2015, Vol. 31
哥伦比亚超大陆(或称努纳超大陆)是由Rogers and Santosh(2002)首次提出的，他们从地质方面全面阐述和证明了这个超大陆的存在，并建立了复原图。几乎同时，Zhao et al.(2002)根据全球范围内普遍存在的1.8Ga左右的碰撞造山带也提出了哥伦比亚超大陆的构想，并给出了另一种重建模型。然而，有关于古元古代可能存在超大陆的证据早在二十世纪九十年代就已经引起了国外地质学家的关注(Dalziel，1991; Hoffman，1991; Moores，1991)。在2002年随后的几年中，有关于此超大陆的拼合、增生、裂解过程的研究在国际刊物上也陆续发表(Condie，2002; Körner and Cordani， 2003; Zhao et al., 2004a; Zhai and Liu， 2003; Kusky et al., 2007; Ernst et al., 2008; Hou et al., 2008; Li et al., 2008; Reddy and Evans， 2009)。此超大陆的形成一般认为是由全球范围内的2.0Ga到1.8Ga的碰撞造山事件所完成的(Zhao et al., 2002，2004a)。另一方面，超大陆的裂解过程开始于1.5Ga左右，最终完成则在1.35~1.20Ga，标志性事件为组成此超大陆的大部分克拉通上所发现的中元古代的大陆裂谷、非造山岩浆活动以及基性岩墙群(Ernst et al., 2008; Hou et al., 2008)。
华北克拉通被认为是哥伦比亚超大陆的一部分，其中古元古代的中部造山带以及中元古代的燕辽裂谷带和渣尔泰-白云鄂博-化德裂谷带被认为分别是超大陆汇聚和裂解过程在华北克拉通的响应(Zhao et al., 2004a)。然而，对于华北克拉通在哥伦比亚超大陆裂解过程中所起的作用，国内外的研究学者还存在着诸多分歧。首先，前人普遍认为华北克拉通北部的大陆裂谷过程在1.6Ga之前就已经结束了，因此华北克拉通并没有参与到哥伦比亚超大陆在1.35~1.20Ga的最终裂解过程中(Rogers and Santosh， 2002; Zhai，2004; Hou et al., 2008)。然而，近几年来在华北克拉通北部陆续发现了一系列1.35~1.31Ga与大陆裂谷相关的岩浆产物(李怀坤等，2009；Yang et al., 2011; Zhang et al., 2009，2012a，b; Shi et al., 2012)。这些辉绿岩墙以及A型花岗岩的发现为华北克拉通参与到了哥伦比亚超大陆的最终裂解提供了初步的证据。其次，华北克拉通在哥伦比亚超大陆中所处的位置也存在着诸多假设，国内外学者认为的与之相邻的克拉通包括了Baltica克拉通(Rogers and Santosh， 2009)、印度克拉通(Zhao et al., 2002，2004a)以及北美克拉通(Hou et al., 2008)。
前人已经在华北克拉通识别出了三个主要的中元古代裂谷带，从南到北分别为熊耳裂谷带、燕辽裂谷带以及渣尔泰-白云鄂博-化德裂谷带(Zhai，2004；图 1)。其中，最南部熊耳裂谷带中熊耳群和西洋河群的火山岩年龄主要集中于1.78~1.75Ga(Zhao et al., 2004b，2009)。在处于华北克拉通东北部的燕辽裂谷带内，前人已经发现了一系列中元古代的火山岩和凝灰岩，它们包括1637~1622Ma长城系团山子组和大红峪组中的富钾火山岩(陆松年和李惠民，1991; 李怀坤等，1995; Lu et al., 2008；张拴宏等，2013)，蓟县系高于庄组1560Ma的凝灰岩(李怀坤等，2010)以及蓟县系雾迷山组、铁岭组和下马岭组1485Ma、1437Ma和1366Ma的斑脱岩(高林志等，2007；Gao et al., 2008; Su et al., 2008，2010；李怀坤等，2014)。位于华北克拉通北缘的渣尔泰-白云鄂博-化德裂谷带中，前人分别在渣尔泰群底部玄武岩和中部酸性火山岩中获得了1743Ma(Li et al., 2007)和817~805Ma(彭润民等，2007)的锆石年龄，白云鄂博群尖山组基性火山岩的单颗粒锆石年龄为1728Ma(Lu et al., 2002)
 | 图 1 华北克拉通中元古代裂谷带简图(据Zhao et al., 2005; Zhai，2004修改) Fig. 1 Sketch map showing Mesoproterozoic rift zones in the NCC(modified after Zhao et al., 2005; Zhai，2004) |
中国地层委员会将1.8Ga作为古元古代与中元古代界限(高林志等，2010；王泽九等，2014)，这与国际地层委员会所规定的1.78Ga已经十分接近(苏文博，2014)。本文将按照中国地层委员会的划分，综述华北克拉通中元古代的主要沉积和岩浆事件，并以北缘渣尔泰-白云鄂博-化德裂谷带为重点来讨论它们的地质意义。
2 中元古代初期基性岩墙群和非造山岩浆组合中元古代初期(1.8~1.6Ga)岩浆活动的记录在华北克拉通分布十分广泛，主要包括熊耳裂谷带中熊耳群的火山岩、燕辽裂谷带中长城系的富钾火山岩以及基性岩墙群和非造山岩浆岩组合，其中前两者我们将在接下来的两章里讨论，本章主要讨论基性岩墙群和非造山岩浆岩组合。
根据侵位时代的不同，中元古代初期的基性岩墙群可以分为约1780Ma的太行-吕梁岩墙群、约1730Ma的密云岩墙群以及约1620Ma的泰山岩墙群。其中约1780Ma的太行岩墙群主要分布在华北克拉通的中部和西部(侯贵廷等，2001; Hou et al., 2008; Peng et al., 2005，2007)。这些岩墙宽度可达100m，主体岩石组合为辉长岩和辉绿岩，化学成分多为玄武质-玄武安山质，少量安山质，属于拉斑系列。估计的出露面积以及体积分别可以达到~0.1Mkm2以及~0.1Mkm3(Peng，2010)。约1730Ma的密云岩墙群主要分布于华北克拉通中部和中北部，根据走向可分为NNW型以及NE型。其长度一般在几千米，宽度在10~50m。Peng et al.(2012)认为密云岩墙群是1780~1730Ma地幔柱相关的大火成岩省晚期的产物，而主期产物为太行岩墙群以及熊耳火山岩。泰山岩墙群出露在华北克拉通东部，之前曾被认为侵位于1800Ma左右(Hou et al., 2006; Wang et al., 2007)，然而最新的斜锆石U-Pb定年结果表明它们侵位于1620Ma左右(相振群等，2012)。
1780Ma的太行岩墙群被认为是来自于均一化的大陆岩石圈地幔(Peng et al., 2008)或者被俯冲作用交代的古老大陆岩石圈地幔(Wang et al., 2007)。稍晚的密云和泰山岩墙群在元素以及同位素地球化学特征上都与太行岩墙群不同，它们被解释为来自于在1730Ma左右由于古元古代造山事件之后的拆离作用或者地幔柱作用而成分改变的大陆岩石圈地幔(Li et al., 2015)。
中元古代初期非造山岩浆岩组合的形成时代为1.76Ga到1.65Ga，主要包括河北北部的大庙斜长岩杂岩体、北京的密云环斑花岗岩体以及河南龙王 A型花岗岩体。其中大庙斜长岩杂岩体主体岩石组合为斜长岩和苏长岩以及少量纹长二长岩和橄长岩(解广轰，2005)，苏长岩、纹长二长岩和斜长岩的锆石U-Pb年龄为1739~1693Ma(赵太平等，2004；Zhang et al., 2007; Zhao and Zhou， 2009)，说明大庙杂岩体形成于中元古代初期，杂岩体的侵位可能持续了几十个百万年。Zhang et al.(2007)根据全岩εNd(t)值(-5.4~-4.0)、锆石εHf(t)值(-7.5~-4.7)以及全岩主微量和矿物成分特征，认为大庙斜长岩来自于太古宙地壳物质的再循环导致的富集大陆岩石圈地幔部分熔融形成的母岩浆结晶分异而形成的，但是Zhao and Zhou(2009)则根据大庙高铝辉长岩脉高Sr、低Cr、低La/Yb和Zr/Yb的特征以及负的全岩εNd(t)值和锆石εHf(t)值，认为该辉长质母岩浆来自于基性下地壳大于75%的部分熔融，并且受上地幔组分影响较小。
密云环斑花岗岩体主要由环斑角闪石黑云母花岗岩和斑状黑云母花岗岩组成，还有少量中细粒黑云母花岗岩、中粒二云母花岗岩和浅色细粒花岗岩，其中30%以上的钾长石斑晶具有斜长石外环，构成典型的环斑结构(解广轰，2005)，而锆石U-Pb年龄集中在1679~1685Ma(杨进辉等，2005；高维等，2008)。密云环斑花岗岩的成因主要有两种模式，一种是华北克拉通新太古代地壳的部分熔融(杨进辉等，2005；Jiang et al., 2011)，另一种是EMI型岩石圈地幔由于陆壳物质循环而富集后，部分熔融形成的基性岩浆再经过分离结晶作用和下地壳混染(Zhang et al., 2007)。
龙王 A型花岗岩体位于河南省栾川县境内，岩石组合主体为钠铁闪石花岗岩以及边缘的黑云母钾长花岗岩和霓辉石花岗岩。不同方法获得的锆石U-Pb年龄集中在1602~1625Ma(陆松年等，2003；包志伟等，2009；Wang et al., 2013)。包志伟等(2009)认为岩体为富集地幔部分熔融形成的玄武质岩浆经强烈结晶分异的产物，并在形成和上升过程中可能有地壳物质的混染，而 Wang et al.(2012)则根据富集的Nd-Hf同位素特征以及高全岩氧同位素特征，认为母岩浆来自于岩石圈减薄后残余地壳物质的部分熔融，并经历了斜长石、磷灰石和磁铁矿的结晶分异。
3 南缘熊耳裂谷带华北克拉通南缘结晶基底之上不整合覆盖着巨厚的中元古代初期熊耳群火山-沉积岩层(Zhao et al., 2004b)，主要分布在熊耳山、外方山和崤山地区。其上的中元古代陆源碎屑岩-碳酸盐岩沉积序列被划分为三个不同的地层小区：嵩箕小区的兵马沟组和五佛山群、渑池-确山小区的汝阳群和熊耳山小区的官道口群(关保德等，1993)。
熊耳群主体分布于华北克拉通南缘，呈三叉裂谷系，其中两支基本与南缘边界一致，另一支则从中条山地区一直延续到华北中部(图 1；如吕梁山地区的小两岭组和汉高山组；Zhao et al., 2004b；徐勇航等，2007)。熊耳群自下而上分为大古石组、许山组、鸡蛋坪组和马家河组，其中大古石组以陆源碎屑岩为主，其他三个组则以火山岩为主，火山岩中又以安山岩为主体(Zhao et al., 2004b)。
3.1 岩浆作用熊耳群中的火山岩主要由厚的熔岩流组成，并夹有少量薄层碎屑沉积岩和火山碎屑岩(Zhao et al., 2004b)。地球化学上，火山岩包括玄武岩、玄武安山岩、安山岩、英安岩和流纹岩，主体成分为安山质。熊耳群顶部马家河组火山岩锆石U-Pb年龄为1776Ma，因此熊耳群的顶界年龄厘定为1750Ma，而底界年龄则为1800Ma，火山作用的峰期为1780~1750Ma(Zhao et al., 2004b；Zhao and Zhou， 2009)。然而， He et al.(2009)在鸡蛋坪组的英安岩中获得了1450Ma的岩浆锆石年龄，并认为熊耳群火山岩不是一次岩浆事件的产物。
Peng et al.(2008)根据熊耳群火山岩系与约1780Ma基性岩墙群在时代和成分上的相似性、空间分布上的匹配性以及重叠的岩石学和地球化学特征，认为它们属于同一岩浆来源。熊耳群火山岩的成因主要存在两种不同的观点：大陆边缘弧和地幔柱。大陆边缘弧模式基于的证据主要是熊耳群火山岩在地球化学上为钙碱性、原始地幔均一化多元素图解中显示和弧相关火山岩类似的大离子亲石元素和轻稀土富集以及Nb、Ta和Ti亏损的特征、1.45Ga火山岩的存在说明熊耳群火山岩是多期的和间歇性的(He et al., 2009; Zhao et al., 2009)。另一方面，地幔柱模式的提出则是根据四点地幔柱相关岩浆岩判别标准，分别为火山作用前存在着抬升事件、存在放射状几何学形态的大型基性岩墙群、火山岩层在大空间尺度的可对比性以及岩浆作用晚期出现的具有地幔柱产物特征的岩墙群(Peng et al., 2008)。
3.2 沉积作用如上所述，前人对熊耳群中的火山岩做了大量的工作，但是对其中沉积岩的研究则相对较少。大古石组碎屑岩的岩相学特征和地球化学特征表明其以陆相沉积(河流相和湖泊相)为主，中后期伴有海侵作用，碎屑物质来源主要为太古宙花岗质岩石，经历了中等程度风化作用，并快速堆积形成的(徐勇航等，2008)。马家河组砂岩中原生海绿石的存在则说明熊耳群晚期为海相环境(徐勇航等，2010)，这与熊耳群沉积岩夹层中硅质岩的研究结果是一致的(Chafetz and Reid， 2000)。
通过对熊耳群之上的兵马沟组和五佛山群(嵩箕小区 )、汝阳群(渑池-确山小区)和官道口群(熊耳山小区)的地层层序、岩石学以及地球化学研究，Hu et al.(2014)认为华北南缘从中元古代开始处于河流相-浅海相沉积环境，海水由南向北变浅，并在青白口系早期达到最深。三套地层中最年轻碎屑锆石的年龄都在1600Ma左右，从而限定了它们的最大沉积时代。锆石年龄主体分布在古元古代(1700~2400Ma)，峰值为~1.93Ga，极少数显示太古代年龄，这说明华北南缘在古元古代发生过重要的构造热事件。锆石Hf两阶段模式年龄集中于2.6~3.0Ga，峰值为2.75Ga，说明南缘重要的陆壳生长期为晚太古代，而三个地层区的中元古代地层均形成于被动大陆边缘。
4 中北部燕辽裂谷带燕辽裂谷带在中元古代至新元古代未发生重大的构造变形事件，在太古宙-古元古代结晶基底之上发育了长城系、蓟县系和青白口系，岩石类型主要为河流相碎屑岩和滨-浅海相碎屑岩、粘土岩、碳酸盐岩沉积，夹少量碱性玄武岩和粗安岩，厚度在6000~10000m(李怀坤等，2009)。
4.1 长城系最下部的长城系总厚度在2700m左右，自下而上包括了常州沟组、串岭沟组、团山子组和大红峪组。常州沟组下部主要由河流相砾岩、含砾砂岩和长石石英砂岩组成，中上部则为海相砂岩。最近，李怀坤等(2011)和Li et al.(2013)分别使用LA-ICP-MS和SHRIMP方法研究了被常州沟组砾 岩不整合覆盖的花岗斑岩岩脉的锆石年龄，得到了1673Ma和1669Ma的年龄，从而建议以常州沟组为第一个组的长城系的底界年龄定在1650Ma，比传统上认为的1800Ma要晚150个百万年(表 1)。Peng et al.(2012)也报道了被常州沟组不整合覆盖的基性岩墙的斜锆石TIMS年龄1731Ma，并建议长城系底界年龄设在1730Ma或更小。
 | 表 1 燕辽裂谷带中长城、蓟县和青白口系地层年龄总结Table 1 Geochronological data of the Changcheng, Jixian and Qingbaikou systems in the Yanliao rift zone |
串岭沟组岩石主体为页岩，之上的团山子组则以白云岩为主。团山子组中富钾安山岩单颗粒锆石年龄为1683Ma，(李怀坤等，1995)，最新获得的LA-ICP-MS年龄则为1637Ma(张拴宏等，2013)。最上部的大红峪组为滨、浅海相砂岩、页岩和高钾玄武岩-粗面岩，上部含有石英质白云岩。其中火山岩的锆石年龄为1622~1626Ma(陆松年和李惠民，1991；高林志等，2008；Lu et al., 2008)。胡俊良等(2007)根据钾质火山岩的地球化学以及Nd同位素特征，认为其岩浆来源于被地壳物质改造过的富集地幔，并有OIB特征的软流圈成分加入。
4.2 蓟县系蓟县系地层总厚度大于6000m，自下而上分为高于庄组、杨庄组、雾迷山组、洪水庄组和铁岭组。高于庄组主要由厚层碳酸盐岩组成，其中张家峪亚组凝灰岩的锆石SHRIMP和LA-ICP-MS年龄分别为1559Ma和1560Ma，结合长城系顶部大红峪组火山岩年龄，蓟县系的底界年龄被限定在1600Ma(李怀坤等，2010；表 1)。之上的杨庄组和雾迷山组主要由碳酸盐岩组成，其中含有大量的叠层石。洪水庄组为蓟县系最薄的，主要由黑色页岩组成。蓟县系最上部的铁岭组主要由下部的页岩和上部的石灰岩组成。Su et al.(2010)在铁岭组中部碳酸盐岩中发现了钾质斑脱岩薄层并通过锆石SHRIMP定年得到了1437Ma的形成年龄。
4.3 青白口系传统上，青白口系自下而上由下马岭组、骆驼岭组和景儿峪组组成，其中下马岭组主要由砾岩、砂岩和页岩组成。近年来的研究在不同地区的下马岭组中均发现了钾质斑脱岩并通过锆石定年获得了1366~1380Ma的形成时间，并结合蓟县系顶部铁岭组斑脱岩的形成时代而将下马岭组限定在1400Ma(高林志等， 2007，2008; Su et al., 2008；表 1)。苏文博等(2006)根据下马岭组斑脱岩的的地球化学特征认为火山作用是在同碰撞和火山弧环境下形成的，指示了 俯冲型的造山作用，并根据黑色页岩组合认为下马岭组是当时华北北缘增生过程的记录，并且华北北部的富钾斑脱岩厚度向南有变小的趋势，这可能说明了当时主体的风向为由北向南的，以及当时火山作用中心位于华北北部较远的位置。
骆驼岭组(原定名长龙山组)和景儿峪组的岩石组合为砾岩、砂岩、页岩和泥灰岩，一直以来缺乏可靠的定年数据。下马岭组及之上的 骆驼岭组和景儿峪组生物群与加拿大西部新元古代Little Dal群类似，因此一直被认为是新元古代早期地层(Du et al., 1995)。根据新的锆石年代学证据，Little Dal群的年龄被限定在1083Ma和779~781Ma之间(Heaman et al., 1992; Rainbird et al., 1996)，间接证明了骆驼岭组和景儿峪组也很有可能形成于新元古代。
根据近几年获得的锆石年代学证据，李怀坤等(2009，2010，2011，2013，2014)建议将以常州沟组为第一组的长城系的时限由之前的1800~1400Ma改为1650~1600Ma，蓟县系的时限由1400~1000Ma改为1600~1400Ma，蓟县系之上的1400~1000Ma时段则为待建系，下马岭组则置于该待建系的底部时段1400~1350Ma。
相对于长城、蓟县、青白口系中火山岩以及凝灰岩年代学上的巨大进展，对于这三个系中沉积岩的研究则相对较 少。Wan et al.(2011)对北京十三陵附近的长城系常州沟组、串岭沟组和大红峪组、蓟县系杨庄组以及青白口系骆驼岭组进行了碎屑锆石以及全岩地球化学和Nd同位素研究，结果表明常州沟组最年轻碎屑锆石年龄在1.81Ga，说明长城系的底界年龄要晚于1.81Ga，与其它研究结果一致。蓟县系杨庄组样品和长城系中不同组样品的碎屑锆石年龄比较相似，集中在2.3~2.6Ga，峰值为2.5Ga，少量在1.8~2.3Ga。青白口系骆驼岭组石英砂岩中的碎屑锆石年龄则为1770~2761Ma，峰值为1.85Ga(图 2)。长城系样品Nd模式年龄在2.70~2.43Ga，老于青白口系的2.11~1.99Ga。长城-蓟县-青白口系碎屑沉积岩的源区为华北克拉通本身或曾经毗邻的地块，碎屑锆石年龄由下到上的变化是由于上地壳晚太古代末期岩石先被剥蚀，之后下地壳古元古代末期岩石再被剥蚀造成的。
 | 图 2 燕辽裂谷带长城、蓟县和青白口系碎屑锆石年龄特征(数据来自Wan et al., 2011) Fig. 2 Detrital zircon age patterns of the Changcheng，Jixian and Qingbaikou systems in the Yanliao rift zone(data from Wan et al., 2011) |
渣尔泰-白云鄂博-化德裂谷带的大地构造位置位于华北克拉通北缘中部与中亚造山带南缘相接的部位，燕辽裂谷带的西北部，南面与古元古代孔兹岩系和晚太古代TTG岩石毗邻。裂谷带内的岩石为一系列未变质或浅变质的沉积岩组合，包括砂岩、泥质岩、钙硅酸盐岩和碳酸盐岩，夹有少量双峰式火山岩(王楫等，1992)。分布于狼山-渣尔泰地区的被称为渣尔泰群或狼山群，分布于白云鄂博地区的被称为白云鄂博群，而化德地区的被称为化德群(王楫等，1992)。它们被解释为华北克拉通北缘一条近东西向的中元古代裂谷带(Zhai，2004; Zhao et al., 2004b)，并获得了一些年龄数据的支持(范宏瑞等，2006；胡波等，2009； Lu et al., 2002; Li et al., 2007; Yang et al., 2011; Liu et al., 2014; Zhang et al.,2015 )，但是也有数据表明渣尔泰群的一部分酸性火山岩可能形成于新元古代(彭润民等，2010)。
5.1 白云鄂博群白云鄂博群主要分布于白云鄂博矿区附近，向东可到锡林郭勒盟南部化德县，向西可达达尔罕茂明安联合旗熊包子等地，东西长约600km，总厚度在7200m，其上被上侏罗统砾岩不整合覆盖，其下和色尔腾山群不整合接触(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。总体上，白云鄂博群为一套陆相、海陆交互相、滨海相沉积建造，并可见水下滑坡形成的滑塌堆积及高能环境下形成的浊流沉积等。横向上，不同地区岩性以及地层厚度变化较大，尤以下部岩系为最，说明古地理环境复杂。碎屑岩占据地层总厚度的35%~40%，说明白云鄂博群是在断裂过程导致的强烈凹陷中快速堆积形成的(王楫等，1992)。
5.1.1 地层层序和形成时代根据120万区调资料白云鄂博群自下而上划分为都拉哈拉组、尖山组、哈拉霍疙特组、比鲁特组、白音宝拉格组、呼吉尔图组、阿牙登组、阿拉呼都各组和呼和艾力更组九个岩组。由于阿拉呼都各组与之下岩层为断层接触关系以及阿拉呼都各组和呼和艾力更组与其下各组地层在变质程度和区域构造特征上较大的差别，内蒙古自治区地质矿产局(1991)将上述两个组从白云鄂博群划分出去，并根据阿牙登组与呼吉尔图组为连续沉积的特点将它们统称为呼吉尔图组。
都拉哈拉组不整合覆盖在色尔腾山群之上，下部为粗粒长石石英砂岩，上部为石英岩。其原岩砂岩的成熟度自下而上变高，粒度也由粗变细。该组自下而上由中厚层状渐变为薄层状，发育有中小型缓流斜层理。同时小型的槽状交错层理、楔状交错层理及板状斜层理也很发育。其下部见有粒序层理、水平层理，上部见有水平微细层理和微波状水平层理。上述沉积构造特征表明都拉哈拉组是在海、河交互过渡的环境中沉积的，总体属于过渡相，在白云鄂博以北反映为三角洲相，其余地区大都为海滩砂沉积(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。尖山组整合覆盖在都拉哈拉组石英岩之上，下部为碳质铁锰质板岩夹粉砂岩，中部为炭质、粉砂质板岩与石英岩、石英砂岩互层，上部为粉砂质、硅质板岩及长石石英砂岩、钙质砂岩互层，顶部出现泥、硅质灰岩。本组自下而上粒度由粗变细，水平层理占绝对优势，局部发育水平微细层理和水平微波状层理，在白云鄂博以北还见有槽模构造，反映了该组为滨海相沉积环境(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。
哈拉霍疙特组与之下的尖山组为断层接触，下部为长石石英砂岩夹灰岩及板岩，中部为灰岩与石英砂岩互层，上部为灰岩夹石英砂岩和砂板岩。其特点是砂岩中长石含量增大，过渡性岩石如钙质砂岩、砂质灰岩也占有很大比例。该组水平层理、水平细层状纹层极为发育，并有大量小型缓流沙坡斜层理、小型槽状交错层理。此外，还有特殊形态的层理，如小型丘状交错层、小型包卷层理、小型水下滑坡及其形成的滑褶、滑动搓碎角砾等同生变形构造，上述沉积构造特征反映了本组的沉积形成于滨浅海环境。比鲁特组与哈拉霍疙特组灰岩整合接触，整体为一套泥质页岩-碎屑岩建造，从下而上形成一个从粗到细的沉积旋回。浊流沉积及其沉积构造，如滑塌角砾岩、沟模、槽膜、重荷模和砂枕反映比鲁特组沉积时海水深度较大，具有浅海至次深海特点，它是白云鄂博海盆发育最强烈时期的沉积产物(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。
白音宝拉格组与之下的比鲁特组为断层接触，下部为泥板岩、粉砂质板岩，中部以粉砂岩为主，上部以石英砂岩为主，有时含砾，夹砂质板岩。本组由下而上构成一个海退层序，而水平层理发育以及小型缓流斜层理、小型槽状交错层及小型不对称波痕的发育反映出该时期海水较比鲁特组时期浅得多，为滨海潮间带沉积(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。呼吉尔图组与白音宝拉格组整合接触，主要岩石组合为石英砂岩、板岩、砂质板岩、灰岩及次闪绿帘石岩。其中砂岩的成熟度较高，粒度较细，分选性较好，说明它是受陆源影响较大的滨海沉积砂岩。次闪绿帘石岩的原岩是碱性玄武岩和安山岩、英安岩类，属海底喷出相。本组发育的小型的缓流斜层理、小型槽状层理及中小型对称和不对称波痕反映该组的滨海相沉积特点。
总体来说，白云鄂博群岩性以陆源碎屑沉积岩为主，夹有薄层的碳酸盐岩，自下而上构成两个相反的沉积大旋回。都拉哈拉组-尖山组-哈拉霍疙特组-比鲁特组是一个长时期海进层序，其沉积环境由三角洲-海滩(都拉哈拉组)，经滨海带(尖山组)，再经滨浅海(哈拉霍疙特组)，直至水深较大的浅海-半深海(比鲁特组)。从白音宝拉格组至呼吉尔图组则是一个较短时期的不完全的海退层序。其中，白云鄂博海盆在其发展中期(哈拉霍疙特组和比鲁特组)各岩组的岩性及厚度变化较大，过渡性岩石如钙质砂岩、砂质灰岩的频繁出现和互相转变，说明海盆沉积分异的成熟度不高，具有快速沉积的特征，并且由于同生断裂的活动，其边坡不够稳定，形成有障壁的海盆，造成了分布较广的浊流沉积以及滑塌沉积等。由此推论，其中期具有坳拉谷型带状海盆的构造特性(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。
在白云鄂博地区，白云鄂博群的基底岩石中分别得到了~2.6Ga、~2.0Ga以及~1.9Ga的锆石U-Pb年龄(王凯怡等，2001；范宏瑞等，2010；刘健等，2011)，说明白云鄂博群的沉积时代肯定晚于~1.9Ga。Zhang et al., 2015.则分别从都拉哈拉组下部含砾砂岩和哈拉霍疙特组中部钙质砂岩中得到了1822Ma和1710Ma的最大沉积年龄。尖山组基性火山岩的单颗粒锆石年龄1728Ma则被认为是成岩年龄(Lu et al., 2002)。根据杨奎峰等(2012)报道的主矿北部尖山组石英砂岩的碎屑锆石年龄数据，我们计算得到了1782Ma的最小峰值年龄。商都地区1331~1313Ma 的A型花岗岩侵入了哈拉霍疙特组和比鲁特组(Zhang et al., 2012a，b; Shi et al., 2012)。白云鄂博地区碳酸岩脉和基性岩脉则侵入了比鲁特组以及之下的三个组，锆石U-Pb、锆石Th-Pb以及全岩Sm-Nd等时线法给出了碳酸岩脉1325~1418Ma的年龄(范宏瑞等，2006；Yang et al., 2011; Campell et al., 2014)，而基性岩脉全岩Sm-Nd等时线年龄为1227Ma(Yang et al., 2011)。白音宝拉格组和呼吉尔图组都没有发现被碳酸岩脉、基性岩脉或A型花岗岩侵入的现象(Zhang et al., 2015)。综合以上最新发表的有关于白云鄂博群的较可靠年龄数据我们可以发现，都拉哈拉组和尖山组的形成时代约为1.8Ga到1.7Ga或稍晚，哈拉霍疙特组和比鲁特组约为1.7Ga到1.4Ga，而白音宝拉格组和呼吉尔图组形成于大约1.4Ga之后。
5.1.2 岩浆作用矿区内的白云鄂博群是否存在着火山岩由于确切证据的缺乏而一直存在着争议。袁忠信等(1995)和王一先等(2002)先后在H1、H3-5、H7以及H9岩性段发现了粗面岩、镁铁钠闪石长石岩、英安岩、流纹岩、钾质流纹岩和石英斑岩，并根据地球化学以及Nd同位素特征认为它们为非造山岩浆岩，而母岩浆来自于地幔，并且成矿物质来源于这些岩浆岩。肖荣阁等(2012)则在H8和H9岩性段发现了具有碱性岩石特征的霓闪钠长火山岩以及钾长板岩，并根据火山岩及含矿白云岩的地球化学特征和C、O同位素特征认为它们为海底环境喷发形成的碱性火山岩组合。刘铁庚等(2012)在西矿区也发现了具有典型火山碎屑岩和熔岩结构构造的英安质凝灰岩、角砾岩和英安岩。前人对于白云鄂博群中火山岩的研究主要集中于矿区中，但是由于后期Fe-REE-Nb矿化的影响，火山岩相应的元素以及同位素地球化学特征必然受到影响(图 3)，这在我们利用这些数据讨论其地球动力学过程以及构造背景时要特别注意。
 | 图 3 白云鄂博矿区不同岩石的全岩Sm-Nd等时线年龄对比(数据来自王一先等，2002； 张宗清等，2003；Yang et al., 2011; Zhu et al., 2015) Fig. 3 Whole-rock Sm-Nd isochron diagrams for different rocks in the Bayan Obo area(data from Wang et al., 2002; Zhang et al., 2003; Yang et al., 2011; Zhu et al., 2015) |
白云鄂博群的形成时代一般认为是中元古代(王楫等，1992)，但也有学者根据化石等证据将白云鄂博东南部的腮林忽洞群与其对比，并认为二者均形成于早古生代(乔秀夫等，1997；章雨旭等，2008)。马铭株等(2014)对白云鄂博群以及腮林忽洞群底部砂岩碎屑锆石的U-Pb年龄和Hf同位素研究表明，二者具有相似的锆石年龄分布(1.8~2.1Ga和2.4~2.7Ga)和Hf同位素组形成，只是白云鄂博群样品以1.8~2.1Ga锆石为主，而腮林忽洞群以2.4~2.7Ga锆石为主，并认为二者的物源区都是华北克拉通北缘新太古代晚期和古元古代基底岩石，而且二者形成环境以及时代类似。值得注意的是，两个群中均未发现小于1.75Ga的锆石，而华北克拉通北缘存在着大量~1.3Ga左右的锆石年龄的记录(张华峰等，2009；Zhang et al., 2012a，b; Shi et al., 2012)，因此白云鄂博群和腮林忽洞群不太可能形成于早古生代但是没有~1.3Ga的碎屑锆石记录。
(Zhang et al., 2015)对于白云鄂博群都拉哈拉组、尖山组、哈拉霍疙特组以及比鲁特组碎屑岩锆石以及地球化学的研究发现，都拉哈拉组和尖山组样品以1.97~1.92Ga峰值为特点，对应于孔兹岩带峰期变质时代，而哈拉霍疙特组以1.8Ga为特征，似乎表明源区的迁移(图 4)。比鲁特组板岩中地球化学数据则反映了沉积物再循环的特征，而尖山组则不具有这个特征，因此尖山组和哈拉霍疙特组之间的不整合也许代表了白云鄂博盆地的物质源区由孔兹岩带向华北克拉通更广泛地区转化过程中的沉积间断。
 | 图 4 白云鄂博群和腮林忽洞群碎屑锆石年龄特征(数据来自杨奎峰等，2012；马铭株等，2014；Fan et al., 2014; Zhang et al., 2015) Fig. 4 Detrital zircon age patterns of the Bayan Obo and Sailinhudong groups(data from Yang et al., 2012;Ma et al., 2014; Fan et al., 2014; Zhang et al., 2015) |
白云鄂博Fe-REE-Nb矿床是世界上最大的REE矿床，自发现以来众多科学家对于它的成矿类型和原因已经做了很多科学研究，但是依然没有达成一致。现有的成矿模式一般是基于对一类地球化学数据的解释，而缺乏对现有不同类型数据，包括矿体野外关系以及结构构造特征综合性的分析(Smith et al., 2015)，这也就导致了对于矿体成因的多种假说。其中正常沉积成因矿床(孟庆润，1982)和热水沉积成因(包括微晶丘成因)(乔秀夫等，1997；章雨旭等，2008)认为矿床围岩是沉积成因的，而成矿物质的富集主要发生在沉积阶段，前者的主要依据为铁矿石具有典型的条带结构(赵振华，2010)，而后者则根据白云鄂博矿床与腮林忽洞微晶丘宏观地质特征的相似性(乔秀夫等，1997；章雨旭等，2008)。侵入碳酸岩(Le Bas et al., 1997; Yang et al., 2011)和海相火山碳酸岩(Yuan et al., 1992; 白鸽等，1996)模式则认为成矿围岩和成矿物质是火成碳酸岩成因，该观点的主要依据为矿床和碳酸岩相似的地球化学特征以及野外证据的支持。后生热液交代型认为矿床形成于加里东期俯冲流体的矿化(Chao et al., 1997; Ling et al., 2013)。近年来的研究工作越来越倾向于成矿流体是多期的并与碳酸岩浆紧密相关(范宏瑞等，2006; Smith et al., 2015)，而某些成矿模式则由于新手段的采用而遭受了质疑。
孙剑等(2012)根据Fe同位素的区别认为腮林忽洞微晶丘与白云鄂博富矿白云岩成因不同，而白云鄂博铁矿则与岩浆作用有关。杨奎峰等(2012)根据Pb同位素分析也认为白云鄂博群和腮林忽洞群的灰岩和白云岩为深海沉积物，形成于1629Ma，而含矿白云岩则来自于亏损 地幔。Sun et al.(2014)则根据地球化学以及C、O和Mg同位素特征的不同，认为白云鄂博含矿白云石介于碳酸岩和沉积灰岩之间，与本地区碳酸岩脉具有成因联系，而腮林忽洞微晶丘碳酸盐岩具有典型的沉积岩特征，因此白云鄂博矿体与腮林忽洞微晶丘没有成因联系。
白云鄂博矿床以及相关岩石的地质年代学数据最近由Zhu et al.(2015)做了很好的总结和分析。已经报道的年代集中于1.3Ga和0.4Ga，而少量0.27Ga的数据则来自于白云鄂博矿体附近的花岗质岩体(范宏瑞等，2009)，而且它们远小于成矿围岩中最年轻的年龄。碳酸岩脉与成矿白云岩相似的地球化学特征说明它们具有紧密的成因联系(Le Bas et al., 1997; 孙剑等，2012)，而它们的主体年龄集中在1.3Ga，包括锆石U-Pb年龄1418~1374Ma(范宏瑞等，2006； Fan et al., 2014)、独居石原位Sm-Nd等时线年龄1275Ma(Fan et al., 2014)以及Sm-Nd全岩等时线年龄1157~1354Ma(张宗清等，2003；Yang et al., 2011)。Campell et al., 2014则分别从碳酸岩脉的锆石核部和边部获得了1325Ma和455.6Ma的Th-Pb年龄。类似地，任英忱等(1994)也在碳酸岩脉边部镁亚铁钠闪石获得了1288Ma的Ar-Ar坪年龄而在独居石中获得了445Ma和461Ma的Th-Pb等时线年龄。总之，约1.3Ga的年龄被解释为碳酸岩脉侵位的年龄，而约450Ma的年龄则被解释为后期流体导致的REE-Nb矿化时间(Campell et al., 2014)或后期扰动导致锆石或独居石的放射性成因Pb丢失时间(Zhu et al., 2015)。
成矿白云岩由于其富REE的特性，因此前人做了大量的Sm-Nd全岩等时线工作，结果集中在1273~1341Ma(张宗清等，2003；Yang et al., 2011)，这些年龄与碳酸岩脉得到的Sm-Nd等时线年龄基本一致。富REE矿物也被大量用作Sm-Nd等时线定年，其中任英忱等(1994)利用独居石及氟碳铈矿得到了1313Ma的年龄，而张宗清等(2003)通过白云岩和其中的白云石、萤石、磷灰石以及独居石得到了1250Ma的年龄。成矿白云岩中独居石或者锆石的U-Th-Pb体系定年由于后期热事件的扰动而得到了多期年龄。例如Wang et al.(1994)从细粒独居石和氟碳铈矿中获得的Th-Pb内部等时线年龄为555~398Ma，锆石核部的208Pb/232Th年龄为1360Ma、1260Ma，边部年龄则为455Ma(Campbell et al., 2000)。
晚期脉体中钠闪石、钠长石和黄河矿Sm-Nd等时线年龄为420Ma(张宗清等，2003)，黄河矿、萤石、霓石和方解石Sm-Nd等时线年龄为442Ma、黑云母Rb-Sr等时线年龄为459Ma(Hu et al., 2009)，黄铁矿Re-Os等时线年龄为439Ma(Liu et al., 2004)。以上结果说明晚期脉体形成于约440Ma，与碳酸岩脉和成矿白云岩某些矿物晚期年龄一致，可能代表了形成晚期脉体并重置某些矿物同位素体系的一次热事件(Zhu et al., 2015)。
综合分析已经发表的碳酸岩脉和成矿白云岩的Sm-Nd数据，Zhu et al.(2015)得到了1286Ma的等时线年龄，从而认为碳酸岩脉侵位和主期矿化事件是同时的，并且碳酸岩脉、成矿白云岩和REE-Nb-Fe矿石具有一致的Nd同位素特征，REE来自地幔。约0.4Ga的事件则只是造成了矿石中REE的重新活化，并没有新的物质加入，而1.3~0.4Ga的年龄则是热扰动的结果并不代表矿化事件的存在。
5.2 渣尔泰群渣尔泰群分布在内蒙古中部阴山山脉中段的渣尔泰山地区，向西延至狼山，东至察哈尔右翼中旗红召乡红通巷(旧称马家店群)，西至阿拉善左旗敖伦布拉格苏木东北的巴彦哈拉南，出露厚度3600m。总体上，本群为一套变质程度很低的陆相-海相交互相、滨海潮间带的沉积岩系，由两个沉积旋回组成，下部夹有中基性火山岩，上部旋回也有代表拉张构造环境的双峰式火山岩组合，横向上，本群岩性、厚度变化大，反映了裂谷凹地快速堆积的特点(王楫等，1992)。
5.2.1 地层层序和形成时代渣尔泰群不整合覆盖在晚太古代色尔腾山群之上，并被二叠纪大红山组不整合覆盖。传统上，渣尔泰群自下而上被划分为书记沟组、增隆昌组、阿古鲁沟组和刘鸿湾组。
书记沟组下部主要为含砾石英砂岩、含砾长石石英砂岩、砂砾岩、夹绿帘二云片岩，中部为粗粒长石石英砂岩、含砾长石石英砂岩及绢云石英片岩，上部为石英岩、绢云石英片岩、长石石英砂岩，夹粉砂质板岩。沉积构造特征表明书记沟组沉积的初期为河流相沉积，之后海水作用逐渐增强，总的环境是受着河流影响的海滩，其岩相具有从三角洲相到海相渐变的特征。增隆昌组为碳酸盐岩建造，属滨海相沉积，下部为碎屑岩段，上部为碳酸盐岩段。该岩组中含大量叠层石，说明增隆昌组沉积的环境为滨海潮间带。阿古鲁沟组为富含碳质的泥页岩-碳酸盐岩建造，中部的类复理石沉积以及包卷层理和砂枕等同生沉积变形构造反映此时在渣尔泰山地区存在浊流沉积，显示阿古鲁沟组的沉积环境是富碳、富硫的较强还原条件下的浅海沉积。刘鸿湾组为一套浅色调碎屑岩。碎屑岩的成熟度较高，波痕以及斜层理的发育表明该组沉积时受到了较强烈的河流影响，是受河流影响的滨海相海滩沉积(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。
乔秀夫等(1991)根据层序地层学认为渣尔泰群和白云鄂博群均为中元古代华北克拉通北缘不同断陷海槽中的沉积，两者在沉积建造上可大致相比。其中渣尔泰群的书记沟组相当于白云鄂博群的都拉哈拉组及尖山组下部，增隆昌组相当于尖山组上部及哈拉霍疙特组，阿古鲁沟组和刘鸿湾组下部相当于比鲁特组及白音宝拉格组的中下部。刘鸿湾组上部及其以上层位由于韧性剪切带作用而未见出露。整个渣尔泰群沉积环境的变迁规律亦与白云鄂博群相似，即由三角洲-海滩相(书记沟组)，经滨浅海相(增隆昌组)直至具有浊流沉积的较强还原环境的浅海相(阿古鲁沟组)，其后即为海退阶段的受到较强河流影响的滨海相(刘鸿湾组)。
渣尔泰群的形成时代一直以来都认为是中元古代，但缺乏准确、可靠的同位素年龄限定。内蒙古自治区地质矿产局(1991)根据叠层石类型的相似性认为渣尔泰群的增隆昌组和阿古鲁沟组可以与燕辽裂谷带内的长城系对比。渣尔泰群中甲生盘铅锌矿中书记沟组不整合于2300~2400Ma岩体之上，在渣尔泰山到山黑拉一带取得了切穿渣尔泰群钾长花岗岩的年龄1380~1490Ma，而阿古鲁沟组Pb-Pb法年龄在1600Ma左右(秦正永和马云平，1991)。Li et al., 2007从固阳附近不整合于渣尔泰群之下的花岗岩获得了2480Ma和2564Ma的年龄，从书记沟组玄武岩中获得了1743Ma的喷发年龄。然而，彭润民等(2010)从三道桥幅阿古鲁沟组变质酸性火山岩中获得了805Ma和817Ma的新元古代年龄。
5.2.2 岩浆作用Li et al.(2007)对固阳附近书记沟组玄武岩的地球化学和Nd同位素研究表明，它们的球粒陨石均一化稀土元素配分图解具有轻稀土富集((La/Yb)CN比值约为20)、无Eu负异常的特点，而原始地幔均一化多元素图解具有Nb、Ta、Ti、Zr、Hf的负异常(图 5)，εNd(t)值在-8左右，类似于 同时期基性岩墙群以及熊耳群火山岩。根据以上特征，Li et al.(2007)认为玄武岩母岩浆来源于富集地幔，而地幔的富集可能是东西陆块碰撞前的长期俯冲带入的古老地壳物质造成的也可能是超大陆裂解之前的下地壳分层导致的。
 | 图 5 渣尔泰群书记沟组玄武岩稀土和微量元素图解(数据来自Li et al., 2007) Fig. 5 REE and trace element spider diagrams of the basalts from the Shujigou Formation of the Zhaertai Group(data from Li et al., 2007) |
近年来，彭润民等(2007)在狼山附近的霍各乞、东升庙和炭窑口海底喷流-沉积铅锌铜铁硫化物矿床的容矿岩组中发现了海相火山岩和凝灰岩层，并认为它们是中元古代被动陆缘裂陷槽内渣尔泰群的一部分。其中，炭窑口发育钾质双峰式火山岩，东升庙发育钠质双峰式火山岩，霍各乞只发育基性火山岩。结合三个矿区中基性火山岩由老到新的全岩Nd亏损地幔模式年龄(炭窑口：~1.9Ga和~2.1Ga；东升庙：~1.7Ga；霍各乞：~1.5Ga；图 6)以及西部甲生盘矿区只有少量凝灰岩夹层，彭润民等(2007)认为该裂陷槽在中元古代的不均匀裂解过程中，表现出从西向东先后裂解、狼山南侧早于北侧裂解以及从狼山到渣尔泰山火山活动减弱的变化趋势。三道桥幅阿古鲁沟组变质酸性火山岩具有富钠低钾、轻稀土富集、Eu负异常明显以及高场强元素富集、大离子亲石元素亏素的特点，彭润民等(2010)认为它们可以与华南新元古代酸性火山岩对比，形成于裂谷盆地构造背景，与Rodinia超大陆裂解相关。
 | 图 6 炭窑口、东升庙、霍各乞地区与书记沟组基性火山岩全岩Nd亏损地幔模式年龄对比(数据来自彭润民等，2007; Li et al., 2007) Fig. 6 Whole-rock tDM model age comparison of the Tanyaokou，Dongshengmiao and Huogeqi areas with the Shujigou Formation mafic volcanics(data from Peng et al., 2007; Li et al., 2007) |
渣尔泰群书记沟组四个石英岩样品总共47个点给出的碎屑锆石年龄在2527~2403Ma，峰值为2500Ma左右(图 7)，锆石Hf模式年龄在2.9~2.5Ga，与华北克拉通基底岩石特征类似(Li et al., 2007)，并且与古地理分析给出的渣尔泰群物源区主要为南部的结论也相符(王楫等，1992)。碎屑岩全岩Nd亏损地幔模式年龄由书记沟组的~2.7Ga减小为阿古鲁沟组的~2.5Ga，Li et al.(2007)认为是渣尔泰群后期有新生物质的加入，可能与中元古代地幔来源岩石的贡献有关。
 | 图 7 渣尔泰群书记沟组碎屑锆石年龄图谱(数据来自Li et al., 2007) Fig. 7 Detrital zircon age pattern of the quartzites from the Shujigou Formation of the Zhaertai Group(data from Li et al., 2007) |
泰正永等(1991)对于渣尔泰群不同层位碎屑岩地球化学以及C、O同位素研究表明，渣尔泰群古海水温度在50℃左右，属热带气候。书记沟组与刘鸿湾组碎屑岩沉积，以Si、K、Fe、Ti等亲碎屑元素组合为主，Sr/Ba比值0.07，反映陆相环境。增隆昌组为潮间-潮下环境中的碳酸盐沉积，亲碳酸盐元素Ca、Mg显著增高，Sr/Ba比值2.1，反映正常海相环境。阿古鲁沟组富含有机质、低价态金属元素矿物多见，Sr/Ba比值0.4，指示半封闭海相还原环境。
5.3 化德群化德群分布于化德、商都、康保和太仆寺旗一带，总体上呈北东东向分布，以西为白云鄂博群和渣尔泰群，东南为燕辽裂谷带，北部出露有古生代岩石，南部毗邻古元古代孔兹岩系、红旗营子杂岩和新太古代TTG片麻岩(胡波等，2009)。化德群为一套碎屑岩和碳酸盐岩组合，主要岩石类型为石英岩、变质石英砂岩、二云石英片岩、片岩、钙硅酸盐岩和大理岩(李承东等，2005)。
5.3.1 地层层序和形成时代由于古生代侵入岩的蚕食，化德群地层被分离破碎，因此对于它的地层层序划分和对比存在较大分歧。120万康保-太仆寺旗幅将区内的地层划为上亚群，而化德-商都附近的地层划为下亚群。然而，李承东等(2005)则认为上、下亚群在岩性及变质程度上虽有差异，但总体上仍具可比性，并采用构造-地层的工作方法将化德群自下而上分为了毛忽庆组、戈家营组和三夏天组。
毛忽庆组相当于白云鄂博群的都拉哈拉组和尖山组，其上被戈家营组整合覆盖，厚度大于3272m，主要岩石类型为浅灰白色含砾二云长石石英岩、二云石英岩、变质细砂岩、灰黑色板岩、夹绢云石英片岩和含石榴二云石英片岩。戈家营组层位可以与白云鄂博群哈拉霍疙特组对比，为一套灰色大理岩、灰白色透辉岩、方柱石岩和石英岩、二云石英片岩组合，总厚度大于4278m，其原岩为一套石英砂岩、钙质砂泥岩和不纯的碳酸盐岩，总体为滨海-浅海相沉积。三夏天组整合覆盖在戈家营组之上，相当于白云鄂博群的比鲁特组和白音宝拉格组，主要为一套黄白色、青灰色石英岩和银灰色、紫灰色、灰色含十字石石榴二云石英片岩、片岩不等厚的互层，且含少量变粒岩。其原岩为泥岩、泥质粉砂岩-石英砂岩、长石石英砂岩。发育变余的纹层状构造，冲洗交错层理和浪成波痕，为滨海潮间带沉积(李承东等，2005)。
化德群的时代主要存在中元古代和早古生代两种意见，其中前者的主要依据为化德群和白云鄂博群在岩性、地层组合等特征上的可对比性(河北省地质矿产局，1989)，近几年来对化德群不同层位沉积岩和火山碎屑岩的锆石年代学研究也支持了这种意见(胡波等，2009； Liu et al., 2014)。早古生代的依据则是120万商都幅阿牙登组中发现的腕足类和腹足类化石以及小壳化石(谭励可和石铁铮，2000)，它说明原划为化德群最上部层位的地层中可能包含了一部分早古生代地层，但由此确定化德群整体为早古生代则证据不足。
5.3.2 沉积作用胡波等(2009)和Liu et al.(2014)分别对化德群中变质沉积岩或火山碎屑岩做了较为详细的锆石年代学工作，结果表明化德群中层位相当于白云鄂博群都拉哈拉组、尖山组和哈拉霍疙特组的碎屑锆石年龄分布具有类似特征，主峰为1.85~1.95Ga，次峰为2.50~2.56Ga，最大沉积年龄在1.78~1.87Ga(图 8)。结合1.85~1.95Ga锆石多显示变质特征、碎屑金红石与南部孔兹岩系中金红石地球化学特征上的相似性以及沉积岩显示的分选差、成熟度低的特征，胡波等(2009)和Liu et al.(2014)都认为孔兹岩系为主要物源区，而新太古代TTG片麻岩则是次要物源区，沉积时代则晚于~1.80Ga。
 | 图 8 化德群碎屑锆石年龄图谱(数据来自胡波等，2009；Liu et al., 2014) Fig. 8 Detrital zircon age patterns of the Huade Group(data from Hu et al., 2009; Liu et al., 2014) |
之上的比鲁特组中，Liu et al.(2014)在石英砂岩的碎屑锆石中除了获得1.89Ga和2.53Ga两个与下部地层类似的碎屑锆石峰值年龄外，还得到了1.78Ga的峰值年龄，最小年龄则为1625Ma(图 8)。另外一个我们之前认为是变质粉砂岩的样品，经过再次对薄片、锆石形态以及年龄特征的分析，发现它具有火山碎屑岩结构，而且锆石多为自形晶体，绝大部分锆石具有单一年龄(图 9)。经过重新计算，我们从这个火山碎屑岩中则得到了1515±14Ma的上交点年龄和1510±7Ma的加权平均年龄，后者被认为是它的形成年龄(图 10)。这说明相当于比鲁特组的化德群形成时代在中元古代早期，而东部燕辽裂谷带中元古代初期岩浆岩的碎屑物质进入了化德盆地中。其中。火山碎屑岩年龄稍晚于1560Ma蓟县系高于庄组凝灰岩，结合正值为主的εHf(t)年龄，Liu et al.(2014)认为它们可以与Baltica或者Laurentia克拉通同时期裂谷相关的岩浆作用对比。
 | 图 9 化德群比鲁特组凝灰岩样品的显微照片和锆石CL图像 Fig. 9 Photomicrograph and zircon CL image of the tuff from the Bilute Formation of the Huade Group |
 | 图 10 比鲁特组凝灰岩的U-Pb谐和图和207Pb/206Pb加权平均年龄 Fig. 10 Concordia plots of the tuff from the Bilute Formation，inset showing the weighted average 207Pb/206Pb age |
化德群最上部相当于呼吉尔图组的地层中，胡波等(2009)和Liu et al.(2014)得到了完全不同的碎屑锆石年龄图谱(图 8)。胡波等(2009)的变质砂岩给出了主峰1.86Ga和1.72Ga、次峰2.50Ga，最小年龄1646Ma的结果，类似于Liu et al.(2014)在比鲁特组石英砂岩获得的结果。然而，Liu et al.(2014)在呼吉尔图组石英砂岩中则得到了主峰1.49Ga，次峰1.76Ga和1.34Ga，最小年龄1337Ma的结果。不同结果的产生可能是由于不同地区地层层序划分的不同而产生的，也有可能是相同的地层层位在不同地区接受的碎屑物质来源不同造成的。可以肯定的是，化德群上部地层中有一部分形成于中元古代中期或之后，并且主要物源区不是华北克拉通晚太古代到早元古代结晶基底，而是中元古代与裂谷相关的岩浆岩。
6 中元古代中期基性岩席与A型花岗岩华北克拉通北缘在近几年来陆续发现了1.33Ga左右的基性岩席(墙)、A型花岗岩以及碳酸岩脉，双峰式岩浆作用说明华北北缘在中元古代中期经历了裂谷作用，可能与哥伦比亚超大陆的最终裂解有关，并且与白云鄂博巨型REE-Nb-Fe矿床的形成具有成因上的联系(李怀坤等，2009；Zhang et al., 2009，2012a; Shi et al., 2012; Yang et al., 2011)。
燕辽裂谷带内宽城、朝阳、平泉以及下板城地区都发现了基性岩床侵入雾迷山组、铁岭组、下马岭组，基性岩床通常具有典型的辉绿结构，矿物以辉石和斜长石为主。宽城侵入下马岭组页岩中的辉绿岩基斜锆石TIMS年龄为1320Ma(李怀坤等，2009)，朝阳侵入雾迷山组的辉绿岩基中锆石和斜锆石年龄分别为1345Ma和1353Ma(Zhang et al., 2009)，朝阳侵入雾迷山组的辉绿岩基锆石和斜锆石年龄分别为1314Ma和1324Ma，朝阳侵入铁岭组基性岩席斜锆石年龄为1316Ma，平泉侵入下马岭组基性岩席斜锆石年龄1320Ma和下板城侵入下马岭组基性岩席斜锆石年龄1325Ma(Zhang et al., 2012a)。白云鄂博地区碳酸岩脉和基性岩墙则分别给出了1354Ma和1227Ma的Sm-Nd等时线年龄(Yang et al., 2011)。
Zhang et al.(2012a)根据1.3Ga左右的辉绿岩基和花岗岩组成了双峰式岩浆作用，并且地球化学判别图也显示了板内岩浆作用从而认为构造背景为大陆裂谷，而Hf和Nd同位素特征显示1.3Ga的辉绿岩基可能是亏损软流圈地幔分熔，在上升过程中有少量地壳混染。Yang et al.(2011)则根据碳酸岩脉和基性岩脉的同时出现以及二者在地球化学特征上的相似性，也认为它们产出于大陆裂谷环境，而同位素富集特征以及弧相关火山岩的特征，可能是由于长期俯冲的陆壳物质加入上地幔使之富集或者是地壳混染造成的。
Zhang et al.(2012a)和Shi et al.(2012)分别在商都-化德地区原来认为是晚古生代的花岗岩和花岗斑岩得到了1331~1318Ma的锆石年龄，并且岩体侵入白云鄂博群哈拉霍疙特组和比鲁特组。根据这些花岗岩体高Rb、Y、Yb和Ta的特征，Shi et al.(2012)认为它们是与板内裂谷相关的A型花岗岩。负的εHf(t)和εNd(t)值则说明它们是来源于太古宙地壳，热源可能是上涌软流圈地幔提供的(Zhang et al., 2012a，b)。
7 讨论 7.1 渣尔泰群火山岩的构造背景及碎屑物质源区渣尔泰群不同层位、不同地区火山岩的年代学以及地球化学特征的不同限制了我们进一步认识本群的形成时代以及构造背景。固阳地区书记沟组变质玄武岩的形成时代在1743Ma。地球化学上，总碱量在5%左右，(La/Yb)CN比值在20左右、Eu无亏损，原始地幔均一化图解则显示了Nb、Ta、Ti、Zr、Hf负异常，类似于弧玄武岩的特征(图 5)。在HFSE构造判别图解中，它们则落在板内玄武岩或者板内玄武岩与钙碱性弧玄武岩的过渡区域。结合-8左右的εNd(t)，它们可能是拉张背景下长期俯冲造成的富集地幔的部分熔融的产物(Li et al., 2007)。
渣尔泰群西部五原地区原划为狼山群的炭窑口、东升庙、霍各乞以及三道桥地区的火山岩年代学较为复杂。其中基性火山岩的Nd亏损地幔模式年龄峰值在1.6Ga，明显小于固阳地区玄武岩的2.8Ga(图 6)，而且三道桥阿古鲁沟组变质酸性火山岩的喷发年龄在810Ma左右，也明显年轻于固阳地区书记沟组玄武岩。这种变化是由于空间的不同(渣尔泰群东西地区)还是时间的不同(书记沟组和阿古鲁沟组)导致的还需要进一步的研究。此外，炭窑口、东升庙、霍各乞地区的基性火山岩还显示了地球化学特征上的复杂性，根据总碱量的不同它们可以划分为亚碱性和碱性系列，REE特征也有明显区别(图 11)。与这些基性火山岩伴生的酸性火山岩根据REE也可分为两组(图 12)，但是由于其它数据的缺乏我们无法对其动力学过程以及构造背景进行更进一步的分析。
 | 图 11 狼山地区基性火山岩的主量元素和REE特征(数据来自彭润民等，2007) Fig. 11 Major element and REE features of the Langshan mafic volcanics(data from Peng et al., 2007) |
 | 图 12 狼山地区酸性火山岩的REE特征(数据来自彭润民等，2007) Fig. 12 REE patterns of the felsic volcanics from the Langshan area(data from Peng et al., 2007) |
除了火山岩地球化学特征上的复杂性外，渣尔泰群沉积岩的碎屑锆石年龄特征也具有独特性。书记沟组石英岩碎屑锆石年龄全部集中在2500Ma左右，明显区别于属于同一裂谷带中的白云鄂博群和化德群普遍具有1.8~1.9Ga碎屑锆石主峰或次峰的特征，并且与其碎屑物质来自南部明显不符(乔秀夫等，1991)，孔兹岩带碎屑锆石普遍在1.85~2.05Ga。这是由于测试数据过少的原因(47个点)还是渣尔泰群并没有来自孔兹岩带的碎屑物质需要进一步的研究。
7.2 北部两个裂谷带地层的对比华北克拉通北缘的渣尔泰-白云鄂博-化德裂谷带以及中北部的燕辽裂谷带都被认为是中元古代大陆裂谷的产物。根据岩石组合、沉积相的转变以及叠层石的对比，白云鄂博群都拉哈拉组和尖山组归入中元古代长城系，哈拉霍疙特组和比鲁特组归入中元古代蓟县系，上部白音宝拉格组和呼吉尔图组归入新元古代青白口系(章雨旭等，2008)。渣尔泰群的增隆昌组和阿古鲁沟组则被认为可以与燕辽裂谷带内的长城系对比(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。
随着近年来燕辽裂谷带内年代学研究的巨大进展，长城系的时限由之前的1800~1400Ma变为1650~1600Ma，蓟县系的时限由1400~1000Ma变为1600~1400Ma，蓟县系之上的1400~1000Ma时段则为待建系，下马岭组则置于该待建系的底部时段1400~1350Ma(李怀坤等，2009)。白云鄂博群都拉哈拉组和尖山组的形成时代约为1.8Ga到1.7Ga或稍晚，哈拉霍疙特组和比鲁特组约为1.7Ga到1.4Ga，而白音宝拉格组和呼吉尔图组形成于大约1.4Ga之后。以上的结果与前人建议的都拉哈拉组和尖山组对比于长城系，哈拉霍疙特组和比鲁特组对比于蓟县系，而白音宝拉格组和呼吉尔图组对比于青白口系基本一致。
化德群中层位相当于白云鄂博群都拉哈拉组、尖山组和哈拉霍疙特组的最大沉积年龄在1.78~1.87Ga，相当于长城系。之上的比鲁特组中，碎屑锆石最小年龄为1625Ma，火山碎屑岩中形成年龄为1515Ma，可以与蓟县系对比。呼吉尔图组碎屑锆石最小年龄为1337Ma，可以与青白口系对比。由于渣尔泰群研究程度较低，因此只能做出初步的对比，书记沟组玄武岩中1743Ma的年龄使得它相当于长城系。阿古鲁沟组变质酸性火山岩中~810Ma的年龄则相当于青白口系。以上的结果造成了渣尔泰群缺失相当于蓟县系的地层而且最上部的刘鸿湾组形成时代可能晚于新元古代早期，这些也需要我们深入对渣尔泰群不同地区不同层位岩石年代学的研究。
7.3 华北克拉通在哥伦比亚超大陆最终裂解中的作用如前所述，华北克拉通北部由于之前没有发现1.6到1.2Ga的裂谷相关岩浆作用，因此很多学者认为华北克拉通并没有参与到哥伦比亚超大陆在13.5亿年到12亿年的最终裂解过程中(Rogers and Santosh， 2002; Zhai，2004; Hou et al., 2008)。然而，近几年来在燕辽裂谷带以及渣尔泰-白云鄂博-化德裂谷带中陆续发现了一系列13.5亿年到13.1亿年与大陆裂谷相关的岩浆产物(李怀坤等，2009；Zhang et al., 2009，2012a; Shi et al., 2012; Yang et al., 2011)。这些辉绿岩墙(基)、A型花岗岩以及碳酸岩脉可以与其它克拉通同时期的非造山岩浆作用对比，为华北克拉通参与到了哥伦比亚超大陆的最终裂解提供了初步的证据。 然而，Meng et al.(2011)根据大红峪组和高于庄组新识别出的海侵不整合认为华北克拉通在1.6Ga左右与印度克拉通分离。
华北克拉通在哥伦比亚超大陆中所处的位置也存在着诸多假设。古地磁证据上，Chen et al.(2013)认为 Laurentia、Baltica、Siberia和华北克拉通在1.8~1.3Ga应该是连接在一起的，并且处于低纬度。 Zhang et al.(2012b)也认为直到1.265Ga，华北克拉通、Siberia、Laurentia、Baltica以及Amazion克拉通还是连接在一起的，1.3~1.2Ga开始哥伦比亚超大陆不同克拉通的古地磁数据才开始显示分离，这与众多的中元古代中期的大火成岩省时间一致，说明超大陆在这个时间开始裂解。
地质事件的对比上，Peng et al.(2005)和Hou et al.(2008)根据华北1780Ma岩浆作用与同时期其它克拉通岩浆岩的对比，认为华北克拉通与印度古陆曾经相连。Zhao et al.(2009)根据2.1~1.8Ga碰撞造山带的对比也认为华北克拉通与印度古陆相连，但是熊耳群火山岩为古元古代末到中元古代早期的大陆岩浆弧，与Laurentia南缘和东南缘、Baltica南缘、Amonzonia西北缘、North Australia 东缘和南缘一起代表了哥伦比亚超大陆在形成后与俯冲相关的增生作用，因此华北克拉通南缘不能与任何克拉通相连。Li et al.(2013)则认为下马岭组凝灰岩年龄与Batica和Laurentia克拉通同时间花岗岩-流纹岩年龄一致，说明华北克拉通在当时与这两个克拉通相连。
综合以上认识我们可以发现，古地磁数据已经证明在哥伦比亚超大陆时期Siberia、Laurentia、Baltica、Amazion以及华北克拉通是连接在一起的，而华北克拉通北缘大量中元古代中期大陆裂谷相关岩浆岩的发现也说明它是与另一个古大陆相连的。华北克拉通南缘熊耳火山岩的构造背景到底是大陆裂谷还是大陆边缘弧则关系着其是与另一个克拉通相连还是面对大海，这需要进一步深入对熊耳群的研究，特别是其中的碎屑岩可能会提供不同于华北克拉通特征年龄的物源存在的证据。
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