华北及中国中元古界最底部的系级地层单元(Sun and Lu, 1985; 王鸿祯, 1986; 王鸿祯和李光岑, 1990; 全国地层委员会, 2001; 赵太平等, 2019; 耿元生等, 2019)。经过多年努力,目前燕辽地区中元古界各主要地层单元的年代地层格架已基本确立,其中长城群的沉积时间可限定在1650～1600Ma之间,大体相当于目前国际地层划分方案当中的古元古代固结纪(Statherian Period, 1800～1600Ma)最晚期(International Commission on Stratigraphy, 2008)。不过,根据中国学者们的长期研究,如果将全球古元古代-中元古代界线置于1800Ma前后,其实更为合理(Sun and Lu, 1985; 王鸿祯, 1986; 王鸿祯和李光岑, 1990; 全国地层委员会, 2001; 赵太平等, 2015, 2019; 耿元生等, 2019),而且近年来也逐渐获得了许多国外学者的认可(Van Kranendonketal., 2012)。因此,当前燕辽地区长城群的沉积时限,应属于中国地层划分方案中的中元古代长城纪(1800～1600Ma)最晚期(全国地层委员会, 2001)。

燕辽地区的长城群,自下而上包括常州沟组、串岭沟组、团山子组和大红峪组,主体是一套巨厚的碎屑岩-碳酸盐岩沉积(中国地质科学院天津地质矿产研究所, 1980; 王鸿祯, 1985; 陈晋镳等, 1999; Luetal., 2002, 2008)。区域上,团山子组的上覆层位为大红峪组。根据大红峪组集中于～1625Ma的火山岩夹层锆石U-Pb年龄,同时参考上覆高于庄组凝灰岩的年龄(1559±12Ma、1560±5Ma,李怀坤等,2010;1577±12Ma,田辉等,2015),该组的沉积时限目前大致可限定在1625～1600Ma;团山子组的下伏层位为串岭沟组。根据目前研究,串岭沟组沉积时限大体为1640～1630Ma之间(张拴宏等, 2013; 刘典波等, 2019);根据团山子组火山熔岩夹层锆石年龄,目前学者将该组底界年龄大致约束在 ～1635Ma(张拴宏等, 2013; 张健等, 2021)。不难看出,关于团山子组的形成年龄,以及它与下伏的串岭沟组的界线年龄,目前还不够明确。这一问题的主要原因,便是团山子组年龄数据集中来自该组夹层状产出的火山熔岩锆石,而其锆石本身类型相对复杂多样(李怀坤等, 1995, 2011; 张拴宏等, 2013; 张健等, 2021),目前还缺乏来自同组其他类型火山成因夹层(如层凝灰岩)的年龄与之印证。

钾质斑脱岩(K-bentonite)及层凝灰岩(tuffite)夹层往往来源于爆发式的中酸性火山喷发所形成的火山灰物质,最终降落保存于较深水体、较平静海洋环境,因而其锆石类型通常较为单一,年龄数据更为可信,是年代地层学等工作的良好研究对象;同时,这类夹层的锆石U-Pb年龄,与同层位获得的火山熔岩锆石U-Pb年龄互为补充和印证,可提高对应层位的测年精度和可信度(Huffetal., 1992; Kolataetal., 1996; 苏文博等, 2006, 2012, 2022; 周明忠等, 2007; Suetal., 2008, 2010)。肇始于下马岭组(陈晓雨, 2005; 苏文博等, 2006)等相关地层序列中钾质斑脱岩或层凝灰岩的最初识别,通过开展其锆石等矿物U-Pb测年,来限定相关地层的形成时代,近年来已成为华北克拉通中元古代年代学研究的有效途径,并相继在一些关键层位获得了突破性的进展。这包括燕辽地区的下马岭组(高林志等, 2007; Suetal., 2008; Zhangetal., 2015)、铁岭组(Suetal., 2010; 李怀坤等, 2014; 郭文琳等, 2019)、雾迷山组(李怀坤等, 2014)、串岭沟组(孙会一等, 2013; 刘典波等, 2019),阴山地区的什那干组(苏文博等, 2022),以及华北克拉通南缘的洛峪口组、白术沟组、崔庄组等(苏文博等, 2012; 汪校锋,2015;李承东等, 2017; 张恒等, 2019; 祝禧艳等, 2020; Lyuetal., 2022)。

显然,如能在团山子组识别出类似沉积并获得其锆石U-Pb测年,将会为前述问题的解决、燕辽地区长城群地层年代格架的进一步完善、以及整个华北克拉通中元古界划分与对比的厘定等,提供更为精确可信的年代学约束;同时,由于克拉通盆地的地层发育-盆地充填与相关克拉通大地构造演化过程之间存在着必然的成因联系,而中元古代早期则对应着哥伦比亚(努纳)超大陆的裂解阶段,因此,团山子组新测年基础上的燕辽地区长城群及整个华北克拉通该时期年代地层学格架的重新厘定,也将会为探讨该阶段华北克拉通与哥伦比亚超大陆裂解等全球性重大地质事件之间关系等,提供来自地层学及沉积学方面的新依据。

通过多次野外观测及室内分析,本文作者在邻近蓟县剖面的北京市密云区及平谷区等地点的团山子组下部(图1),均发现并确认了层凝灰岩夹层,并最终在两地的相关样品中获得了高精度的锆石SHRIMP U-Pb年龄,精确厘定了团山子组的形成时代,并对下伏串岭沟组的顶界年龄也实现了新的约束。显然,这一新的进展具有十分重要的科学意义。

图1 研究区地质简图(据河北省地质局区域地质测量大队, 1966(1)河北省地质局区域地质测量大队. 1966. 1:20万兴隆幅地质图修改)

1 区域地质背景及样品岩石学特征

研究区分别位于北京市密云区东部大城子镇墙子路村、平谷区北部魏家湾村区域(图1b-d)。区内长城群保存完整,自下而上划分为常州沟组、串岭沟组、团山子组及大红峪组,上覆高于庄组及其他蓟县群地层。墙子路研究区内常州沟组角度不整合于太古宙密云群片麻岩之上,魏家湾村研究区则未见太古宙基底出露(图1b-d)。

结合在该地区的观察及相关资料可知,常州沟组两段岩性的变化反映了沉积环境从河流相向滨海相的转变;串岭沟组主要由灰黑色页岩及粉砂质页岩组成,在其底部还发育有一层砂岩夹层;团山子组主要岩性为白云岩及泥质白云岩,与下伏串岭沟组页岩呈渐变关系,与上覆大红峪组则连续过渡为砂质白云岩等;魏家湾村附近在该组中部还可见局部存在白云岩与砂岩互层的现象。团山子组白云岩中发育大量叠层石(丘)(图2b),在其中上部还可见砾屑白云岩的存在,研究区内该组下部还可见数层层凝灰岩夹层,上部则可见碱性火山岩夹层;大红峪组底部以石英砂岩、长石石英砂岩与团山子组过渡,至上部则发育有富钾火山岩及白云岩。大红峪组之上由高于庄组白云岩覆盖,早期的地层划分方案曾将高于庄组划入长城群(北京市地质矿产局, 1991; 天津市地质矿产局, 1992),但后续的研究发现,高于庄组与下伏大红峪组存在明显的沉积间断,且存在区域性的假整合接触界面,而与上覆杨庄组则呈连续沉积关系(Luetal., 1996; 朱士兴等, 2005; 李怀坤等, 2010),高于庄组的微体古生物化石特征也更相似于蓟县群(Zhu and Chen, 1992),因此目前的地层划分方案都已将高于庄组划归蓟县群。

图2 密云区墙子路村长城群剖面图(a)及野外露头照片(b-d)

样品MY232271采自北京市密云区大城子镇墙子路村东北剖面(图1c、图2a;40°26′33″N、117°14′20″E),样品位于剖面内团山子组下部,距离该组底界约150m。该样品野外观察呈较为纯净的青绿色,厚度约为0.3m,夹在中厚层状白云岩之间(图2c, d)。在岩石薄片中,该样品呈残余凝灰结构,主要由火山尘组成,含量达90%以上,可见少量玻屑、晶屑夹杂于火山尘中,主要由斜长石和石英组成,呈棱角状或鸡骨状,因此将其定名为层凝灰岩(图3a, b)。

图3 团山子组层凝灰岩样品MY232271 (a、b)和样品PG232271 (c、d)镜下图像

样品PG232271采自北京市平谷区魏家湾村村东剖面(图1d、图4a;40°14′46″N,117°7′39″E),位于团山子组下部,距离团山子组底界约30m。该夹层呈纯净的淡灰青色,成层性好,所采样品为均匀块状,厚度约0.5m。样品所在层位下部发育有叠层石丘,上为中薄层状白云岩(图4b, c)。在显微镜下该样品也呈现出较典型的残余凝灰结构,主要由玻屑、少量晶屑及火山尘组成,三者相间分布,粒径均小于0.2mm。玻屑主要呈各种弧面棱角状和鱼骨状分布,已脱玻化形成隐晶-微粒长英矿物集合体,部分具蒙脱石类粘土矿物蚀变;晶屑则主要为石英和斜长石,呈棱角状;火山尘充填玻屑、晶屑空隙,基本已重结晶为隐晶质。因其火山物质大于90%,且基本未见陆源碎屑物质,也应定名为层凝灰岩(图3c, d)。

图4 平谷区魏家湾村团山子组剖面图(a)及野外露头照片(b、c)

由上可知,虽然当前两件样品都来自于团山子组的近底部,但其岩性特征还是存在着相当大的差异。相比而言,平谷魏家湾村东的层凝灰岩粒度较粗、晶屑-玻屑含量也较多,显示这层层凝灰岩沉积时,距离火山源头应更近一些;结合锆石阴极发光图像(图5)还可以看出,两件样品的锆石内部特征也存在较大区别。这可能说明,当前两层层凝灰岩并不一定是同一期喷发或同一层沉积,在团山子组沉积阶段,区域上应存在多期次的火山喷发活动。显然,这些与早前燕辽地区团山子组-大红峪组火山喷发活动及其记录的相关认知也是基本一致的(中国地质科学院天津地质矿产研究所, 1980; 陈晋镳等, 1999; 张拴宏等, 2013; 张健等, 2021)。

图5 团山子组层凝灰岩样品MY232271 (a)和样品PG232271 (b)代表性锆石阴极发光图像虚线圆圈代表测试束斑位置,示206Pb/238U年龄

2 测试方法

野外采集新鲜露头的凝灰岩样品数件,每件约5kg。首先用自来水洗去原岩样品表面浮土,晾干后进行锆石分选工作,其大体流程为:将样品在无污染的条件下粉碎至80目,用自来水淘洗岩石粉末;得到含锆石的重砂后,再经过强磁分选、电磁分选和酒精细淘、烘干等工序,于实体显微镜下手工挑选出锆石。该工作在河北省廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。

挑选样品中裂隙少、表面洁净的锆石颗粒,与锆石标样(TEM、LDG133)一起制作环氧树脂样品靶,样品靶烘干变硬后打磨和抛光,至锆石中心部位。之后拍摄锆石的透、反射光显微图像以及阴极荧光 (Cathodoluminescence, CL) 图像。

锆石样靶制作及透反射显微图像拍摄工作在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成,阴极荧光图像的拍摄工作则是在北京中科矿研检测技术有限公司完成。

3 测定结果

锆石CL图像显示,样品MY232271(密云墙子路村北团山子组层凝灰岩)所测定锆石粒度多在80～150μm,多为长柱状自形-半自形晶,晶棱发育,多发育宽缓模糊的生长环带,总体表现为岩浆锆石特征(图5a);样品PG232271(平谷魏家湾村东团山子组层凝灰岩)所测定锆石粒度多为100～150μm,少数为50～70μm。多呈长柱状,少数为短柱状。锆石多呈自形-半自形,晶棱发育,多发育有密集清晰的岩浆生长环带,也为典型的岩浆锆石特征(图5b)。

SHRIMP锆石U-Pb同位素测定得到207Pb/206Pb年龄和206Pb/238U年龄两组数据(表1)。一般情况下,对于年龄 >1000Ma的锆石样品,由于可能存在铅丢失及放射成因Pb含量较高,因此多采用207Pb/206Pb年龄;而对于年龄 <1000Ma,尤其是更年轻的锆石样品,则由于难以获得准确的207Pb/206Pb比值,加之往往铅丢失相对较少,因此多采用206Pb/238U年龄(宋彪, 2015)。然而本次研究的样品与上述一般情形有所不同。MY232271中锆石U含量普遍较低,U-Pb的母体-子体能够保持同位素体系的封闭,207Pb积累少,导致单个测点的207Pb/206Pb年龄误差普遍大于206Pb/238U年龄的误差,因此采用206Pb/238U年龄更合理;PG232271锆石同样表现为207Pb/206Pb年龄误差远大于206Pb/238U年龄的误差,且前者MSWD为0.45,远小于后者(1.09)(图6b),同样反映了误差情况差异,因此该样品同样适合采用206Pb/238U年龄。

图6 团山子组层凝灰岩样品MY232271 (a)及样品PG232271 (b) SHRIMP锆石U-Pb谐和图

样品MY232271共测定了21个数据点(表1)。U含量变化范围为62×10-6～237×10-6,Th含量变化范围为26×10-6～167×10-6,Th/U值变化范围为0.36～0.70(表1)。其中点21.1偏离谐和线,其他20个数据点均位于U-Pb谐和线或其附近,它们给出的206Pb/238U年龄加权平均值为1637±8Ma,代表了该层凝灰岩的形成年龄(图6a)。

样品PG232271共测定了15个数据点(表1)。U含量变化范围为38×10-6～365×10-6,Th含量变化范围为15×10-6～224×10-6,Th/U值变化范围为0.31～1.28(表1)。其中数据点4.1的207Pb/206Pb年龄较小,数据点13.1略偏离谐和线,其余13个数据点均落于谐和线及其附近区域。将4.1及13.1剔除后,剩余13个数据的206Pb/238U年龄加权平均值为1634±9Ma,代表了该层凝灰岩的形成年龄(图6b)。

4 讨论

4.1 燕辽地区团山子组及长城群地层格架的进一步厘定

本次SHRIMP锆石U-Pb测年获得的团山子组层凝灰岩样品MY232271和PG232271的锆石年龄数据,测定点数量充足,谐和度高,且两者的206Pb/238U年龄加权平均值在误差范围内也完全一致,可以代表层凝灰岩夹层所对应火山事件的喷发年龄以及团山子组的形成时代。

新获得的1634±9Ma和1637±8Ma两组年龄,可对燕辽地区团山子组的形成时限进行更精确的约束,填补了该组层凝灰岩测年的研究空白。同时,这一测年成果也进一步验证了前人关于团山子组火山熔岩锆石年龄(1634±18Ma、1637±15Ma,张拴宏等, 2013; 张健等, 2021)的可信性。另一方面,由于当前两年龄对应的样品PG232271和MY232271的点位之间仅相距大约24km(图1),且都位于同一相区的团山子组下部,层位也非常接近,因此,两样品年龄的简单算术平均值(1636±8Ma,即约1636Ma),可以进一步视为它们的形成年龄及该组底界年龄近似值。当然,考虑到测试误差、表达习惯以及具体层位等,当前团山子组的底界年龄也可进一步限定为1638Ma左右。

与此同时,根据本文关于团山子组的层凝灰岩年龄可进一步推断,燕辽地区串岭沟组主体的形成时代,应大于1638Ma,即在1640Ma左右;而早先河北宽城串岭沟组黑色(泥)页岩中凝灰岩夹层稍偏年轻的锆石U-Pb年龄(约1621±12Ma,孙会一等,2013;1635±7Ma,刘典波等,2019),仍需进一步验证。

由此,根据本次获得的团山子组层凝灰岩年龄,可对燕辽地区长城群地层格架,特别是串岭沟组-团山子组这一段,进行更进一步的精确厘定。结合目前其他各组已有年龄数据(表2)可知,常州沟组-串岭沟组的沉积时限应该为1650～1638Ma,团山子组大致为1638～1630Ma,大红峪组可能为1630～1600Ma(需要补充说明的是,由于区域上该组与上覆高于庄组之间普遍发育有一个剥蚀面, 因此本文认为, 燕辽地区大红峪组顶界的实际年龄,很可能应小于1600Ma)。至于常州沟组与串岭沟组的界线年龄,目前尚无相关的工作可以直接限定。考虑到常州沟组主要是沉积速率很高的滨浅海相砂砾岩沉积,串岭沟组则主要是灰黑色泥页岩等细粒碎屑岩,水平层理发育,显示其沉积水体较深,沉积速率相对较低等特点,以及当前串岭沟组凝灰岩测年(1635±7Ma, 刘典波等, 2019)仍略微偏小的可能性,本文推测,燕辽地区常州沟组与串岭沟组的分界年龄大体上可能在1645Ma左右(图7)。

表2 长城群相关年龄数据汇总

4.2 华北克拉通南北缘长城系的地层学对比

关于华北南北缘中-新元古界地层对比,多年来已有很多不同的方案(中国地质科学院天津地质矿产研究所, 1980; 武铁山, 1982, 1997; 王鸿祯, 1985; 邢裕盛等, 1989;

陈晋镳等, 1999; 苏文博等, 2012; 苏文博, 2016; Dengetal., 2021; Lyuetal., 2022)。本文将结合团山子组最新年龄及其他资料(表2),对北缘燕辽地区长城群与华北南缘具有代表性、研究程度较高的卢氏(洛南)-栾川及渑池-确山地层小区长城系各相关岩石地层单元,展开一些新的梳理和讨论(图7)。

在2012年之前相当长时间里,关于华北南缘熊耳群-汝阳群-洛峪群等为代表的晚前寒武纪地层序列的时代归属,许多学者主要依靠微体古生物化石和岩石地层对比等,倾向于将熊耳群划归长城系、汝阳群等同于蓟县系、洛峪群等划为新元古界等(中国地质科学院天津地质矿产研究所, 1980; 王鸿祯, 1985; 关保德等, 1988; 河南省地质矿产局, 1989; 席文祥和裴放, 1997; 陈晋镳等, 1999; 尹崇玉和高林志, 1999, 2000; 高林志等, 2002);对于豫陕交界地区的高山河群及上覆洛南群(官道口群)-栾川群等,其划分也与此类似(李钦仲等, 1985; 席文祥和裴放, 1997)。基于长期的区域地质调查和分析,武铁山(1982, 1997)很早就指出,豫陕晋交界地区的汝阳群(包含洛峪口组等单元)和高山河群都应属于长城系,但其底部海侵时间较燕辽为早,即在云梦山组、白草坪组沉积之后,上覆的北大尖组-洛峪口组、二道河组-陈家涧组等,才分别相当于燕辽地区长城群常州沟组-团山子组;而更高层位的洛南群(官道口群),则应属于蓟县系,可与蓟县群诸单元对比。

在华北南缘中,在熊耳群(西阳山群)之上地层年代学研究最先获得突破的层位,是渑池-确山小区原洛峪群洛峪口组内的层凝灰岩测年(苏文博等, 2012),而后续对该组类似凝灰岩夹层的测年结果,也都集中在1640～1611Ma区间(汪校锋, 2015; 李承东等, 2017; 张恒等, 2019)。这一持续性工作在促使越来越多学者接受武铁山(1982, 1997)早年地层对比方案的同时,也进一步显示洛峪口组的顶界应非常接近1600Ma、底界则可能接近1640Ma(苏文博等, 2012; 苏文博, 2016; 赵太平等, 2019; 张恒等, 2019; 祝禧艳等, 2020; 庞岚尹等, 2021; Dengetal., 2021; Lyuetal., 2022)。

值得关注的是,学者们新近在中条山地区汝阳群崔庄组发现凝灰岩并对其进行测年 (Lyuetal., 2022)后,上述推断获得了进一步的验证。中条山地区的汝阳群各地层单元地层发育及岩性组合,与标准地点汝阳等地基本一致,但在这里的崔庄组顶部,不发育厚层石英砂岩,因而一般也不再单独划分三教堂组,而是直接与洛峪口组接触。也就是说,这里的崔庄组上部,其实还包含了汝阳地区的三教堂组(武铁山, 1982, 1997)。最近,Lyuetal.(2022)在该地区崔庄组近底部的黑色页岩当中发现了凝灰岩夹层,并获得了1647.8±4.3Ma的锆石U-Pb年龄。这一新年龄在精确限定该组形成时代的同时,也间接限定了上覆洛峪口组的底界,应在1640Ma左右。显然这与上述汝阳地区洛峪口组测年研究基础上的相关推定是完全一致的,同时Lyuetal.(2022)的研究也进一步支持崔庄组与串岭沟组中的黑色页岩具有可对比性。由于后者中的凝灰岩夹层最近所获得的新年龄为1635±7Ma(刘典波等, 2019),而根据团山子组新测年工作可知该年龄仍稍偏小,因此串岭沟组主体沉积时代应比较接近1640Ma。由此可能说明,华北克拉通南北两侧崔庄组和串岭沟组的黑色页岩沉积,在大体可以对比的同时,可能也显示出一定的穿时性,即前者应稍早于后者。这可能也从另一个角度佐证了前人关于华北南缘熊耳裂谷的形成要早于燕辽裂谷的观点,华北克拉通整体上处于由盆地开始,经华北克拉通中部地区向燕辽盆地发展的由南向北的海侵背景(详见章节4.3讨论)。

在豫陕交界的卢氏(洛南)-栾川小区,上覆在高山河群陈家涧组的龙家园组底部和下部,其凝灰岩夹层所获得的1594±12Ma和1541±8Ma年龄,间接限定陈家涧组的顶界年龄应比较接近～1600Ma(张恒等, 2019)。另一方面,由于最近在下伏的鳖盖子组和云梦山组砂岩中,分别获得其最年轻单颗碎屑锆石年龄为1685±39Ma和1658±63Ma(王淼等, 2020a, b),因此可粗略推断,南缘汝阳群北大尖组和高山河群二道河组应与燕辽地区常州沟组具有大体一致的底界年龄,这也从另一方面验证并支持武铁山(1982, 1997)及作者等(苏文博等, 2012; 苏文博, 2016)早先的对比方案(图7)。

从沉积相及岩性变化方面看,燕辽地区长城群整体为一套河流相到滨-浅海相的碎屑岩-碳酸盐岩的沉积(王鸿祯, 1985; Luetal., 2008);汝阳群-洛峪群底部为小沟背组以砾岩、含砾砂岩为主的河流相沉积,向上同样过渡为碎屑岩-碳酸盐岩的滨-浅海沉积序列(武铁山, 1982, 1997; 关保德等, 1988; 席文祥和裴放, 1997; 胡国辉等, 2013);高山河群整体为碎屑岩为主、局部夹有白云岩的滨-浅海沉积(李钦仲等, 1985; 席文祥和裴放, 1997)。虽然后者的沉积相模式与汝阳群-洛峪群有所区别,但从沉积古地理再造来看,高山河群下部鳖盖子组更靠近沉积盆地中心,而小沟背组则更靠近沉积盆地边缘(庞岚尹等, 2021)。由此可见,三个地区的长城系都反映了拉张裂谷背景下的沉积演化规律,可以对比的地层单元在沉积相和岩性上的差异,很可能源于所处沉积盆地位置以及沉积发展阶段的不同(图7)。

4.3 长城群的构造-沉积背景及其与哥伦比亚超大陆裂解过程的关系

众所周知,由于前寒武纪超大陆相关研究可以框架性地刻画地球不同阶段演化史,并在重大地质事件及过程的全球对比、机制揭示等方面,显示出独特的纽带与引领作用,因此越发受到众多学者的关注;而相关阶段各主要克拉通地层的正确划分与对比,可以更直观精细地反映克拉通地史过程中的构造-沉积背景及其演化、以及彼此之间可能存在的时空关联等,一直被视为上述相关工作的重要基础(Wang and Mo, 1995; 王鸿祯等, 2006)。

对于古元古代-中元古代的哥伦比亚超大陆,目前普遍认为其形成于2.1～1.8Ga的全球尺度的碰撞造山运动,这在北美、南美、西非、西伯利亚等全球各主要克拉通上均有响应(Zhaoetal., 2002a, 2004a, 2009; Rogers and Santosh, 2002)。对华北克拉通而言,目前资料表明,该时期至少发生了1.95～1.92Ga和1.85～1.8Ga两期构造-热事件,而以吕梁运动为主体的后者,更被许多学者看作是华北克拉通对哥伦比亚超大陆最终聚合的响应(Zhaoetal., 2005, 2007, 2009; Santoshetal., 2006, 2007a, b; Wildeetal., 2002, 2005; 李三忠等, 2016)。

值得关注的是,在有关华北克拉通与哥伦比亚超大陆关系再造中,无论是最初的研究还是最近的工作,尽管在该超大陆具体的形成过程、分布模式、存在时间等方面还存在不少争议,但学者们普遍都同意,华北克拉通应是通过与某一个或某几个克拉通陆-陆碰撞式相互拼接而加入或存在于该超大陆当中的(Zhaoetal., 2002a, 2011; Zhangetal., 2012; Pisarevskyetal., 2014; Cawoodetal., 2020)。从沉积学和地层学角度来看,这与华北克拉通自吕梁运动之后,整体处于挤压隆起剥蚀状态、长期缺失沉积记录的特征(王鸿祯, 1985; Wang and Mo, 1995; 王鸿祯等, 2006; Luetal., 2008),也是完全对应的。

随着时间的推移,华北克拉通进入到被动大陆型的陆缘-陆内裂谷演化阶段(王鸿祯, 1985; 白瑾等, 1993; 赵宗溥, 1993; Wang and Mo, 1995; Zhaoetal., 1998, 2000; 王鸿祯和张世红, 2002; 张世红和王鸿祯, 2002; 翟明国, 2004; 王鸿祯等, 2006; 翟明国和彭澎, 2007; 翟明国等, 2014),并逐渐形成熊耳、燕辽和渣尔泰-白云鄂博三大裂谷系,亦即华北克拉通中-新元古界的主要沉积区域(王鸿祯, 1985; Wang and Mo, 1995; Luetal., 2002, 2008; Zhaoetal., 2004b; 王鸿祯等, 2006; Houetal., 2006; Pengetal., 2008; 赵太平等, 2019)。而在全球范围内,这类裂谷系及被动陆缘沉积亦是广为分布,从而被普遍认为是对哥伦比亚超大陆裂解事件的集中响应(Jacksonetal., 2000; Scottetal., 2000; Khudoleyetal., 2001, 2015; Kumar, 2001; Rainbirdetal., 2006; Rainbird and Davis, 2007; Bettsetal., 2008; Bogdanovaetal., 2008; Conradetal., 2011; Alkmim and Martins-Neto, 2012)。由此可见,华北克拉通中元古代、特别是其早期相关沉积记录,应恰好对应着哥伦比亚超大陆的初始裂解过程。对其开展深入分析,将有助于更好地理解华北克拉通对于哥伦比亚超大陆演化的响应等重要命题。

前已述及,华北北缘燕辽地区长城群的底界年龄现在被限定为～1650Ma。与全球诸多古大陆对比,尤其是西伯利亚、东欧、印度等地块相比,1650Ma这一时限具有重大的地质意义。在这些地块之上,变质结晶基底之上所发育的第一套盖层沉积序列,其底界时限与燕辽长城群底界具有良好的可比性(Khudoleyetal., 2001; Kumar, 2001; Bettsetal., 2008; Bogdanovaetal., 2008; Conradetal., 2011);另一方面,在上述古大陆上侵入就位的环斑花岗岩等AMCG岩套,在燕辽地区同样可见(宋彪, 1993; Rämöetal., 1995; 郁建华等, 1996; 杨进辉等, 2005; 高维等, 2008; Wangetal., 2018)。这些事实可能说明,在1.8～1.4Ga阶段,即哥伦比亚超大陆汇聚-裂解期间(Zhaoetal., 2002b; Zhangetal., 2012; 赵太平等, 2019; 耿元生等, 2019),华北克拉通与上述古大陆之间,应该具有非常紧密的时空联系。在1.65Ga前后,可能在哥伦比亚超大陆裂解发展到一定程度时,它们发生协同响应,发育了开始时限基本一致的沉积序列。

实际上,华北克拉通从哥伦比亚超大陆裂解可能早在1.78～1.75Ga便已启动。在此期间,华北克拉通南缘首先发育了分布广泛、厚达数千米的熊耳群(西阳河群)火山岩。经过多年研究,尽管一些学者认为它们具有岛弧火山岩特征,代表板块俯冲背景(Zhaoetal., 2002a, 2009; Liuetal., 2020),但更多学者们倾向于这套火山岩为主的沉积应形成于裂谷背景(Zhaoetal., 2002b, 2004b; Wangetal., 2010; Cuietal., 2011, 2013; Peng, 2015; 赵太平等, 2019)。在该群形成之后,华北克拉通南缘应经历了短暂的抬升,随后在早先裂谷盆地内开始沉积滨浅海相的汝阳群及高山河群等(赵太平等, 2019; 耿元生等, 2019; 庞岚尹等, 2021)。在这一阶段,华北克拉通北缘燕辽地区缺乏～1650Ma之前的沉积,尤其是浅海碳酸盐岩沉积,这说明此时该地区还没有合适和足够的沉积空间。换言之,此时华北克拉通北缘应该仍与其他克拉通,亦即哥伦比亚超大陆主体相连。此后海侵整体由南向北扩展,逐渐覆盖至中部的太行山及更北部地区(武铁山, 1982, 1997)。在～1650Ma长城群开始沉积之后,太行山地区作为南北之间的“桥梁”,应已逐步联通了熊耳与燕辽两大早先沉积区(Liuetal., 2020; Dengetal., 2021; Lyuetal., 2022; 苏文博等, 2022)。

本文研究进一步表明,燕辽地区长城群整体的沉积时间可限定在1650～1600Ma之间,总共经历约50Myr或更短一些。具体到群内各地层单元,其沉积时限则更为短暂。在如此短的时间内普遍沉积了数百米、部分地区可达数千米的巨厚沉积物,并在团山子组-大红峪组夹有多层碱性火山岩,这显然表明长城群整体构造-沉积背景,应属于快速拉张性质的裂谷-被动陆缘环境。需要说明的是,长城群可能并非一直处于不断拉张、水体一直加深的环境中。根据前人对蓟县剖面长城群的层序地层学研究,团山子组和大红峪组内的“三级层序组”,都反映出这两组地层在沉积期间,水体深度明显出现了加深-变浅的旋回性变化,大红峪组的“三级层序”界面甚至表现明显的“跳相”现象(梅冥相等, 2000; 梅冥相, 2007; 张明洋, 2012)。这说明燕辽裂谷在这一时期还有可能存在应力状态的改变,并不是持续拉张,而是阶段性、幕式地向内收缩后再向外扩张。

横向上来看,燕辽地区团山子组普遍发育数百米厚的白云岩及泥质白云岩,上覆大红峪组主要也以白云岩沉积为特征;而与之大体相当的南缘洛峪口组,同样发育有对应的白云岩或泥质白云岩,并都发育有成规模的叠层石礁丘,以及代表热带-亚热带背景下常见的风暴岩沉积(杜蜀宾等, 1995; 孟庆任等, 1995)等;在位于华北克拉通中部的太行山中南段东侧,其大红峪组(团山子组)则直接沉积于串岭沟组之上,在上部同样发育有含燧石和叠层石的白云岩(Liuetal., 2020)。岩性组合及沉积序列上的这种高度相似性,表明燕辽-太行山-熊耳地区在该时期沉积环境及海水物化性质,应该是基本一致的;同时,本文团山子组新测年基础上重新厘定的长城纪华北南北缘等时地层格架(图7)及相关地层序列的区域空间分布(武铁山, 1982, 1997; Liuetal., 2020;苏文博等,2022)也说明,最早在团山子组及洛峪口组开始沉积时,华北克拉通的南北两缘已为热带-亚热带的碳酸盐岩滨浅海所覆盖,其中部甚至很可能第一次出现了纵贯南北的碳酸盐岩浅海通道。

另一方面,相关研究也表明,该时期华北克拉通海浅海碳酸盐岩的沉积,具有海底沉淀和水柱灰泥沉淀两种碳酸盐沉淀方式过渡的特征(Sumner and Grotzinger, 1996; Wanetal., 2019; 孙龙飞等, 2020; 吴孟亭等, 2021),这实际揭示了其类似于现今我国南海、巴哈马群岛以及太平洋-印度洋一些热带-亚热带岛屿区或者澳大利亚东北部沿海区域,那种地形平坦、远离陆源碎屑干扰的沉积环境特点(Flügel, 1982, 2004; Grotzinger and Kasting, 1993)。

这一远离陆源干扰、南北两侧都为碳酸盐岩滨浅海覆盖、并可能在最终出现纵贯南北的碳酸盐岩浅海通道的沉积格局,其实蕴含着重要的古地理古气候信息。一方面这说明,当时华北克拉通周缘及内部的主应力场,已由吕梁运动所导致的挤压隆升,逐渐转变为明显的拉伸沉降状态。这不仅在其边缘相继出现大规模陆缘-陆内裂谷(熊耳、燕辽及白云鄂博),更使得其中的熊耳、燕辽裂谷逐渐向腹地延伸,最终导致了海域的逐渐扩展与蔓延;另一方面这也说明,该阶段华北克拉通整体上已处于一种更适合碳酸盐岩发育的温暖清水沉积环境及古地理背景。加之隆升所导致的暴露剥蚀之后的准平原化等综合效应,其陆源碎屑的搬运与供给,整体上已趋于非常有限的状态,从而在其南北两侧、甚至中部,才可形成这样分布广泛、岩性基本一致的碳酸盐岩滨浅海相沉积。

根据现代和地史时期浅海碳酸盐岩分布规律、以及团山子组-大红峪组及洛峪口组的岩性组合特征(Flügel, 1982, 2004; 黄尚瑜和宋焕荣, 1991; Grotzinger and Kasting, 1993; 杜蜀宾等, 1995; 孟庆任等, 1995; Middletonetal., 2003; 周新科和许化政, 2009; Jinetal., 2012; 金振奎等, 2013; 张宁宁等, 2014; Liuetal., 2017; Recouvreuretal., 2021),可以获知,该时期的华北克拉通整体应位于风暴频发、水体通畅的热带-亚热带低纬度地区。目前华北克拉通的古地磁研究(Zhangetal., 2012)显然也支持这一认识。结合该时期华北克拉通在哥伦比亚超大陆的再造(Zhangetal., 2012; Pisarevskyetal., 2014; Cawoodetal., 2020)还可进一步推断,自燕辽地区团山子组-大红峪组及豫陕晋交界洛峪口组沉积开始,华北克拉通南北缘及周边、甚至在其中部,应该都已经出现足够宽度和深度的、适合碳酸盐岩广泛沉积的新生海域;而正是这样新生海域的出现,表明华北克拉通相对于早先由陆-陆碰撞而相互拼接的其他克拉通及超大陆主体之间,很可能与今天阿拉伯半岛及马达加斯加岛与非洲大陆之间、斯里兰卡岛与印度次大陆之间、以及澳大利亚与新几内亚岛、新西兰之间等等关系类似,已出现了规模足够大的裂解和漂移。这其实也正好印证了该时期华北克拉通整体处于拉张型的被动陆缘的构造背景属性,还可对该时期华北克拉通缺乏中-新元古代造山运动作为超大陆旋回响应,做出更合理的解释(Zhaietal., 2015)。

简言之,本文研究表明,团山子组-洛峪口组沉积时期,在华北克拉通南北两侧、甚至中部都出现这样的碳酸盐岩浅海,应标志着整个华北克拉通四周已逐渐被新生的热带-亚热带海域所包围,与相邻克拉通疏离,整个板块已开始进入了大陆漂移的新阶段。如果说熊耳、燕辽及白云鄂博三大裂谷系的最早出现,标志着华北克拉通与早先相邻克拉通及哥伦比亚超大陆主体最初裂解的开始,那么,自团山子组-洛峪口组沉积开始,在华北克拉通周缘所出现的这种新生海域所代表的在空间上足够明显的位移和疏离,正好从华北克拉通的角度,印证并刻画了哥伦比亚超大陆初始裂解过程的新阶段。至于这一阶段的起始时间,根据本文研究,最晚应在 ～1638Ma前后,即应与团山子组-洛峪口组所代表的华北克拉通南北缘碳酸盐岩浅海的出现时间基本一致。这一时间看来要比此前一些学者所认为的～1600Ma(Mengetal., 2011)或～1500Ma(Cawoodetal., 2020)提前许多。显然,有关该过程更详细精确的揭示与重塑,将有待于今后更系统深入的研究。

5 结论

(1)北京密云和平谷团山子组下部层凝灰岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄分别为1634±9Ma和1637±8Ma,由此可将团山子组底界年龄进一步限定为1638Ma左右;结合其他各组已有年龄数据可知,燕山地区常州沟组-串岭沟组的沉积时限应该为1650～1638Ma,团山子组大致为1638～1630Ma,大红峪组可能为1630～1600Ma;

(2)团山子组新年龄进一步表明,华北克拉通北缘燕辽地区长城群团山子组-大红峪组,与南缘汝阳群-洛峪群洛峪口组在形成时限、沉积相及岩性变化、叠覆关系方面均具有良好的对比关系:两者的沉积时限均接近1640～1600Ma,且均为碳酸盐岩为主的滨浅海相沉积;其两地下伏的崔庄组与串岭沟组以及上覆龙家园组与高于庄组的可对比性等,也进一步支持上述对比的合理性。

(3)燕辽地区长城群快速沉积的特点以及拉张裂谷-被动陆缘的构造-沉积古地理背景,充分反映出华北克拉通对哥伦比亚超大陆裂解事件的响应。特别是自团山子组-大红峪组及洛峪口组沉积时期(1638～1600Ma)开始,华北克拉通南北两缘、甚至可能其中部均已为碳酸盐岩滨浅海所覆盖,这更显示了华北克拉通该阶段与其他克拉通板块逐渐疏离、并在其周缘出现新生海洋等古地理特点,应标志着华北克拉通相对于哥伦比亚超大陆的裂解已进入一个新阶段。

致谢本文团山子组层凝灰岩锆石SHRIMP U-Pb年龄的最终获得,曾经过多次野外工作和室内测试的反复验证。在此过程中,北京离子探针中心、特别是杨淳、刘建辉、车晓超、张志超等对锆石样靶制作、SHRIMP测年工作等给予了大力支持;中国地质大学(北京)的陈科霖、郭婧怡、余瑞芝等同学,中国科学院地质与地球物理研究所的范昱宏等同学先后参与了部分SHRIMP锆石U-Pb同位素测定工作;审稿专家及责任编辑均提出了宝贵的修改意见。作者在此一并致以诚挚的谢意。