2019, Vol. 35
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室, 北京 100029;
4. 河南省地质调查院, 郑州 450001;
5. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Key Laboratory of Mineral Resources, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. Henan Institute of Geological Survey, Zhengzhou 450001, China;
5. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
在华北克拉通，一般认为“吕梁运动”是结晶基底最终形成的标志性构造-热事件(王鸿祯, 1979; 孙大中和陆松年, 1987; 赵宗溥, 1993; 白瑾等, 1993; 程裕祺, 1994)，此后开始发育以长城系为代表的地台型沉积盖层。其中，燕辽地区发育的中-新元古代地层剖面，基本未受变质作用的影响，顶、底界线非常清晰，被认为是中国出露最好、最连续的沉积盖层(陈晋镳等, 1980, 1999)。正因此，天津蓟县中-新元古代地层剖面成为我国第一个国家级地质类自然保护区(1984年经国务院批准)，并一直被作为我国中-新元古界的标准剖面。限于当时的测年技术条件，还不能准确厘定长城系的底界年龄，被推定为18亿年(陈晋镳等, 1980, 1999)。因此，我国地层年表长期以来一直以18亿年为古/中元古代界线，并将18~14亿年称为长城纪，14~10亿年称为蓟县纪(王鸿祯和李光岑, 1990; 全国地层委员会, 2002)。
进入21世纪以来，随着锆石微区原位定年技术的迅猛发展，关于华北中北部中-新元古界及蓟县剖面相关地层的形成时代，涌现出一批可靠的年龄数据(高林志等, 2007, 2008; Su et al., 2008; 李怀坤等, 2010, 2011, 2014; 苏文博等, 2010; Li et al., 2013; 张拴宏等, 2013; 田辉等, 2015; Zhang et al., 2015)。因此，2014年全国地层委员会发布的新版地质年表对长城纪和蓟县纪的时限进行了重新厘定，其中长城纪为18~16亿年，蓟县纪为16~14亿年，古/中元古代界线仍沿用之前的18亿年(图 1)(王泽九等, 2014; 中国地质调查局和全国地层委员会, 2014; 章森桂等, 2015)。然而，由于目前已将燕山地区长城系起始年龄大致确定为17亿年左右(详见本文第二部分)，我国相关年代地层单位“长城纪”的时限(18~16亿年)与原来对应的岩石地层单位“长城群”的时限(约17~16亿年)并不一致(中国地质调查局和全国地层委员会, 2014; 王泽九等, 2014)。另一方面，多年研究已表明，华北克拉通不同地区沉积盖层开始发育的时间存在差异，华北克拉通南部和吕梁地区存在比燕辽地区长城系更老的沉积盖层(武铁山, 1992, 1997; 赵太平等, 2004; 徐勇航等, 2007; 乔秀夫和王彦斌, 2014)。显然，关于我国古/中元古代界线究竟以什么为标志，其界线年龄究竟置于何处，目前还存在着相当大的争论。
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图 1 国际地层年表、我国地层年表和我国华北南部熊耳群与天津蓟县长城系-蓟县系剖面示意图 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 |
长期以来，国际地层委员会主要根据元古代的造山作用和克拉通盖层发育情况，以及很有限的年代学资料，将20~18亿年称为造山系(纪)，18~16亿年称为固结系(纪)，16~14亿年称为盖层系(纪)，同时将古/中元古界(代)界线置于16亿年(图 1)(Cowie and Bassett, 1989; Gradstein et al., 2004)，即：造山运动结束到盖层发育之间的过渡时期为古元古代最晚期的固结纪，而将盖层的广泛发育作为中元古代的开始。换言之，中国现行地层年表与国际地层年表有关古/中元古代界线的划分，存在长达2亿年的差异。这一差异导致中外文献中对中国18~16亿年间的地质记录的归属，经常出现并不统一的表述方式，包括“中元古”、“Paleoproterozoic”或“Late Paleoproterozoic”等等(赵太平等, 2015)。
众所周知，年代地层表是我们描述地球历史演化的时间框架，隐含着我们对地球演化过程的基本认识，也承载着一系列核心科学问题。然而，限于各种因素，前寒武纪年代地层表的建立始终存在着一系列的困难：①历史太过久远，地质记录不完善，可对比性差；②地质记录遭受多期次构造-热事件的改造，精确测年存在困难；③生物化石记录异常稀少、单调，演化替代速率慢，无法直接按照显生宙所适用的生物地层学原理及方法来准确厘定其地层单位(苏文博, 2014)。另外，必须正视的是，全球不同克拉通的基底构造演化过程和盖层沉积的发育情况与起止时间等，存在差异；现有的前寒武纪年代地层表划分方案，过多地重视岩浆和构造旋回，相对忽视了生物演化和沉积环境等，并以绝对年龄划分相关单位界线，忽视了实际地质记录的基础及依托(王鸿祯, 1986)。由于以上问题和缺陷，导致现行国际地层年表中有关前寒武纪的时代划分方案，从其诞生起就一直存在着很大争论。
值得注意的是，针对上述问题和缺陷，国际地层委员会于2012年提出了有关前寒武纪全球划分方案的新建议。根据这一建议，Columbia超大陆的形成将作为古/中元古代的划分标志，其分界时限则被置于1780Ma，并希望未来各国学者能借助于目前显生宙已经相对成熟的界线层型(GSSP)即“金钉子”的方法和流程，来进一步精确标定这一重要分界(Van Kranendonk, 2012)。
国际地层委员会关于全球前寒武纪年代划分新建议当中的古/中元古代界线(1780Ma)与我国长期以来所坚持的这一界线(1800Ma)是基本一致的。这一方面显示出这个年龄界线附近的重大地质事件对全球地质历史演化刻画的重要性和标志性，也突显出了华北克拉通和中国地质工作者在相关研究领域的工作，具有很强的独特性和重要性。本文通过分析华北克拉通18~16亿年的岩浆事件、火山-沉积盖层的发育情况，以及全球范围的超大陆聚合、生物演化和铁建造特征等方面，进一步探讨全球古/中元古代年龄界线及相关问题。
2 华北克拉通18~16亿年的岩浆作用及其构造环境就华北克拉通而言，对于长城系下伏的结晶基底的变质年龄，普遍认为在18亿年左右，如王松山等(1995)测定长城系下伏变质岩系中角闪石、斜长石和黑云母的形成年龄分别为1794±17Ma、1798±2Ma和1782±3Ma；张华锋等(2006)测得桑干地区高压麻粒岩的最晚期变质年龄为1792±14Ma，代表退变质冷却年龄；刘树文等(2007)测得冀北单塔子杂岩中侵入TTG片麻岩中的细粒石榴石角闪二辉麻粒岩小岩株的变质时代为1835±4Ma和1793±4Ma，分别代表变质事件的早期、晚期两个阶段；Liu et al. (2009)测得怀安片麻岩地体的的变质年龄为1786±12Ma，代表其最晚期的变质时代。通过以上数据可以得知，华北克拉通古元古代晚期变质事件(吕梁运动)结束于~1.8Ga，之后，进入陆内演化阶段，发育一系列的岩浆作用，并开始沉积盖层的发育。
华北克拉通在1.8~0.54Ga主要岩浆事件可以分为以下四期(Zhai et al., 2015; Peng, 2015)：① 1.78Ga大火成岩省事件：包括熊耳裂谷火山岩系、太行-吕梁基性岩墙群，以及稍晚些的密云-北台基性岩墙群(1.76~1.73Ga)；② 1.72~1.62Ga的非造山岩浆活动：包括大庙岩体型斜长杂岩体、密云环斑花岗岩、长城系大红峪组火山岩、龙王幢A型花岗岩和一些基性岩墙群、碱性岩类；③ ~1300基性岩席群：侵入下马岭组的基性岩席以及侵入下马岭组和五米山组的辉绿岩；④ 900~830Ma的大石沟基性岩墙群、徐淮基性岩席群、栾川大红口组火山杂岩和同期的堆晶辉长岩。华北克拉通中-新元古代4期岩浆事件都是区域性的，它们的构造背景都是伸展环境，表现出较强烈的地幔隆升的特征(翟明国等, 2014)。其中1.78Ga和1.72~1.62Ga这两期岩浆事件是华北克拉通结晶基底形成之后最早的两期岩浆事件。
熊耳裂谷火山岩系主要分布于华北克拉通南部的中条山、崤山、熊耳山、外方山和小秦岭地区，厚度为3000~7000m，主要由火山熔岩组成，包括玄武岩、玄武安山岩、安山岩、英安岩和流纹岩，主体成分为安山质，夹少量薄层碎屑沉积岩和火山碎屑岩(约占地层总厚度的5%)，主体喷发环境为海相(孙枢等, 1985; Zhao et al., 2002b; 赵太平等, 2004, 2007; 徐勇航等, 2007)。与熊耳群火山岩同期的火山岩，还有华北克拉通中部吕梁山地区的小两岭组火山岩。熊耳群火山岩系的分布范围广，厚度巨大，是全球同时期岩浆活动中规模最大的。大多数学者认为，熊耳火山岩系和小两岭组火山岩形成于夭折的裂谷环境(孙枢等, 1985; Zhao et al., 2002b)。太行-吕梁岩墙群和密云-北台岩墙群分布在华北克拉通中部，主要由辉绿岩和辉长-辉绿岩组成，Peng et al. (2008)认为这些基性岩墙群是熊耳期火山岩系的岩浆通道，它们与熊耳群共同构成了一个大火成岩省，来自于同一岩浆源区，形成于与地幔柱相关的大陆裂解环境中。值得注意的是，熊耳群或小两岭组中获得的~1.78Ga的年龄都是较靠上层位中流纹斑岩的年龄，代表熊耳群或小两岭组的峰期或较晚期年龄，而且熊耳群底部的大古石组陆源碎屑沉积岩的沉积时代至今无法确定，推测熊耳群火山-沉积岩系的起始年龄介于18亿年到17.8亿年之间。
河北大庙斜长岩杂岩体是我国唯一的岩体型斜长岩，规模虽不大(约100km2)，但各类岩石齐全，包括85%的斜长岩、10%的苏长岩、4%的纹长二长岩、< 1%的橄长岩以及很少量的铁闪长质和辉长质脉体，并赋存有Fe-Ti-P矿床(解广轰和王俊文, 1988)。Zhao et al. (2009)利用锆石LA-ICPMS和SHRIMP U-Pb定年方法，分别测定了杂岩体中苏长岩和纹长二长岩的年龄为1742±17Ma和1739±14Ma。斜长岩体具有变压结晶特点，母岩浆具深成、浅侵位的特点(陈伟和赵太平, 2007)，物质主要来源于富铝下地壳底部。斜长岩体形成于碰撞后的伸展环境，早期碰撞过程形成下插的下地壳舌状物熔融形成深部岩浆房，并沿断裂带侵位于中地壳形成大庙斜长岩杂岩体(Zhao et al., 2009; Chen et al., 2015)。大庙斜长岩杂岩体与之后的岩浆作用共同构成了典型的非造山岩浆组合，如~1680Ma的密云环斑花岗岩(郁建华等, 1996; 杨进辉等, 2005)，其后发育~1625Ma的大红峪组火山岩(陆松年和李惠民, 1991; 高林志等, 2008)、ca. 1602~1616Ma的龙王幢A型花岗岩(包志伟等, 2009)、~1600Ma的麻坪碱性正长岩(邓小芹等, 2015)。
华北克拉通于~1.8Ga造山事件结束，进入陆内多期裂谷演化阶段；~1.78Ga，华北克拉通南缘和中部地区发育由地幔柱作用引发的大火成岩省；之后，引发持续裂谷作用过程，发育大规模的非造山岩浆活动。华北克拉通25亿年以来的基性岩墙的εNd(t)值在18亿年之后发生了显著的升高(图 2)；碎屑锆石Hf同位素组成也具有相似的特征，εHf(t)在18亿年之后突然升高，并在18~9亿年内基本维持稳定，以上特征表明华北克拉通陆下岩石圈地幔和岩浆的源区性质至少在18亿年之前就已经发生了急剧变化。显然，18亿年前后，地球内部动力学机制发生了重大转变，构造体制发生转折，前寒武纪的划分应该以地球演化过程中的关键地质事件为依据(陆松年等, 2005)，因此将古/中元古代界线置于1.8Ga是更为合理的。
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图 2 华北克拉通2.5Ga以来基性岩墙的εNd(t)-t图解(据Peng, 2015及其中的参考文献) 更新了相关数据，新数据来自Wang et al., 2016; Liu et al., 2017; Zhu et al., 2019; Yang et al., 2019 Fig. 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., 2019; Yang et al., 2019 |
在华北克拉通前寒武纪地质演化历史中，“吕梁运动”是一次具有“分水岭”意义的构造-热事件，标志着华北克拉通结晶基底的最终固结(王鸿祯, 1979; 孙大中和陆松年, 1987; 赵宗溥, 1993; 白瑾等, 1993; 程裕祺, 1994)。“吕梁运动”之后，华北克拉通稳定沉积盖层开始发育。这一时期，华北克拉通内部和边缘发生了一系列伸展和裂解事件，三大裂谷系(熊耳裂谷、燕辽裂谷、渣尔泰-白云鄂博裂谷)相继打开，并开始接受巨量的中-新元古代的沉积。其中燕辽裂谷中发育的天津蓟县中-新元古代地层标准剖面，顶、底界线清楚，地层发育连续(陈晋镳等, 1980)。长城系地层厚度可达5000m，主要为一套浅海碎屑岩-碳酸盐岩组合，夹有碱性火山岩；蓟县系主要为白云岩夹硅质岩，平行不整合于长城系之上；青白口系主要为一套砂砾岩和页岩组合，中部含泥质泥晶灰岩。燕辽地区的中-新元古代地层主体为一套持续海进的河流-潮坪-滨-浅海相沉积序列。
我国地质界曾经认为燕辽裂谷中的长城系是华北克拉通结晶基底之上的第一套稳定沉积盖层，但缺少准确的年代学制约。近年来随着测年技术的发展，涌现出一大批较高精度的测年结果，如：万渝生等(2003)利用SHRIMP测定了常州沟组砂砾岩碎屑锆石U-Pb年龄，其最小年龄锆石为1805±25Ma，由此认为该组初始沉积时代为18.0~17.5亿年；彭澎等(2011)用同位素稀释法获得密云水库附近岩墙中斜锆石的207Pb/206Pb年龄为1731±4Ma，根据岩墙被常州沟组底砾岩不整合覆盖的接触关系，建议将长城系起始沉积时代定为17.3亿年或稍晚；和政军等(2011a, b)在密云大城子乡杨各庄北部发现环斑花岗岩的古风化壳-碎屑岩，并利用SHRIMP和LA-ICP-MS对其进行了碎屑锆石U-Pb年龄测定，分别获得1682±20Ma和1708±6Ma的年龄数据，从形成时间来看，这套岩石应属于“前常州沟期(组)”，测年结果显示长城系常州沟组的底界年龄应小于16.8亿年；与此同时，李怀坤等(2011)和Li et al. (2013)测得侵入到新太古代片麻岩中，且被常州沟组角度不整合覆盖的花岗斑岩岩脉的年龄为1673±10Ma和1669±20Ma，认为长城系沉积时代晚于~16.7亿年。最近，Zhang et al. (2015)测得串岭沟组自生磷钇矿的最老年龄为1716±3Ma，若以此限定串岭沟组的最小沉积时代，那么位于串岭沟组之下的常州沟组必然更老，即常州沟组沉积时代应大于1720Ma。由于自生磷钇矿形成时代只可能小于地层的沉积时代，因此关于常州沟组的底界年龄目前还存在一些分歧，本文暂将其底界年龄视为17亿年左右。
长城纪下限为18亿年，而燕辽地区长城系的底界只有约17亿年，但18~17亿年的沉积盖层在华北克拉通并没有缺失，华北南部发育有早于天津蓟县剖面长城系的地层——熊耳群，填补了从结晶基底形成到蓟县剖面长城系稳定沉积开始发育期间的地质记录空白，据此能阐释华北克拉通18~17亿年这一段时间内的地质演化过程。熊耳群自下而上分为四个组：大古石组呈角度不整合覆盖于下伏太古宙或古元古代基底之上，为一套河湖相砂岩和泥岩；许山组以玄武安山质和安山质熔岩为主；鸡蛋坪组以英安-流纹质熔岩为主，夹玄武安山质和安山质熔岩；马家河组以玄武安山质和安山质熔岩为主，有较多的正常沉积岩及火山碎屑岩夹层(Zhao et al., 2002b)。赵太平等(2004)应用SHRIMP方法对熊耳群中的英安-流纹斑岩和同期的次火山-侵入岩多个样品进行了锆石U-Pb定年，认为熊耳群形成于18~17.5亿年。其后，又有许多学者对熊耳群火山岩以及可能同期的岩墙群或次火山岩、侵入体等的年龄进行了测试(He et al., 2009, 2010; Cui et al., 2011; Peng, 2015)，所获得的锆石U-Pb年龄基本都在17.8或17.6亿年左右，17.8亿年代表岩浆事件的峰期年龄，其底部大古石组的起始沉积时代应更早，很可能为18至17.8亿年。因此，熊耳群作为华北克拉通最早的沉积盖层，其形成时代为约18~17.5亿年。
另外，山西吕梁山地区发育以火山岩为主的小两岭组和以碎屑沉积岩为主的汉高山群。小两岭组火山岩与熊耳群火山岩在岩石学特征、形成时代和成因上基本一致(徐勇航等, 2007)。小两岭组主要由玄武-安山岩和英安-流纹岩组成，上部夹有很薄的紫红色页岩。乔秀夫等(1983)通过全岩Rb-Sr法测得小两岭组的年龄为1784±50Ma。其后，徐勇航等(2007)、乔秀夫和王彦斌(2014)以及Yang et al. (2016)分别采用LA-ICPMS、SHRIMP和SIMS锆石U-Pb法获得了精度更高的年龄结果，分别为为1778±20Ma、1779±20Ma和1776±6Ma，所有年龄在误差范围内一致，小两岭组形成于~1780Ma。汉高山群主要为一套河-湖相陆缘碎屑-火山岩沉积岩建造，主要岩性为砾岩、砂砾岩和页岩，上部夹有安山岩。目前关于汉高山群还没有准确的年代学制约，通常将其中的安山岩夹层与熊耳群和小两岭组中的安山岩作对比。但是，通过详细的野外剖面观察，我们认为汉高山群也可能与华北克拉通南缘熊耳群上覆的“小沟背组+云梦山组”对比，其中的火山岩夹层可能与高山河组和云梦山组中的火山岩夹层对应，其岩石学特征也非常相似。
从华北克拉通来看，燕山地区长城系的底界年龄约为17亿年，而在华北克拉通中部吕梁地区发育的小两岭组和在南部地区发育的、也是世界范围内同时期最大规模的火山活动——熊耳群火山-沉积岩系的起始形成时间均为18亿年左右，是华北克拉通结晶基底之上最早的沉积盖层。从全球来看，不同克拉通盖层开始发育的时间存在差异，~1.8Ga的沉积盖层只在华北和北澳等少数克拉通发育(赵太平等, 2004; Neumann et al., 2009)，全球其他古老克拉通的盖层发育较晚，如：我国扬子克拉通最早的沉积盖层东川群和通安组沉积时代为1742Ma和1744Ma(Zhao et al., 2010; 耿元生等, 2017; 王伟等, 2019)；巴西圣弗朗西斯科克拉通Espinhaço超群开始沉积时代为1750Ma(Danderfer et al., 2009)；西澳克拉通Edmund群Yilgatherra组河流-浅海相碎屑岩和碳酸盐岩的开始沉积时代为1620Ma(Johnson, 2013)。国际地层年表中的“固结纪”指造山结束到盖层广泛发育的过渡时期，由于全球构造运动和地质记录的不均一性以及地层穿时性等问题，这一过渡时期在不同克拉通的开始和持续时间是不一致的；而对于“开始发育”和“广发发育”，本文作者认为，最初的开始发育更具有划时代的意义，而不应该以高峰期的出现或完成期作为标志，就好比标志人类文明阶段的“工业革命”是以18世纪中叶蒸汽机的发明及运用作为标志，即便现在地球上的不少地区和国家还基本处于农业甚至更原始的社会。
通过以上介绍可以发现，在华北克拉通，燕辽地区从长城系到蓟县系基本是连续的；在全球范围内，大多数克拉通在16.5亿年之前就已经开始广泛发育沉积盖层了。因此，按照国际地层划分方案，将16亿年作为古/中元古代的界线，不管在我国还是在国际上显然都是不合适的。我们认为古/中元古代界线有两种可以考虑的时间点，即17亿年和18亿年。若以17亿年作为古/中元古代界线，即以我国燕辽地区长城系沉积代表盖层系，而将熊耳群/小两岭组沉积代表固结系；若以18(或17.8)亿年作为古/中元古代界线，则认为不存在固结系，而以全球最早沉积盖层的开始为盖层系。本文认为，地球在18亿年发生了巨变，开始发育沉积盖层，因此以18亿年作为古/中元古代界线更为合适(其它方面的证据，详见下文)。
4 GTS2012全球前寒武纪建议新年表：中元古的起始时限为1.78Ga自1982年在埃及Tanta召开的分会第六次会议上通过了元古Ⅰ(古元古代)/元古Ⅱ(中元古代)的界线年龄为16亿年之后(James, 1983)，国际地层年表一直把16亿年作为古/中元古代界线。然而，现有的前寒武纪地质年代表存在不少问题，但一直没有普遍被接受的新方案。一些研究者提出了新的建议方案，如Gradstein et al. (2004)在建议的2004~2008年国际地层表方案中，提出以全球第一个超大陆(Columbia超大陆)的汇聚作为划分古/中元古代界线的地质标志，界线年龄为1.8Ga；2012年国际地层委员会推出了新建议的全球地质年代表(The Geological Time Scale 2012，简称GTS 2012)中以Columbia超大陆的形成作为古/中元古代的划分标志，界线年龄为1.78Ga (图 3)。
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图 3 现行国际地层年表与GTS2012对比(前寒武纪部分)(据Ogg et al., 2016修改; 汉译资料来源于苏文博, 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) |
在前寒武纪地层年表划分上，GTS2012不再采用以往推测性的整数年龄值，而是以重大地质历史事件为依据，加入具有全球可识别性的研究成果，尽量选择对重大地质过程有较强标识作用的地质、地化或生物演化事件为划分依据，如：全球大氧化事件、全球冰川事件、碳同位素漂移、全球海相硫化物沉积以及超大陆的聚合与裂解等事件。GTS2012对元古宙进行了重新划分(图 3)，将古元古代划分为成氧纪(2420~2250Ma)、真核纪或雅图里纪(2250~2060Ma)和哥伦比亚纪(2060~1780Ma)，分别对应于大气氧含量上升、Lomagundi-Jatuli同位素漂移和Columbia超大陆形成；中元古代只有一个罗迪尼亚纪(1780~850Ma)，对应于Columbia超大陆裂解到Rodinia超大陆聚合的漫长历史阶段，该时期环境稳定、海洋呈还原性；新元古代划分为成冰纪(850~635Ma)和埃迪卡拉纪(635~541Ma)，对应于冰成沉积发育和埃迪卡拉动物群的繁盛(Van Kranendonk et al., 2012; 苏文博, 2014)。值得注意的是，GTS2012依据Columbia超大陆聚合完成与海相硫化物首次出现等地质事件将古/中元古代界线划定为1780Ma，与多数中国前寒武纪学者长期坚持的古/中元古代分界年龄(18亿年)是基本一致的。
前寒武纪缺少有效的生物化石约束，并且绝对年龄误差偏大，因此在进行地层年表划分时，不能将显生宙的划定方案直接用于前寒武纪，需要制定出适合前寒武纪的特有标准。GTS2012全球前寒武纪新年表，在全面分析已有的前寒武纪年代地层学研究及年代地层划分方案的基础上，提出了一个全新的全球前寒武纪年代划分建议方案，即：选择了一些全球性事件及其替代指标作为地层年表标定的首选标志，如全球大气增氧事件、条带状铁建造(BIF)消失和全球性冰川事件出现等。因此，将国际地层年表中古/中元古代界线1600Ma下调至1800Ma(或1780Ma)具有很强的科学性和合理性。
5 地球的中年期华北克拉通在经历了古元古代晚期的变质事件(滹沱运动或称吕梁运动、中条运动；~1.8Ga)之后，进入地台演化阶段，开始了长达10亿年的裂谷发育阶段，即地球中年期或地球中世纪(翟明国等, 2014; Zhai et al., 2015)。裂谷系主要包括南部的熊耳裂陷槽、中部的燕辽裂陷槽、北缘的渣尔泰-白云鄂博裂谷带和东缘裂谷系。值得注意的是，华北克拉通自古元古代末至新元古代，经历了多期裂谷事件，但是期间并没有块体拼合事件的记录，也没有造山带型矿床，相反大量发育与斜长岩-辉长岩有关的钛铁矿(赵太平等, 2010)和与裂谷有关的SEDX型矿床，说明华北在这个地质时期处于“一拉到底”的多期裂谷过程(翟明国等, 2014; Zhai et al., 2015)。
华北克拉通的岩石圈在地球中年期具有相对稳定性，这与全球范围内的地质特征是相似的。从Columbia超大陆形成(约18或17亿年)至Rodinia超大陆裂解(约7.5亿年)这一长达10亿年的地质历史时期(Evans and Mitchell, 2011)，地球始终处于一个相对独特的演化阶段，该阶段以构造演化、岩石圈性质以及大气和海洋环境的相对稳定为特征，与前后时期的剧烈变化形成鲜明对比，因此将该时期称为“地球中年期”(Cawood and Hawkesworth, 2014)(图 4)。全球不同克拉通在“地球中年期”具有以下相似的地质特征(Shields, 2007; Bradley, 2008; Bekker et al., 2010)：①在漫长的地质时代缺乏被动大陆边缘的形成(图 4c)；②全球性的条带状铁建造(BIF)缺失(图 4b)；③缺少古海水Sr同位素异常和碎屑锆石εHf(t)异常(图 4d)；④缺少磷矿沉积；⑤海水盐度相对较高(图 4a)；⑥缺少造山型矿产、火山块状硫化物矿床、沉积型锰矿和层状沉积型铜矿(图 4f, g)；⑦大量发育岩体型斜长岩及相关岩浆活动，包括A型花岗岩、斜长花岗岩、斜长-纹长-紫苏花岗岩套、奥长环斑花岗岩等(图 4h)。该时期构造环境和演化过程的稳定性都与大陆稳定紧密相连，这主要源于Columbia超大陆形成(约18亿年)至Rodinia超大陆裂解(约0.75Ga)期间相对稳定的大陆结构。
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图 4 地球中年期主要地质特征(据Cawood and Hawkesworth, 2014和其中的参考文献) (a)冰川相对于当前大气水平的大气氧和海水硫酸盐化的时间分布；(b)铁建造的丰度图；(c)被动大陆边缘丰度图；(d)归一化的海水87Sr/86Sr曲线和来自沉积物中约7000个碎屑锆石的初始εHf值的平滑曲线；(e) 100000个以上碎屑锆石年龄分布直方图：在地球历史进程中，U-Pb年龄峰值与超大陆聚合年龄非常相似(图中显示的灰色阴影为聚合年龄)；也表现出明显的温度梯度，与三个主要类型的麻粒岩相变质带的变质作用年龄峰值相对应. UHT-超高温；HP-高压；UHP-超高压；(f)造山型金矿发育状况；(g)火山块状硫化物矿床的丰度(Mosier et al., 2009)；(h)斜长岩的丰度；(i)周围地幔热(温度)模型，Urey(Ur)比值为0.23和0.38；(j)大火成岩省分布时间图 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 |
值得注意的是，斜长岩及相关岩浆活动主要在“地球中年期”广泛发育。岩体的相平衡和地球化学特征表明，上地幔热条件增强会导致已经增厚的岛弧根部带大面积熔融，熔融形成于10~13kbar(40~50km)，约950~1000℃环境下，并伴有不同程度地幔组分的加入。这些岩体在地球中年期特别发育与地幔持续冷却到某一温度有关，在这一温度下，已经增厚且相对稳固的上覆大陆岩石圈足以支持大型岩体侵位到地壳，而且仍然保持有足够的热量导致已经增厚的下地壳产生大范围熔融(Cawood and Hawkesworth, 2014及其中的参考文献)。同时，岩体型斜长岩仅在地球中年期大量出现可能与当时的地壳属性有关(相比现代地壳更富铝、钠)(Chen et al., 2015)。所有这些特征表明，在地球中年期这长达10亿年或更长的时间内，地球以稳定的构造和环境演化为特点，其中稳定的岩石圈与前后的地质时代的剧烈变化形成了引人注目的差异(Cawood and Hawkesworth, 2014)。
地球演化发生重要转折进入“中年期”的根本原因在于地球自身热状态和结构发生了明显改变，然而细节尚不清楚。但无论如何，18亿年之后，地球的构造、岩浆、环境演化和岩石圈结构等方面都处于一个相对稳定的发展阶段，因此国际地层年表中把16亿年作为古/中元古代界线，人为地分割了地球的稳定发展期，是不合适的。
6 Columbia超大陆及其聚合与裂解的时限前寒武纪造山运动具有显著的幕式演化特征，因此，大量研究工作者认为显生宙的板块构造可应用于前寒武纪，并推测自古元古代以来陆块就已经开始发生周期性的汇聚和分离(Condie, 1997)。“超级大陆”是指地球历史上的某一特定时期，地球上全部或大多数克拉通组成的统一陆块。在地质历史时期可能形成了四个超大陆：Columbia超大陆、Rodinia超大陆、Gondwana超大陆和Pangaea大陆，Columbia超大陆可能是目前可以确定的最早的超大陆，存在于古-中元古代时期。
6.1 哥伦比亚超大陆的聚合关于Columbia超大陆的重建模型还存在不少争议，但无论何种模型，几乎都认为Columbia超大陆在~1.8Ga就已经拼合完成(Rogers and Santosh, 2002; Zhao et al., 2002a; Evans and Mitchell, 2011)，主要表现为广泛分布于全球范围的2.3~1.8Ga的碰撞型造山带，如：波罗的克拉通Svecofennian造山带(~1.85Ga)(Bogdanova et al., 2008)，西伯利亚克拉通东Tungusk造山带(>1.87Ga)和西Olenek造山带(1.9~1.8Ga)(Glebovitsky et al., 2008)，西澳大利亚克拉通Capricorn造山带(~2.0Ga)和Yapungku造山带(~1.8Ga)(Cawood and Korsch, 2008)以及华北克拉通孔兹岩带(~1.95Ga)和中部造山带(~1.85Ga)(Zhao et al., 2001)。
伴随造山带的形成，发育了大规模的同期的变质-岩浆事件，主要表现为同碰撞花岗质岩浆作用和麻粒岩相近等温减压变质作用的广泛出现，如：亚马逊克拉通Transamazonian造山带太古宙基底经历了2.15~2.08Ga的麻粒岩相变质事件，呈现近等温减压的顺时针P-T轨迹，广泛发育2.1~1.9Ga的同碰撞花岗岩；西澳克拉通Capricorn造山带中古元古代Rudall杂岩体经历了~2.0Ga与碰撞造山作用有关的近等温减压变质作用；华北克拉通2.05~1.8Ga的高压麻粒岩相、超高温麻粒岩相变质作用和壳源花岗岩和混合岩化作用广泛发育(郭敬辉等, 1993; Smithies and Bagas, 1997; 翟明国和彭澎, 2007; Zhao and Zhai, 2013)。以上构造-热事件表明，与Columbia超大陆聚合有关的碰撞造山事件主要发生在2.3~1.8Ga。同时，近年来越来越多的古地磁资料也表明Columbia超大陆聚合完成于~1.8Ga(Evans and Mitchell, 2011)。
近年来，也有一些研究者认为Columbia超大陆的最终聚合时期晚于1.8Ga，如：澳大利亚与劳伦古陆碰撞于1.61~1.59Ga(Pourteau et al., 2018)、1.55Ga(Nordsvan et al., 2018)或1.65~1.5Ga(Gibson et al., 2018)，都代表着Columbia超大陆的最终聚合。而Sarkar and Schenk (2016)认为Columbia超大陆聚合完成于~1.8Ga，在1.8~1.1Ga处于“造山静止期”，并且在静止期Columbia超大陆的边缘(印度、澳大利亚、南极洲和西南非洲)存在长期的增生事件。关于Columbia超大陆的聚合时间虽然还存在一些争议，但从华北克拉通和全球大多数克拉通来看，~1.8Ga已基本完成超大陆的拼合。
6.2 哥伦比亚超大陆的裂解1.8Ga之后，Columbia超大陆进入短暂的稳定阶段，部分克拉通(如劳伦古陆和波罗的克拉通)边缘开始发育增生事件(Evans and Mitchell, 2011)。同时，Columbia超大陆于~1.78Ga开始发生陆内裂解事件，主要表现为裂谷盆地和凹陷盆地的大规模发育，如：北澳大利亚克拉通Leichhardt超级盆地(1.79~1.74Ga)、Calvert超级盆地(1.73~1.64Ga)和Isa超级盆地(1.64~1.58Ga)(Jackson et al., 2000)；圣弗朗西斯科克拉通São Francisco盆地和Espinhaço盆地(1.75~1.5Ga)(Danderfer et al., 2009)；劳伦古陆Baker Lake和Thelon盆地(ca. 1.85~1.40Ga)(Rainbird et al., 2003)；华北克拉通熊耳裂谷盆地(1.78~1.4Ga)和燕辽裂谷盆地(始于ca. 1.7~1.4Ga)(Meng et al., 2011; Hu et al., 2016)。
超大陆裂解过程还伴生有大规模的非造山岩浆活动，主要包括双峰式火山岩、AMCG组合(斜长岩、纹长二长岩、紫苏花岗岩、花岗岩)、环斑花岗岩以及基性岩墙群(Hou et al., 2008; Peng et al., 2008)。如：圣弗朗西斯科克拉通米纳斯吉拉斯州~1788Ma的基性岩墙(Cederberg et al., 2016)；西伯利亚克拉通Timptaon-Algamaisky(1758~1752Ma)和Chaiskii基性岩墙群(1751Ma)(Gladkochub et al., 2010; Ernst et al., 2016)，Tarak-Podporozhye-Kuzeevo A型花岗岩(1750Ma)(Larin, 2014)以及Bilyakchan-Ulkan双峰式岩浆岩(1736~1705Ma)；华北克拉通的熊耳群火山岩系(1.78~1.75Ga)(赵太平等, 2004; Zhao et al., 2009)，多期基性岩墙群(~1.78Ga、1.73~1.68Ga、~1.62Ga和~1.38Ga)(Peng et al., 2007, 2008)，AMCG杂岩体(~1.74Ga)(大庙斜长岩、密云环斑花岗岩等)(赵太平等, 2004; 杨进辉等, 2005)以及A型花岗岩(1.6Ga龙王幢碱性花岗岩)(包志伟等, 2009)。以上论述表明Columbia超大陆在~1.78Ga就开始进入陆内拉张环境，且通过沉积裂陷盆地和非造山岩浆活动可以发现陆内拉张环境至少可以延续至1.38Ga。
目前，Columbia超大陆的重建模式还存在较大争议(Rogers and Santosh, 2002; Zhao et al., 2002a; Hou et al., 2008; Evans and Mitchell, 2011)，其中，华北克拉通作为全球重要的古老克拉通之一，关于它在Columbia超大陆中的具体位置，它对哥伦比亚超大陆聚合与裂解过程的响应证据还存在许多争议，需要我们继续去研究。虽然存在较多争议问题，但大多数研究者认为Columbia超大陆主体于~1.8Ga已基本聚合完毕，促成了地球表面环境的剧烈变化以及原始生命(真核生物)的进化(Rogers and Santosh, 2009)。随后1.78Ga开始广泛发育裂陷盆地沉积作用和非造山岩浆作用，并至少延伸至1.38Ga。虽然局部地区在18亿年之后还存在碰撞造山事件，或1.78Ga之前就有局部地区开始发育裂解事件，但考虑到Columbia超大陆是逐渐聚合与裂解的，因此从全球尺度来看，其聚合与裂解的构造转折点定为18~17.8亿年更为合理。Columbia超大陆作为古-中元古代一次重要的全球性地质事件，对地层年表中古、中元古代的划分具有重要的指示意义，Columbia超大陆的聚合完成代表古元古代的结束，而Columbia超大陆的裂解代表中元古代的开始。因此，将古/中元古代界线置于18(或17.8)亿年更为合理。
7 从生物演化看古/中元古代界线生物演化作为一项具有全球可识别性的重大地质事件，同样对前寒武纪地层年表的划分具有指示意义。
原始微生物在37亿年演化为原核生物(细菌和古生菌)(Mojzsis et al., 1996; Russell and Hall, 2006)，在之后长达十几亿年的演化过程中，原核生物几乎是作为地球上唯一的生命存在形式主宰着原始地球(石敏, 2014)。原核生物的生长和新陈代谢活动可以粘附和沉淀矿物质(或捕获矿物颗粒)，形成叠层状生物沉积构造——叠层石(曹瑞骥和袁训来, 2009)。叠层石与生长在沉积物表面的席状微生物群落共同组成最原始的生态系统(石敏, 2014)。约24亿年的全球大氧化事件使大气和海洋发生了翻天覆的变化，地球大气圈开始出现氧气，为大型需氧生物，尤其是多细胞真核生物的诞生提供了条件(赵振华, 2010; 石敏, 2014)。美国密歇根州约21亿年的Negaunee铁建造中产出的最古老的真核藻类生物化石Grypania spiralis(Han and Runnegar, 1992)标志着地球生态系统从此进入一个新的演化阶段(Awramik and Barghoorn, 1977; Parnell et al., 2010)。
大氧化事件之后大气氧含量继续升高，真核生物持续演化，多样性不断增加。前人在华北克拉通北部燕山地区约17亿年的长城系常州沟组及串岭沟组中，发现多种保存完好、形态复杂，目前已知最古老的真核疑源类生物化石，并认为其代表着真核生物向多样性阶段演化的开端(Knoll, 1992; Miao et al., 2019)。自被首次报道以来，已有10种与现存藻类具有亲缘关系的单细胞球形疑源类真核生物化石被报道，包括：Pterospermopsimorpha insolita、Valeria、Cucumiforma、Navifusa、Schizofusa sinica、Leiosphaeridia、Simia、Dictyosphaera、Germinosphaera bispinosa和Germinosphaera alveolata sp. Nov.(Miao et al., 2019)。这10种化石具网状纹饰、同心环纹饰、管状突起及膜状环翼等复杂形态特征，Miao et al. (2019)认为具复杂形态特征的微观生物化石表明约17亿年的真核生物不仅具备一定程度的复杂性(含细胞骨架和内膜系统)，而且也表现出中等程度的多样性。长城系中上部，~1625Ma大红峪组中保存有丰富的燧石相生物群，其主要由大量丝状体、球状体及梭形微化石组成(Shi et al., 2017a)。
除微观真核生物化石外，华北克拉通北部长城系及之上的蓟县系地层中还发育有大量宏观生物化石(Zhu and Chen, 1995; Zhu et al., 2016)：~1650Ma长城系团山子组白云岩中发育有叶片状宏观藻群化石，尺寸巨大(最大可达18~20μm)、器官或组织已初步分化、具疑似多细胞植物体结构特征，有学者认为其为底栖的、多细胞的藻类化石，并与绿藻或褐藻具有一定亲缘性(Zhu and Chen, 1995; 阎玉忠和刘志礼, 1997; 朱士兴和陈辉能, 1995)；~1560Ma蓟县系高于庄组中发育由多种多细胞真核藻类生物群聚集形成的叶片状碳质压型(Carbonaceous Compressions)化石(Seong-Joo and Golubic, 1999; Zhu et al., 2016)，Zhu et al. (2016)据此认为多细胞真核生物在寒武纪生物大爆发前就已在海洋生物圈中繁衍。
在华北克拉通南部，与长城系同期的汝阳群北大尖组和白草坪组中，也发育有丰富的真核生物微观化石(尹崇玉和高林志, 1997; 尹磊明等, 2003; Agić et al., 2017; 彭楠等, 2018)。其中典型代表为：具细网状纹饰和不均匀分布突起棘刺、代表真核藻类化石的疑源类Tappania、Shuiyousphaerium和Gigantosphaeridium，同样产出于长城系的壳壁表面具细螺旋线条纹饰的球形疑源类Valeria(Javaux et al., 2001, 2004; Pang et al., 2013)，无明显纹饰、具“脱囊结构”(Excystment Structure)式样开口的球形疑源类Leiosphaeridia，壳壁双层结构、表面具网状纹饰球形疑源类Dictyosphaera，双壁球形疑源类Simia，双层球状疑源类Pterospermopsimorpha(Yin et al., 2005; Agić et al., 2015, 2017)等。
华北克拉通17~15亿年微观和宏观的生物化石证据说明，该阶段真核生物多样性不断增加，出现更为复杂的多层壳壁结构，器官和组织进一步分异，诞生出大型多细胞生物(Zhu and Chen, 1995; Shi et al., 2017a, b)。但是，由于该时期深部海洋呈富硫贫氧的还原性状态，合成生物固氮酶的必须元素Mo、Fe等含量降低，氮循环受限，影响海洋的初级生产力，限制真核藻类的分布，最终限制该阶段真核生物的演化进程(Anbar and Knoll, 2002)。
15~12亿年，华北克拉通微生物演化进入“快车道”，真核生物多样性快速增加，诞生出大量种类丰富、形貌各异、表面具复杂纹饰的微体古生物化石及多种个体巨大的宏观藻类化石(Shi et al., 2014)。该时期化石许多具有真核浮游藻类特点，并与绿藻、甲藻和绿藻具有亲缘关系(Zhu and Chen, 1995)。与华北克拉通类似，在地球上的其它克拉通15~12亿年的岩层中也发现多种微观和宏观的生物化石记录，表明该阶段真核生物在全球分布广泛、种类繁多(Sergeev et al., 1995; Javaux et al., 2004; Vorob'eva et al., 2015)。其中最典型代表为美国蒙大拿州Belt超群、西澳大利亚Bangemall群、澳大利亚塔斯马尼亚岛Rocky Cape群岩石(15~14亿年)中广泛发育的“串珠”状原始底栖海藻类生物化石——Horodyskia(Retallack et al., 2013)。
华北及全球其它克拉通17~12亿年的古生物化石记录表明，17亿年之后，真核生物多样性持续增加、细胞结构不断完善、产生多种生物共生组合且开始向多细胞生物演化。真核微生物化石证据表明，16亿年前后真核生物演化是连续、渐进的，并未发生中断或跃进。因此将16亿年作为古/中元古代界线不能真实反映真核生物演化进程，古/中元古代界线应不晚于真核生物多样性阶段演化的开端17亿年。
8 从铁建造成因和海洋环境演化看古/中元古代界线铁建造(Iron Formations, IF)是指具有异常高铁组分(TFe>15%)的岩石单元或沉积地层，主要见于前寒武纪深海环境(佟小雪等, 2018)，按形态可分为条带状铁建造(Banded Iron Formation, BIF)及粒状铁建造(Granular Iron Formation, GIF)。报道最早的BIF出现在3800Ma，在~24亿年大氧化事件后数量达到最高峰，随后逐步递减(赵振华, 2010)，在约18~7.5亿年的11亿年间急剧减少，只在极少区域出现(Bekker et al., 2014; 王长乐等, 2014)。
18亿年之后全球大气-海洋的性质发生了重大转变，同时该转变也影响了全球BIF分布：23亿年左右的大氧化事件之后，大气氧含量增加，大陆风化作用增强，大量硫酸盐进入海洋，海水中硫酸盐浓度逐渐升高，促使硫酸盐还原速率也随之增加。当海洋硫酸盐还原速率超过Fe(Ⅱ)输送速率时(约18亿年前后)，海洋中溶解的Fe(Ⅱ)易形成不溶硫化物沉淀析出(Canfield, 1998; Poulton et al., 2004)，进而抑制Fe(Ⅱ)运输至海洋表层透光带(Photic Zone)被O2或铁氧化菌(Iron-oxidizing Bacteria)氧化，阻断赤铁矿和磁铁矿的形成(Holland, 2006; Slack and Cannon, 2009)，最终导致条带状铁建造(Banded Iron Formation，BIF)在约18~7.5亿年的持续缺失或急剧减少(Bekker et al., 2010, 2014; 王长乐等, 2014)。
18~16亿年，BIF的消失，富铁沉积岩(以粒状铁建造为代表)在该时期零星沉积，常伴生有交错层理、叠层石，表明其形成于浅水环境(Williams and Schmidt, 2004; Pirajno et al., 2009; Van Kranendonk et al., 2012)。铁同位素特征表明，该时期铁建造与铁氧化菌(iron-oxidizing bacteria)密切相关(Planavsky et al., 2009)，且部分铁建造中Fe的沉积与火山活动直接或间接相关(Van Kranendonk et al., 2012)。
发育于华北克拉通北部，距今约17亿年的串岭沟组“宣龙式”铁矿是继18亿年铁建造消失后最早出现的富铁沉积之一，过去长期被认为属典型的粒状铁建造(梁瑞等, 2013; 汤冬杰等, 2015)。而现有资料显示，该富铁沉积物富含陆源物质，显著贫非晶质硅，结构和物质组成更类似于显生宙的铁岩(Ironstone)(Bekker et al., 2014; 汤冬杰等, 2015)。串岭沟组铁岩主要发育于串岭沟组底部黑色页岩层中，主要矿物为赤铁矿和菱铁矿，含少量石英和黄铁矿，广泛存在鲕状、肾状矿石类型，发育铁质叠层石(杜汝霖等, 1999)，主要沉积于浪基面以下的低能环境(汤冬杰等, 2015)。串岭沟组铁岩中铁质鲕粒与上地壳和陆源沉积物的地球化学特征相似，Y/Ho比值较低，εNd(t)呈负值，无明显δEu正异常，Al2O3、TiO2和P2O5的含量较高，表明铁岩主要来自于陆源碎屑物质(李志红和朱祥坤, 2012; 汤冬杰等, 2015)。在串岭沟组铁岩鲕粒包壳中发现与赤铁矿生成密切相关的四属铁细菌化石Naumanniella neustonica、N. minor、Ochrobium sp.、Siderocapsa euspharea，从鲕粒包壳中提取的干酪根δ13C为负值，铁岩中赤铁矿δ56Fe为正值，证明串岭沟组铁岩是在低氧环境下，由铁氧化菌通过生物代谢作用氧化可溶态Fe(Ⅱ)aq形成的(刘敏等, 1998; 戴永定等, 2003; 李志红和朱祥坤, 2011; 梁瑞等, 2013)。
在华北克拉通南部距今约17亿年的汝阳群底部云梦山组砂岩中，也发育有富铁沉积。云梦山组铁岩中的矿物组合、赤铁矿结构以及地球化学特征都与串岭沟组类似，主要矿物为赤铁矿，含少量石英、伊利石、滑石，赤铁矿以鲕状集合体形式产出(刘美华, 2015)，形成于为滨-浅海相沉积环境，鲕粒化学组成也具有较高的Al2O3、TiO2和P2O5的含量，无明显δEu正异常，无δCe负异常，Y/Ho比值与上地壳和陆源沉积物相似。说明云梦山组铁岩形成于低氧环境，物质主要来自于陆源碎屑，成矿可能与生物活动相关。
华北克拉通另一个重要的富铁沉积为赋存于~1.35Ga下马岭组的富铁沉积(张衎和朱祥坤, 2013)，含铁矿物主要为菱铁矿，主体以层状产出，沉积环境为风暴浪基面之上的浅水高能环境(Tang et al., 2018)。菱铁矿具有δEu正异常、δCe正异常、δ13C负值和较低的Y/Ho。下马岭组的岩石学、矿物学、同位素及元素地球化学特征表明，下马岭组富铁沉积中菱铁矿形成于小于90℃的早期成岩过程，由异化铁还原作用(Dissimilatory Iron Reduction, DIR)还原铁氢氧化物形成(Tang et al., 2018)，而铁氢氧化物可能形成于氧化还原界面之上的浅表氧化水体中，由陆源Fe(Ⅱ)氧化而成(Canfield et al., 2018; Tang et al., 2018)。
华北克拉通以串岭沟组铁岩、云梦山组铁岩及下马岭组层状菱铁矿为代表的富铁沉积表明：伴随着全球大气氧含量上升，18亿年开始的以全球性BIF消失为标志的全球性海洋巨变在16~13.5亿年仍在持续(Canfield, 1998; Arnold et al., 2004; Van Kranendonk et al., 2012)。全球海洋在18~13.5亿年处于表层水体持续氧化、深部海洋稳定且持续的硫化还原的状态。较浅的氧化还原界面，导致了以鲕状或粒状矿物集合体为主的富铁沉积岩的形成。因为是在浅水的环境，所以常伴随有交错层理及叠层石。该时期富含硫化物的深部海水阻断了海底热液中Fe的运移，使得该时期铁建造/铁岩中Fe基本来自于陆源风化。由于陆源风化产物Fe源供给不稳定，导致富铁沉积岩在该时期零星沉积。
18亿年之后，全球性BIF消失，零星产出以鲕状或粒状矿物集合体组成、形成于浅水环境下的富铁沉积物，表明该时期海洋处于表层氧化、深部硫化的稳定状态，海洋环境未发生大规模变化。因此全球性海洋突变节点——18亿年作为古/中元古代(年代地层)界线更为合适。
9 结论与问题目前国际地层年表将古/中元古代界线置于16亿年，与全球重大地质事件(如造山作用结束、沉积盆地演化、非造山岩浆活动发育、超大陆旋回、生物演化和铁建造特征等)的发育时间不一致，因此本文不赞同该观点。古/中元古代界线有两种可以考虑的时间点，即17亿年和18亿年。若以17亿年作为古/中元古代界线，即以我国燕辽地区长城系沉积代表盖层系，而将熊耳群/小两岭组/汉高山群沉积代表固结系；若以18亿年作为古/中元古代界线，则认为不存在固结系，而以全球最早沉积盖层的开始为盖层系。
华北克拉通在~1.8Ga结束“吕梁运动”，进入陆内裂谷演化阶段，于ca. 1.8~1.78Ga开始发育最早的沉积盖层(熊耳群底部的大古石组/小两岭组/汉高山群)，1.78Ga由地幔柱作用引发的大火成岩省事件(熊耳裂谷火山岩系和基性岩墙群)达到峰期，并引发持续的非造山岩浆事件。从全球来看，Columbia超大陆于18亿年左右完成聚合，~1.78Ga开始裂解；同时，~1.8Ga也是全球生物演化和铁建造演化的重要转折点，地球上开始出现形态复杂的真核疑源类生物，全球性条带状铁建造消失。1.8Ga全球已经开始发生构造体制和环境演化的重大转折，比16亿年更具有划时代的变革意义，因此本文认为将古/中元古代界线置于1.8Ga更为合适。
虽然目前已经取得了大量的研究成果，但仍有许多地质问题需要去探索，以下几个重要问题值得在今后的研究工作中予以高度重视：
(1) 熊耳群(1.8~1.75Ga)作为华北克拉通最早的沉积盖层，其与上覆汝阳群/官道口群之间的时间间断有多长？高山河组和云梦山组底部的火山岩年龄的确定，依然是今后有待解决的重要问题。此外，与华北中南部地区相比，燕辽地区长城系底界约为~1.7Ga，为什么有近一亿年的岩浆和沉积作用的空白期？
(2) 山西吕梁地区出露的以碎屑沉积岩为主的汉高山群，到底是与熊耳群对比还是与“小沟背组+云梦山组”对比，值得开展进一步的研究工作，因为这决定了它是否能作为华北克拉通最早的以碎屑岩为主的沉积盖层；
(3) 地球在1.8Ga(或1.78Ga)发生构造体制转折，并进入稳定的“地球中年期”，同时，岩体型斜长岩和环斑花岗岩这些特殊的岩浆事件的出现，无疑说明地球演化进入中年期，其内部结构和热状态发生了剧烈改变，此后才可能有现代意义上的“板块构造”，其地球深部动力学运行机制的细节还需要更加深入的探索；
(4) 华北克拉通作为全球重要的古老克拉通之一，其在Columbia超大陆的具体位置，它对哥伦比亚超大陆聚合与裂解过程的响应证据，以及Columbia超大陆的重建模式等问题，也都需要继续研究。
(5) 华北克拉通相比于世界其它克拉通，在18~16亿年期间。更早、更广泛地发育火山-沉积岩系，而环斑花岗岩、斜长岩则较少出露。正因此，加强对华北克拉通18~16亿年期间岩浆-沉积事件的地质过程、全球环境变化和年代学制约等的研究工作，对古/中元古代界线及相关问题的讨论无疑具有重要而又独特的科学价值。
致谢 本文是国家自然科学基金重点项目“华北南部18~16亿年岩浆-沉积序列及其对构造环境和古/中元古代界线的制约”的阶段性成果之一。藉此，感谢在项目申请和执行过程中给予帮助的诸位专家和同事。工作过程中，与翟明国院士、郭敬辉研究员、彭澎研究员、高林志研究员、李一良教授、吴春明教授等开展了诸多讨论，受益匪浅；审稿人张成立教授、张拴宏研究员、苏文博教授、王伟教授提出了诸多宝贵意见，特此致谢。
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