0 引言

中国华北克拉通是地球上最老的克拉通板块之一，最老的岩石记录可以追溯到38亿年，一直是中国前寒武纪地质的研究热点^[1-9]。由于缺乏古地磁和地质约束等基础数据，其在哥伦比亚超大陆中所处的位置仍存在争议^[10-11]。Zhao et al. ^[12]和Zhao^[13]推断华北克拉通的东部板块和南印度板块是同一个大陆裂解而来的。依靠熊耳群岩石的高精度古地磁数据，Zhang et al.^[14]认为华北克拉通位于低纬度地区，与印度板块、北澳大利亚板块和西澳大利亚板块相邻。超大陆的聚合和裂解，与其过渡时期的沉积构造环境联系紧密。Hoffman^[15]认为大陆边缘的裂谷作用和大陆裂离是建立超大陆的最基本前提。而已有的地质资料表明，华北克拉通和哥伦比亚超大陆的关系密切，其保留了关于哥伦比亚超大陆的汇聚、增生和裂解的完整记录^[6]。不同于华北克拉通腹地，其南缘前寒武纪沉积发育较好，具有重要的研究意义。

在1.85~1.80 Ga华北克拉通发展为一个稳定且完整的大陆地台（图 1A），之后开始发育陆内断裂。在华北克拉通南缘则形成了熊耳裂陷槽（也称为晋豫裂陷槽），其主体在河南省西部和山西省中南部，标志着华北克拉通伸展—裂解事件的开始，时间上与哥伦比亚超大陆的裂解事件（1.8~1.2 Ga）接近^[16]。熊耳裂陷槽为三叉裂谷且发育规模应该较大（图 1B），其中两支沿着华北克拉通南缘的断裂带延伸，另一支朝NE方向延伸至山西省中部地区。熊耳裂陷槽形成之后，华北克拉通南缘的大地构造活动开始弱化，进入稳定的沉积盖层发育阶段，这套稳定的沉积盖层记录了古元古代末期到中元古代从陆相到海相的沉积转变。

研究区出露的中元古代地层主要为汝阳群，在西南部栾川地区发育官道口群（图 1C、图 2）。兵马沟组地层为汝阳群的底部，以富含大量的砾质和砂质碎屑沉积为特征，叠覆在华北克拉通结晶基底或熊耳群之上，受控于地形和构造作用，以致于其分布局限且厚度变化迅速。前人对于兵马沟组及其隶属的汝阳群，研究程度一般且大多偏重于汝阳群的年代归属和微生物沉积^{[1, 5, 17-19]}，仅有少数学者从沉积学和地层学角度对汝阳群进行过研究^[20-22]，但也大多忽视了汝阳群底部的兵马沟组地层。虽然兵马沟组仅出露在局部地区，但不可忽视其发育的重要性，尤其是作为华北克拉通稳定沉积盖层的开端。而对于兵马沟组的描述，大多数专家仍沿用七八十年代的观点，没有进行系统的研究。由于兵马沟组地层的厚度极不稳定且各地区出露的层位存在差异，导致前人对兵马沟组的沉积成因有不同认识，有学者认为是冲积扇—河流相沉积^[22]，或者山麓—河流三角洲—滨海沉积^[23]，也有支持是冲积扇沉积^[24-25]，但也有学者认为是冲积扇—扇三角洲沉积^[26]。

中元古代与华北克拉通相邻的印度板块^[13-14]，发育的Chattisgarh超群可识别出由冲积扇沉积到风暴陆棚沉积的环境转变^[27]。挪威南部地区中元古代处于被动大陆边缘的Rjukan裂陷盆地，类似熊耳裂陷槽，在古地形、古气候和古构造的控制下发育了典型的冲积扇沉积^[28]。

本文通过野外地质调查、岩石特征观察、沉积相分析和沉积古地理研究，对兵马沟组地层的沉积成因进行了分析，并探讨了华北克拉通南缘元古宙早期沉积盆地的古地貌环境、物质来源和构造演化，为该区地层层序的对比和划分提供依据，进而为华北克拉通南缘乃至哥伦比亚超大陆演化的研究提供新的证据。

1 区域地质背景

河南省西部和山西省南部的元古宙沉积地层出露较好且分布广泛，利于区域追索和对比。前人对于该区提出了较多的地层划分方案^{[5, 29-30]}，一般划分为三个地层小区：渑池—确山地层小区、嵩箕地层小区、熊耳山地层小区。渑池—确山地层小区发育汝阳群，其底界地层单位旧称小沟背组；嵩箕地层小区发育五佛山群，其底界地层单位称兵马沟组；熊耳山地层小区发育官道口群，其底界地层单位称高山河组。小沟背组与兵马沟组相当^[31]，为同物异名，建议废除^[32]。

中元古界汝阳群厚度达数千米，主要由砾岩、砂岩和泥岩组成，局部发育有灰岩和白云岩。兵马沟组属于汝阳群的底部，不整合覆盖在太古宙登封群或古元古界熊耳群之上（图 2），但兵马沟组地层分布局限，仅出露在邵原、渑池、嵩山、鲁山和朱兰村等地区（图 1C），其他地区的汝阳群均缺失兵马沟组。经过分析，兵马沟组的分布受构造控制作用异常明显，其主要发育在熊耳裂陷槽NE分支的东部地区，其他地区未有发现。

虽然兵马沟组地层的分布局限且厚度变化迅速，但仍有一定的规律可循。邵原地区的兵马沟组地层厚度可达872.1 m，是该组在研究区的最大厚度，其西南方向渑池地区地层厚度减薄至164.8 m；嵩山地区的兵马沟组地层厚度为566 m，向南追索至鲁山地区的兵马沟组地层厚度变薄至39 m；研究区最南部的朱兰店地区该地层厚度仅为25 m。华北克拉通南缘的地势整体北高南低，在嵩山地区存在古隆起^[33]，在其物源供给范围内的邵原地区、渑池地区和嵩山地区的兵马沟组沉积地层厚度巨大，反之远离隆起区的鲁山地区和朱兰村地区的地层厚度较小。各地区地层中的砾岩成分复杂，来源为太古界登封群的片麻岩和古元古代的岩浆岩和变质石英岩等。自北向南，兵马沟组沉积地层逐渐变薄，可能受地形降低和物源减少的影响，特别的是鲁山和朱兰村地区，仅发育兵马沟组上部的海相沉积地层，缺失下部的冲积扇沉积。从分布范围上看，海相沉积覆盖全区，而冲积扇沉积仅在邵原、渑池和嵩山地区可见。

2 沉积相分析和解释

本文选取了研究区的4条主要剖面（阳城、邵原、渑池和栾川）和3条观察剖面（嵩山、鲁山和朱兰村）（图 1C），除阳城和栾川外，其他地区均发育有兵马沟组地层，以下将重点描述邵原地区和渑池地区（图 3）的兵马沟组地层剖面。

邵原地区的兵马沟组地层厚度可达870多米，为研究区出露的最大厚度（图 3），该地层主要由砾岩、含砾砂岩、粗—细粒砂岩、粉砂岩和泥页岩组成。根据岩性、沉积构造、古水流等方法，可识别出两种沉积环境，并依此划分为两段，下段为冲积扇陆相沉积，上段为砂质滨岸海相沉积。渑池地区兵马沟组的地层厚度为165 m（图 3），与邵原地区的兵马沟组特征相似，也可划分为两个沉积环境单元，下部为冲积扇沉积，但其地层厚度和所含砾石的粒度都相对小于邵原地区，应更靠近冲积扇的边缘，砂泥质地层的沉积比例更高；上部为滨岸沉积，以海侵底砾岩为底界，向上为典型的海相沉积，可见广泛发育的的斜层理、交错层理和冲洗层理，并发育有海绿石沉积层。

古水流是确定盆地边缘、物源区位置、古斜坡方向、砂岩体延伸方向的重要标志^[34-35]。本文的古水流数据主要收集于大型斜层理，槽状交错层理和砾石叠瓦状构造，分析方法见High et al.^[36]和Ramsay^[37]。邵原地区和渑池地区的数据结果表明，古流向主要集中NE方向，为单峰型，呈扇状展布，也表明了主要的物源来自华北克拉通^[21-22]。

碎屑沉积岩的粒度分布及其组合特征是判断沉积环境和水动力条件的良好指标，其中应用广泛且效果较好的方法是分析碎屑物的粒度参数及粒度概率累计曲线^[38-40]。郑德顺^[26]对兵马沟组硅质碎屑沉积物的标本进行粒度分布特征分析，认为兵马沟组为水动力较强且近源堆积的冲积扇沉积环境。

2.1 冲积扇沉积相组合

冲积扇沉积相组合，占主要剖面（邵原和渑池）的70%及以上，不整合覆盖在华北克拉通变质基底或熊耳群之上，在邵原、渑池和嵩山地区均有发育。冲积扇沉积相由3种相构成。

2.1.1 相A：颗粒支撑和基质支撑砾岩相

该相的特征是成熟度较低，分选较差且少见原生沉积构造（图 4A~D）。岩层的上下界面大多平行，局部因发育冲刷面而呈波浪状。砾岩颜色为灰褐色或紫红色，厚度一般为中至巨厚层（0.3m到5m）。所含砾石的粒径大小不一，从2cm到50cm，由棱角状到次圆状，无明显的定向排列。而基质支撑砾岩为典型的泥石流沉积，丰富的泥质基质保证了高孔隙压力致使砾石漂浮其中，砾石长轴方向多与层面平行（图 4C）。泥石流一般有陡峭的前端且富含泥浆和粗碎屑，流速低于主体并可能拖慢主体速度，可以形成巨厚的堆积^[41-42]，从而兵马沟组冲积扇沉积下段发育有巨厚的砾岩沉积层。颗粒支撑砾岩与上覆的基质支撑砾岩之间为渐变过程，但基质支撑砾岩向含砾砂岩转变的过程中，有时则突变为颗粒支撑砾岩。

冲积扇沉积作为粒度最大的碎屑沉积相，以巨厚砾岩层为主要特征。前人将此相识别为河流相的河床沉积，用来解释兵马沟组地层分布的局限性和厚度的急剧变化的原因，但却不能合理解释砾质沉积厚达几十米甚至数百米。这种以紫红色为主，分选差，成熟度低，沉积厚度大的沉积特征，表明碎屑物的充分暴露，属近源堆积，更符合冲积扇的沉积特征。

2.1.2 相B：含砾砂岩—中粗粒砂岩相

含砾砂岩主要呈紫红色或灰黄色，一般为薄层至厚层（0.1~2m），所含砾石成分复杂，大小不一（1~5 cm），棱角状至圆状，部分可见叠瓦状排列（图 4E, F, H）。含砾砂岩层底界面多为冲刷面，可见砾石沿冲刷面堆积、排列；层内发育斜层理、楔状及槽状交错层理，砾石长轴方向多与层理面平行。含砾砂岩层整体显示正粒序沉积序列，向上碎屑颗粒的粒径逐渐减小，过渡到砂岩层；局部突变至砂岩层，但岩层横向延伸有限。中粗粒砂岩主要有两种类型：一种是由含砾砂岩层过渡而来，岩层内部广泛发育斜层理、楔状及槽状交错层理，横向连续性较好；另一种则是内部没有明显沉积构造，呈层状产出，偶见平行层理，薄层一般不连续，横向延伸短，有时呈透镜体产出。

此类型主要存在冲积扇沉积的中上段，代表冲积扇内部水流水动力变化影响下的碎屑沉积模式。水动力较强时，易形成泥石流沉积或内部沉积构造丰富的砂岩层，水动力较弱时则会形成内部没有显著分层的砂岩层，更弱的时候变为安静水体而发育细粒沉积，这种状况一般归因于重力流的稀释作用，体现流体层状搬运和堆积的特征^[43-45]。层理丰富的中粗粒砂岩，可以归因于水下产生的高黏性碎屑流或者单向片流等^[46]。

2.1.3 相C：细粒沉积相

该相包含了冲积扇沉积中所有的细粒砂岩、粉砂岩和泥页岩（图 4G, I, J, K），岩石颜色为红褐色或灰黄色，地层厚度一般为20 cm~2 m，层内缺乏交错层理及其他沉积构造，偶见水平层理。砂质岩多与泥质岩互层（图 4G），向上有泥质含量呈增加的趋势，这种大量细粒碎屑沉积应代表着较长周期稳定水体环境下悬浮砂质和泥质的垂直沉降^[47-48]。

富含碎屑的流体，一般由机械强度高的基底层和上覆液流组成，作为基底的砾质碎屑不断沉积，其上的液流则在前端或侧端形成砂体层^[49]，解释了冲积扇的正粒序沉积序列的成因，因此细粒均质沉积多发育在沉积旋回的上部（图 3）。但细粒沉积的顶底界面也可以突变为含砾砂岩，指示着远端扇表面的片流沉积。

2.2 滨岸沉积相组合

滨岸沉积地层一般发育在兵马沟组的上部，其分布范围要大于冲积扇的分布范围，在邵原、渑池、嵩山、鲁山和朱兰村等地区均有出露，其中朱兰村地区的兵马沟组滨岸沉积直接覆盖在熊耳群之上，缺失冲积扇沉积单元。滨岸沉积相组合可以识别出3个相。

2.2.1 相D：海侵底砾岩—含砾砂岩相

该相主要由海侵底砾岩和含砾砂岩组成。与兵马沟组的冲积扇砾质沉积不同的是，该相所含砾石的成分虽然复杂，但其中泥质砾屑的比例较大，且砾石的整体粒度较小，大约0.5cm到2cm。层内层理发育，可见斜层理、交错层理和冲洗层理等；常见冲刷面，砾石沿冲刷面或者纹层方向定向排列。

海侵底砾岩多覆盖在冲积扇沉积上段的砂岩层或泥页岩层之上，接触面多为大型的冲刷面。砾石成分以石英质和泥质为主，石英质砾石代表着陆源碎屑的涌入或者原冲积扇砾质沉积的再搬运，所以整体粒度较小且磨圆度较高（图 5A）；而泥质砾石则可能是海侵对原冲积扇砂泥质沉积的侵蚀和运移，所以泥质砾石的磨圆较差，代表着近距离或原地的再沉积（图 5B）。

2.2.2 相E：复合层理砂岩相

该相主要由紫红色或灰黄色的长石石英砂岩、石英砂岩或泥质砂岩组成，多为薄层或中厚层，有明显侵蚀界面，广泛发育冲刷面和充填构造，可见平行层理、交错层理和冲洗层理，广泛发育脉状、透镜状砂层理和束状层理，多与砂泥岩互层构成韵律层。发育漂浮状产出的砾石，但砾石的粒径较小（小于2cm）。部分层中含海绿石及铁质结核，层面可见波痕。

前寒武纪滨岸沉积以高成熟度、分选好的砂岩为特征，其主要的沉积构造有丘状交错层理、洼状交错层理、羽状交错层理、平行层理和槽状及板状交错层理^[50-54]。在研究区兵马沟组发育的砂岩地层中存在大量典型的沉积构造，如复合的交错层理及切断活化的层理面（图 5C, F）、羽状交错层理和代表海相沉积的海绿石（图 5D）、音叉状分叉的层面波痕（图 5E）等，证明兵马沟组上部地层为海相沉积。

2.2.3 相F：泥页岩相

该相包含粉砂质和泥质沉积，通常呈紫红色，由均匀的泥岩、砂质泥岩或粉砂岩构成横向延伸的薄层或中厚层，代表了相对安静、暴露的沉积环境（图 5I）。一般位于正粒序层序的上部，部分单元中可见砂岩或含砾砂岩的夹层，有时可见含海绿石沉积，呈层状横向延伸。

3 讨论 3.1 沉积演化

华北克拉通南缘熊耳裂隙槽的产生和熊耳群的发育（年龄约为1.8~1.75Ga）^{[13, 55-57]}，是中—新元古代华北克拉通南缘伸展—裂解事件的产物，同时响应了哥伦比亚超大陆的裂解。已有研究表明，中元古代的汝阳群发育在被动大陆边缘环境，年龄不早于1.7Ga，以硅质碎屑—碳酸盐岩沉积为主^[6]。从地理方位上看，栾川、渑池、邵原和阳城地区由南向北分布在熊耳裂隙槽的NE分支（图 1B, C），栾川地区更接近熊耳裂隙槽的中心，靠近华北克拉通的南缘，是最先遭到海水侵入的地区，也是海侵后期水深最大的地区。对于渑池、邵原和鲁山地区，一方面受当时北高南低地势的影响，另一方面处于熊耳裂隙槽的断裂带上且受控制作用明显，发育了兵马沟组下部的冲积扇沉积地层，虽然构造作用可能不是冲积扇形成的主要因素^[58-59]，但对于冲积扇沉积的沉积学特征、扇体形状和沉积物厚度的影响却不能忽视。

兵马沟组作为汝阳群的底部地层，仅出露于邵原、渑池、嵩山、鲁山和朱兰村等地区，在阳城和栾川地区并没有发育（图 6）。因断裂的长期活动，重力流的广泛发育，形成了兵马沟组冲积扇的超厚砾质沉积和扇形辐射状沉积特征^[26]。随着海水的侵入，兵马沟组地层上部则开始发育海相滨岸沉积地层。兵马沟组发育时期，阳城地区处于较高的稳定地形，受风化剥蚀而作为碎屑物源区存在，直到后期海水侵入才发育了兵马沟组上部的云梦山组滨岸沉积地层。

因底部发育有相似火山岩夹层，前人多将高山河组和云梦山组进行对比，但其底界年龄仍存有疑问^{[31, 60]}。同为海相沉积且不整合覆盖熊耳群火山岩之上的高山河组和云梦山组进行地层对比，是毋庸置疑的。但是在发育兵马沟组的地区，兵马沟组上部的海相地层是否可以与高山河组的下部地层进行部分对比（图 7）？位于华北克拉通南缘的栾川地区最先接受海侵，而发育的高山河组地层，是否应该比内陆地区发育的云梦山组地层更早一些？

3.2 沉积模式

中元古代早期，海水侵入熊耳裂隙槽，但范围有限，仅发育在华北克拉通南缘的边缘地带。如图 8A，栾川地区为海相滨岸带，而沿裂隙槽NE分支的依次延伸的鲁山、渑池、邵原和渑池地区皆为隆起区。受断裂和地形的影响，发育了具有典型近源快速堆积特征的冲积扇沉积，地层厚度巨大，碎屑沉积物分选和磨圆差，平均粒径较大，成分复杂。兵马沟组冲积扇地层在空间上展布范围较小且呈辐射状延伸，受华北克拉通南缘北高南低的地势影响，从东北向西南展布并尖灭。

之后，随着持续的海侵，大部分地区由陆相转为海相，从而发育了兵马沟组上部的滨岸沉积地层（图 8B）。由冲积扇沉积到滨岸沉积的变化，可识别的转换界面是海侵滞留砾岩层的底部界面。滨岸沉积的砾岩层厚度相对较小，砾石的粒径较小、磨圆较好，向上的砂岩层中发育海相典型的双向交错层理、束状层理和冲洗层理，而不同于下部冲积扇沉积的单向层理；也见大量波痕发育，砂岩层或泥岩层中的海绿石沉积。另外，滨岸沉积地层空间展布范围较大，可以进行区域追索和对比。

总的来说，在发育范围方面，兵马沟组下部冲积扇沉积地层要小于上部滨岸沉积地层。原因是冲积扇沉积受构造和地形的控制作用明显，仅部分地区存在；随着后期海水的侵浸，海相沉积的范围要远大于前期的冲积扇沉积，从而导致在朱兰村地区仅可见到兵马沟组地层上部的滨岸沉积。

4 结论

对于前寒武系沉积地层的环境识别，更多借助于岩石特征和沉积构造的变化，也就是沉积学和地层学的理论推断和验证。当然，实验和测试也是一个有效的手段，比如粒度分析、典型元素的含量、矿物特征等，同样有甄别古环境的作用。

兵马沟组作为华北克拉通结晶基底或古元古代熊耳群之上的第一套沉积地层，发育年龄不早于1.7 Ga，代表着华北克拉通南缘伸展事件之后稳定沉积的开始，甚至可能是哥伦比亚超大陆开始裂解的沉积响应。随着华北克拉通南缘熊耳裂陷槽的形成和发展，海水的持续侵入，兵马沟组的沉积环境也由陆相的冲积扇沉积转变为海相砂砾质滨岸沉积。不过，受熊耳裂陷槽东部地区的局部隆起和华北克拉通南缘地形北高南低的影响，兵马沟组的冲积扇沉积仅发育在邵原、渑池、鲁山和嵩山等地区，其他地区未见。后期海侵形成的砂砾质滨岸沉积覆盖全区，但栾川地区最早接受海相沉积，在兵马沟组冲积扇时期就为海相滨岸沉积，兵马沟期后的云梦山期转变为碳酸盐岩缓坡沉积的较深水环境；阳城地区无兵马沟组沉积，云梦山组地层直接覆盖在华北克拉通变质基底或熊耳群火山岩之上。综上，这种特殊的环境转变形成了兵马沟组独特的“双层叠加”沉积特征。