华北克拉通是世界著名的古老陆块之一，它记录了大部分地球早期的重大地质事件(Zhai，2011; Zhao and Cawood， 2012)，而这种复杂的构造演化特征也使得不同学者对华北克拉通的形成和演化过程提出了不同的认识。Zhai(2011)认为华北陆块经历了两期克拉通化事件，与之相关的地质过程分别是2.6~2.5Ga微陆块拼合并形成稳定块体(图 1a)和1.95~1.82Ga的克拉通再造，而在2.3~1.95Ga期间，华北克拉通的构造背景则以有限规模的伸展-俯冲-碰撞陆内造山过程为主(Zhai and Liu， 2003; Zhai et al., 2005; Zhai and Santosh， 2011; 翟明国，2013)。Kusky and Li(2003)同样认为华北克拉通在太古宙末期就已经完成了东、西部陆块的碰撞拼合过程(图 1b)，但他们提出2.3Ga左右的造山事件记录可能是华北克拉通与外部岛弧地体发生碰撞的结果(内蒙-冀北造山带，Kusky et al., 2007; Kusky，2011)。与上述观点不同的是，Zhao et al.(2002)认为华北克拉通的微陆块碰撞与2.1~1.8Ga的全球造山事件同步，因此其拼合过程发生在元古宙哥伦比亚超大陆的聚合阶段；Zhao et al.(2005)进一步指出，华北克拉通的形成过程包括三次重要的碰撞拼合事件(图 1c)，分别是1.95Ga阴山地块与鄂尔多斯地块碰撞形成西部陆块、1.9Ga龙岗地块与狼林地块碰撞形成东部陆块、以及标志着克拉通最终成型的1.85Ga东、西陆块碰撞事件(Zhao et al., 2003，2004，2012)。Peng et al.(2014)则认为华北克拉通内部复杂的碰撞拼合记录可能只是同一次造山事件不同阶段的产物(图 1d)。华北克拉通广泛出露了大量的古元古代变质表壳岩(图 2a)，它们的分布范围大致相当于Zhai and Liu(2003)所划分的丰镇、晋豫和胶辽活动带；简单说来，对这些表壳岩的原岩成因及其后期所经历高级变质作用的不同理解，是造成上述多种模式之间存在差异的根本原因之一。

图 1

Fig. 1

图 1 华北克拉通构造单元划分模式图(a，据Zhai and Santosh， 2011;b，据Kusky and Li， 2003; c，据Zhao et al.，2005;d，据Peng et al.，2014)Fig. 1 Tectonic subdivision models of the North China Craton(a，modified after Zhai and Santosh， 2011; b，modified after Kusky and Li， 2003; c，modified after Zhao et al.，2005; d，modified after Peng et al.，2014)

图 2

Fig. 2

图 2 华北克拉通前寒武纪基底及盖层分布(a，据Peng et al., 2011)和华北西北部孔兹岩带的大致分布位置？(b，据Zhao et al., 2012)Fig. 2 Distribution of the basement and cover in the Precambrian North China Craton(a，modified after Peng et al., 2011) and the probable distribution of the Khondalite Belt in the northwestern NCC？(b，modified after Zhao et al., 2012)

长期以来，作为一类特殊的古元古代变质表壳岩组合，位于华北克拉通西部的孔兹岩系一直是前述争论的热点对象之一。钱祥麟等(1985)认为千里山-大青山-集宁等地的孔兹岩系是不整合覆盖于片麻岩-麻粒岩单元之上的变质沉积岩盖层、其原岩的形成时代可能早于2.5Ga，并提出这套层状岩系和下部早于3.0Ga的块状岩系一起，共同构成了华北克拉通变质基底的二元结构。钱祥麟和李江海(1999)在吕梁山、霍山、小秦岭鲁山等地区也发现了类似的岩性层不协调(不整合)关系，因此认为这次新太古代的不整合事件标志着华北陆块已经完成克拉通化、开始进入稳定的地台演化阶段。李江海等(2000)提出，孔兹岩系呈面状分布于鄂尔多斯陆块内部及其周缘地区，这个大型的新太古代孔兹岩盆地可能位于被动大陆边缘环境(Li et al., 2000)。然而，吴昌华等(1997)则认为华北克拉通北部的麻粒岩带并不代表同一个太古宙地体、孔兹岩系的原岩时代和变质时代均为早元古代。在此基础上，吴昌华和钟长汀(1998)提出了近东西向的古元古代陆-陆碰撞模式来解释孔兹岩系的分布及其成因机制，他们认为由锆石U-Pb体系所给出的变质作用时代约为1.8Ga(吴昌华等，2006)。随着中元古代全球超大陆(哥伦比亚超大陆)假说的提出(Rogers and Santosh， 2002，2009; Zhao et al., 2002，2003，2004)，一些学者开始将由孔兹岩系所代表的碰撞事件与全球造山事件相联系，并认为这是华北克拉通对全球超大陆聚合过程的响应(Zhao et al., 2005; 吴昌华，2007)。近年来，与孔兹岩系相关的研究主要取得了两方面的进展：一是在和林格尔、东坡、土贵乌拉等地区发现了高温-超高温变质作用记录(郭敬辉等，2006; Santosh et al., 2007，2009; Guo et al., 2012)；另一是提出孔兹岩系的原岩形成于2.3~2.0Ga(表 1)，随后经历了1.95~1.82Ga期间的高压/高温和超高温-高温/中低压两期变质作用(郭敬辉等，2006; Santosh et al., 2007，2009; 周喜文等，2010; Zhai，2011; 王洛娟等，2011; Guo et al., 2012; Wan et al., 2013a; 刘平华等，2013; 蔡佳等， 2013，2014; Cai et al., 2014; Gou et al., 2015)。最近报道的钻井 资料显示，鄂尔多斯中、新生代盆地的基底岩石在岩石矿物组合、源区组成、变质时代和变质相等方面均显示出类似于孔兹岩系的特征(Hu et al., 2013; Wan et al., 2013b; Wang et al., 2014)，这些进展提示我们需要重新审视孔兹岩系的分布及由其记录的高级变质作用的范围和构造属性，这对于约束古老沉积岩系的时空分布、原岩盆地的构造环境和理解华北克拉通西部地区以至整个华北陆块的形成、演化过程具有十分重要的科学意义。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 华北克拉通西部孔兹岩系“碎屑锆石”年代学结果统计 Table 1 Summary of ‘detrital zircon’ U-Pb ages of the khondalite series from the western North China Craton 样品号 岩石类型 原岩* 锆石特征及定年结果 测试方法及文献 贺兰山群(千里山群) HD01TW1 石榴云母二长片麻岩 B 碎屑锆石：1.98Ga SIMS，[1] HL0702-2 中粗粒石榴堇青钾长片麻岩 C 岩浆锆石2.95和2.52Ga，平均年龄2.04Ga HL0706-1 中粗粒石榴堇青二长片麻岩 C 岩浆锆石2.1~2.0Ga；变质平均年龄1.95Ga HL0707-10 中细粒石榴黑云斜长片麻岩 B 岩浆锆石2.1~2.0Ga，平均年龄2.02Ga SIMS，[2] 085-2 中粒石榴夕线黑云斜长片麻岩 B 内变质边上交1.95Ga；外变质边上交1.92Ga 087-1 中粗粒石榴夕线堇青石片麻岩 C 变质年龄上交1.95Ga 091-3 细粒石榴长石石英片麻岩 C 核部峰值：2.04Ga；变质年龄上交1.95Ga 093-6 中细粒石榴夕线黑云片麻岩 B 核部：2.26~2.03Ga；变质边1.94Ga 095-9 细粒石榴长石石英岩 D 核部峰值：2.03Ga；变质边1.96Ga 086-1 中细粒石榴夕线长英质片麻岩 B 碎屑核部：2.01~2.23Ga；变质边上交1.95Ga LA-ICP-MS，[3] HL1-2 细粒含石榴石石英岩 D 核部峰值：2.02Ga；变质边1.95Ga HL2-3 细粒石榴黑云片麻岩 B 核部峰值：2.02Ga；变质边1.95Ga HL2-4 中粒石榴夕线黑云片麻岩 C 核部峰值：2.02Ga；变质部位1.95Ga HL2-5 细粒夕线石榴堇青石片麻岩 C 核部峰值：2.04，2.54，2.7Ga；变质1.96Ga HL3-2 细粒夕线石榴堇青石片麻岩 C 核部峰值：2.02Ga；变质边1.96Ga HL3-3 中粒石榴堇青石片麻岩 C 核部峰值：2.02Ga，变质边1.96Ga LA-ICP-MS，[4] HL01~02 夕线石榴黑云二长片麻岩 C 岩浆锆石：2.1~1.9Ga LA-ICP-MS，[5] 09AL243 粗粒黑云石榴片麻岩 C 碎屑锆石：2.2~2.0Ga SIMS，[6] 115-12-1 细粒绿泥石英砂岩 C 115-15-1 绢云黑云糜棱片岩 C 岩浆锆石：2.15~1.99Ga，峰值2.05Ga LA-ICP-MS， [7] 乌拉山群 WL007 含石榴石变泥质岩 C 岩浆锆石：2.32~1.84Ga WL011 夕线榴石黑云片麻岩 B 岩浆锆石峰值：1.88Ga，1.92Ga，1.98Ga WL016 石英岩 D 岩浆锆石：1.93~2.09Ga WL020 含石榴石变泥质岩 C 岩浆锆石峰值：1.94Ga，2.05Ga，2.16Ga LA-ICP-MS，[8] NM0413 石榴黑云片麻岩 A 核部：2.56~2.48Ga；边部2.4Ga NM0401 石榴黑云花岗岩 B 核部2.50Ga；幔部2.45Ga；边部2.4Ga NM0405 石榴黑云片麻岩 B/D 核部2.06Ga；幔部1.91Ga；边部1.95Ga SIMS，[9] B4254-6 蓝晶石榴长英质片麻岩 A 碎屑锆石峰值：2.48Ga，2.37Ga SIMS，[10] NM0619 石英岩 A 核部：2.51~2.25Ga；谐和变质年龄1.87Ga，1.9Ga NM0617-1 榴云片麻岩 B 核部：2.24~2.04Ga；变质年龄1.88Ga NM0621-1 堇青夕线榴云片麻岩 C 核部：2.56~2.21Ga；变质年龄1.96Ga NM0604 含石墨长石石英岩 A 核部：2.51~2.1Ga；变质年龄1.84Ga NM0916 榴云片麻岩 A/B 核部：2.49~2.46Ga；变质年龄1.88Ga NM0933 变质长石砂岩 A 碎屑锆石：2.48~2.4Ga；变质年龄1.83Ga SIMS，[11] NM0816 中细粒石榴黑云片麻岩 A/B 核部：2.53~2.47Ga；幔部：2.36Ga；边部<2.03Ga NM0620 石榴黑云片麻岩 B/D 重结晶部位：2.48~2.24Ga；变质边部1.95Ga NM0908 中细粒石榴黑云片麻岩 A/B 核部:2.57~2.45Ga;幔部:2.47-2.25Ga;边部:1.95Ga NM1030 石榴黑云片麻岩 A 核部:2.53和2.48Ga;幔部2.42~2.01Ga;边部:1.95Ga NM0810 石榴黑云片麻岩 B 重结晶部位平均：2.44Ga；边部<2.24Ga NM0807 深熔石榴黑云片麻岩 B 核部：2.54~2.44Ga；重结晶部位平均：2.43Ga NM0808 混合岩中的石榴黑云片麻岩 B 核部：2.5~2.29Ga；重结晶部位：2.46~2.19Ga NM0809 深熔花岗岩 B 核部：2.49~2.43Ga；重结晶部位：2.48~2.2Ga NM0913 夕线石榴黑云片麻岩 A 核部：2.5Ga SIMS，[12] NM1301 石榴石岩 B/C 核部：2.5Ga，变质年龄2.45Ga、1.9Ga SIMS，[13] 集宁群 01M020 中粒夕线榴长片麻岩 B/C 核部峰值：1.89Ga；变质年龄：1.81Ga 01M038 夕线榴长片麻岩 C 三个主要峰值1.89Ga，1.96Ga和2.03Ga 01M041 夕线石榴片麻岩 C 主要峰值1.93Ga，变质上交年龄1.95Ga 01M053 细粒堇青石榴夕线片麻岩 C 核部峰值：2.09Ga；变质年龄峰值：1.85Ga SIMS，[14] SDT0101 细粒夕线黑云片麻岩 B 碎屑岩浆锆石1.94和1.93Ga，变质年龄1.84Ga SDT0104 细粒含石墨夕线黑云片麻岩 C 碎屑岩浆锆石2.02Ga；变质年龄1.87Ga SIMS，[15] JS0102 夕线榴石片麻岩 C 碎屑岩浆锆石2.33Ga；变质上交年龄1.86Ga LA-ICP-MS，[16] 06JN017 岩浆锆石：上交年龄2.41Ga 06JN019 (黑云)夕线石榴堇青片麻岩 A/C 岩浆锆石：上交年龄2.16Ga 06JN021 岩浆锆石：2.55Ga，2.41Ga， 06JN022 尖晶-夕线-钾长-黑云母脉体 D 均一锆石：1.98Ga; D06JN034 花岗岩 B 岩浆锆石：1.96Ga; D06JN023 夕线石榴钾长糜棱岩 C 变质锆石，变质年龄1.87Ga; D06JN038 UHT变质重置年龄: 2.01Ga，1.9Ga;残留岩浆锆石: 2.48Ga、2.23Ga、 2.05Ga、2.03Ga D06JN039 (堇青)夕线石榴二长片麻岩 B/C D06JN033 UHT变质重置年龄：1.95Ga、1.99Ga P40b14.1 长英质片麻岩 D 岩浆锆石核部：2.45~2.09Ga；变质幔部平均：1.85Ga LA-ICP-MS，[17] BH53-1 夕线堇青石榴二长片麻岩 B/C 核、边混合年龄：1.94Ga LA-ICP-MS，[18] 注:*推测的原岩类型：A-长石石英砂岩；B-S型花岗岩；C-粉砂质泥岩-泥岩；D-长英质熔体.数据来源：[1] Dong et al., 2007；[2]周喜文和耿元生，2009；[3] Yin et al., 2009；[4] Yin et al., 2011；[5]校培喜等，2011；[6] Dan et al., 2012；[7] Li et al., 2014；[8] Xia et al., 2006a；[9] Wan et al., 2009；[10]徐仲元等，2011；[11] Dong et al., 2013；[12] Dong et al., 2014；[13]马铭株等，2015；[14] Xia et al., 2006b；[15] Wan et al., 2006；[16] Li et al., 2011；[17]徐仲元等，2013；[18]蔡佳等，2014

表 1 华北克拉通西部孔兹岩系“碎屑锆石”年代学结果统计 Table 1 Summary of ‘detrital zircon’ U-Pb ages of the khondalite series from the western North China Craton

本文在前人针对原岩沉积时代、变质时代的研究基础上，结合已有的地层学资料，初步建立了华北克拉通西部孔兹岩系的地层对比格架和岩相古地理模型，并对其原岩成因、分布及其地质意义做出了解译。 2 华北克拉通西部的孔兹岩系研究概况

卢良兆等(1996)将孔兹岩系的岩石学含义引证为“一套变质的富铝质沉积岩，由石榴石-石英-夕线石和石榴石石英岩、石墨片岩及大理岩组成”。如果按此定义，华北地区的孔兹岩系应包括内蒙古的贺兰山群(千里山群)、乌拉山群和集宁群、辽宁的辽河群、山西吕梁地区的界河口群、山东栖霞地区的荆山群和粉子山群和河南鲁山地区的上太华群等岩石地层单元(卢良兆等，1996; 钱祥麟和李江海，1999; 李江海等， 2000，吴昌华，2007)，以及鄂尔多斯中-新生代盆地的基底岩石(Hu et al., 2013; Wan et al., 2013b; Wang et al., 2014)。 此外，多次区域 地质调查结果显示 朝鲜半岛也保存了类似的变质沉积岩序列(翟明国等，未刊资料)。由此可知，孔兹岩系在华北克拉通(中朝地台)的分布十分广泛，既包括了鄂尔多斯地块的内部及其周缘地区(李江海等，2000)，也包括了吴昌华(2007)划分的古陆边缘地区。需要注意的是，Wan et al.(2006)认为上述地区孔兹岩系的原岩时代并不相同，例如丰镇活动带内的孔兹岩系就可能是更古 老的变质火山-沉积岩组合的再循环沉积产物。尽管多次变质、变形事件的叠加使得华北克拉通内各地区孔兹岩系的原岩信息(例如沉积构造、岩石成分、沉积序列特征等)难以保存(钱祥麟等，1985; 卢良兆等，1996; 吴昌华等，1997; 吴昌华和钟长汀，1998; 钱祥麟和李江海，1999; 李江海等，2000; 杨振升等， 2000，2003; 徐仲元等，2002; 吴昌华，2007)，但孔兹岩系原岩盆地属性的识别对于理解华北克拉通的前寒武纪演化历史仍然十分重要。针对华北克拉通西部的孔兹岩系，Condie et al.(1992)、Li et al.(2000)、徐仲元等(2005)、Wan et al.(2009)和Dan et al.(2012，2014)已先后从地球化学和年代学等方面提出了有关盆地类型的见解。

华北克拉通西部已出露的孔兹岩系自西向东不连续分布于贺兰山-千里山、乌拉山-大青山以及集宁等地区，宽约200km，东西长约1000km，大致相当于Zhai and Liu(2003)划分的丰镇活动带或者Zhao et al.(2005)提出的孔兹岩带。钱祥麟和李江海(1999)曾将发育在不整合面之上的孔兹岩系统称为丰镇群，并将其视为华北克拉通的第一套盖层沉积。然而，目前大部分研究者仍习惯于按照各地区域地质志的描述，将这套高级变质的富铝质火山-沉积岩系按地区不同分别称之为贺兰山群(千里山群)、乌拉山群和集宁群(图 2b)。早期的研究曾将本区的孔兹岩系及与之密切相关的麻粒岩系视为太古宙的高级变质岩(钱祥麟等，1985; 钱祥麟和李江海，1999; 李江海等，2000; 杨振升等， 2000，2003; Li et al., 2000)，但近年来大量的碎屑锆石年代学研究则显示孔兹岩系似乎是一套古元古代晚期的沉积序列，其时代目前被限制为2.3~2.0Ga(表 1)。

根据原始文献中的岩性特征和笔者的理解，表 1中的样品可以按原岩类型大致可分为四类：长石石英砂岩(A)、S型花岗岩(B)、粉砂质泥岩-泥岩(C)和长英质熔体(D)。仅就限定孔兹岩系的原岩沉积时代而言，本文认为只有A类样品的碎屑锆石记录具有实际意义：由于原岩粒径相对较粗，这类样品在结构和成分上允许大量碎屑锆石的存在；而泥质含量较高的细粒碎屑岩中一般难有碎屑锆石，因此很难断定C类样品的核部是否可以代表真实的碎屑锆石年龄，翟明国(2009)也曾据此质疑这类样品中的锆石核部记录的是不平衡的同位素年龄结果，尽管一些作者认为锆石的Th/U比值可以判断其变质或岩浆成因；B类和D类样品的地质意义类似，它们在成因上与后期的变质作用密切相关，但其中的锆石核部(即便具有典型的震荡环带结构)是否也存在同位素不平衡置换的影响仍然不得而知，因此这些数据仅可用于参考，如果直接以其限定孔兹岩系的原岩时代似乎不妥。由表 1可知，A类样品主要采自大青山地区，由于这类样品的锆石年龄分布明显不同于贺兰山、集宁地区的众多B、 C、 D类样品的碎屑锆石年龄结果(它们是否代表真实的年龄结果尚待甄别，暂统称为“碎屑锆石”)，Wan et al.(2009)和Dong et al.(2013)认为在大青山地区可能存在一套2.51~2.45Ga的变质沉积岩系-“大青山表壳岩”，以此解释不同地区孔兹岩系碎屑锆石记录的不协调现象。但是，按照前述不同类型样品所代表的地质意义来看，本文推测“大青山表壳岩”可能保存了孔兹岩系源区年龄信息的真实记录。因此，明确孔兹岩系和大青山表壳岩之间的地层学关系，是判别孔兹岩系原岩时代的关键。但毋庸置疑的是，大青山表壳岩系的出现表明，新太古代末期的华北克拉通、或者至少其西部已经开始出现稳定的地台区。

与孔兹岩系有关的另一个争论是其原岩盆地的构造属性问题。早期的研究者普遍认为孔兹岩系的原岩堆积于克拉通内部盆地(Condie et al., 1992; 徐仲元等，2005; 翟明国和彭澎，2007)或被动大陆边缘(Li et al., 2000)，但近年来的年代学和同位素地球化学研究则倾向于将之理解为活动大陆边缘或弧后盆地(Wan et al., 2009; Peng et al., 2014; 刘平华等，2013; 刘建辉等，2013)环境中快速堆积的产物(Dan et al., 2012，2014)。一般而言，在区域构造背景相对稳定的环境中，如克拉通内部或被动大陆边缘等，盆地的沉积趋势主要受控于绝对海平面升降，而在活动大陆边缘环境的沉积体系则应以较频繁的相对海平面波动为特征。 3 层序地层划分

早前寒武纪的角闪岩相-麻粒岩相表壳岩在全球主要的古老克拉通内部均有出露(翟明国，2009; Zhai，2011)，仅以华北克拉通内相应地质体现阶段的研究成果和主要认识而言，厘定这些高级变质表壳岩的原岩特征、并恢复由沉积序列所揭示的盆地构造属性，是理解地球早期微陆块/陆核拼合、联合古陆形成等重要地质过程的关键之一。尽管地质意义十分重要，但目前对早前寒武纪副变质岩系进行原岩恢复和地层对比等研究仍存在实践上的困难，其主要症结在于相应地质体普遍经历了极其复杂的变质、变形过程。然而，本文认为在分层清晰的副变质岩序列中，根据不同层位典型矿物的出现/消失或含量的增加/降低、并结合垂向上的相应变化，可以大致恢复其原岩的沉积特征和沉积相序列。

由于具有十分重要的大地构造意义，孔兹岩系是华北克拉通内部研究程度最高的早前寒武纪表壳岩地质体，目前已在贺兰山-千里山、大青山和集宁等典型出露区建立了比较成熟的地层划分方案。在这套高级变质的富铝质变沉积岩系中，泥质变质矿物(如黑云母、石榴子石、夕线石等)和有机质变质而成的石墨矿在不同成分层中的含量存在显著差异，指示了原岩泥质含量的相对高低；同时，这些富泥质的成分层与原岩成熟度较高的浅粒岩、变粒岩层位之间具有特征性的变化规律。由此推知，以泥质变质矿物组合为依据所划分的地层单元，适宜通过原岩泥质含量及其变化规律(升高/降低)来恢复原岩序列、推测沉积体系及相应的海平面升降旋回，并在此基础上识别不同的沉积层序单元。 3.1 贺兰山地区

霍福臣等(1987)将贺兰山地区的下、中前寒武系划分为中太古界贺兰山群及不整合上覆的下元古界赵池沟群，其中贺兰山群由三个亚群组成，自下而上的岩性主要为：(第一亚群)石榴二长片麻岩、石榴黑云二长片麻岩及石榴黑云斜长片麻岩；(第二亚群)黑云斜长片麻岩夹二云石英片岩、白云石英片岩；(第三亚群)黑云斜长片麻岩夹浅粒岩、石榴黑云斜长片麻岩。卢良兆等(1996)考察了出露于宗别立地区的该套变质表壳岩后指出，该区的贺兰山群基本由大理岩组、变粒岩组和片麻岩组组成，其岩性特征与邻区的千里山群及内蒙古东南部的集宁群基本相同，均属孔兹岩系。本文选取的典型剖面位于内蒙古自治区阿拉善盟左旗宗别立苏木(乡)柳树沟-白可可沟，以下地层资料改自《宁夏回族自治区区域地质志》(宁夏回族自治区地质矿产局，1990)：

28.厚层至块状混合质浅粒岩夹含少量石榴子石薄层黑云斜长片麻岩，底部为中粗粒浅粒岩

27.黑云斜长片麻岩

26.中粗粒浅粒岩

25.黑云斜长片麻岩

24.粗粒浅粒岩

23.黑云斜长片麻岩

22.石榴黑云斜长片麻岩

21.黑云斜长片麻岩

20.中细粒黑云变粒岩，底部为浅粒岩

19.黑云斜长片麻岩

18.条带状混合岩

17.黑云斜长片麻岩

16.浅粒岩

15.黑云斜长片麻岩

14.粗粒浅粒岩

13.黑云斜长片麻岩

12.顶部为浅粒岩，主体为黑云斜长片麻岩夹浅粒岩

11.底部黑云斜长片麻岩夹浅粒岩，中部浅粒岩，上部浅粒岩夹黑云斜长片麻岩

10.浅粒岩

9.黑云斜长片麻岩夹黑云变粒岩

8.上、下部主体为浅粒岩，中部为黑云斜长片麻岩偶夹浅粒岩

7.黑云斜长片麻岩与黑云变粒岩互层，底部含少量夕线石及石榴子石

6.中细粒浅粒岩

5.主体为中细粒浅粒岩，顶部为薄层黑云斜长片麻岩

4.石榴黑云斜长片麻岩

3.浅粒岩

2.黑云斜长片麻岩

1.浅粒岩

本区孔兹岩系的原岩为基本不含火山岩的沉积岩系，主体为含粘土质长石杂砂岩-富粘土质长石杂砂岩-泥质岩组合，含少量的灰岩和钙质粉砂岩夹层，是在相对较稳定构造背景下的浅海相沉积(卢良兆等，1996)。如图 3a1所示，贺兰山地区的孔兹岩系的原岩序列可划分为三个沉积层序。沉积层序S1由一个完整的海平面升降旋回组成：第1-3层主体为高潮泥坪-潮间坪相，原岩序列中的泥质含量波动较大，对应相对海平面的上升阶段；第4层为原岩泥质含量较高的陆棚相，应视为最大海侵阶段沉积；第5-8层的泥质含量逐渐降低，为海平面下降阶段产物。沉积层序S2也可识别出完整的海平面升降旋回，其中第12、13层泥质含量最高，为最大海侵阶段产物；第18层的条带状混合岩可能为变质岩浆岩。值得注意的是，沉积层序S2显示出海平面下降相对于上升阶段较为缓慢的特征。沉积层序S3由第22-28层组成，本层序的海平面下降阶段记录未能完好保存。S3的最大海泛面阶段由第25-28层组成，其中各层对应的沉积相在陆棚和潮下带之间波动，指示在此期间频繁的相对海平面升降变化。

图 3

Fig. 3

图 3 贺兰山群(a1)、乌拉山群(a2)、集宁群(a3)变质沉积岩层位的沉积层序划分(S1、S2、S3)和地层对比格架(a)及其典型剖面地理位置(b)Fig. 3 Depositional sequence subdivisions(S1，S2，S3) and stratigraphic correlating frame of the Helanshan(a1)，Wulashan(a2) and Jining(a3)groups(a) and present locations of the typical sections(b)

本区孔兹岩系主体分布于大青山和乌拉山一带，呈近东西向展布，按照1973年的原始定义，从属于乌拉山群，该群下部以角闪斜长片麻岩、斜长角闪岩为主夹变粒岩、磁铁石英岩，上部为石墨片麻岩、透辉石大理岩、夕线石石英岩等变质岩系(内蒙古自治区地质矿产局，1996)。董启贤和周俊昌(1984)考察了分布于五当、乌拉特前旗、固阳县及包头市范围内的这套变质岩系，提出将原乌拉山群自上而下解体为乌拉山群、上集宁群和下集宁群三部分，并根据岩石组合将新建的乌拉山群划分为四个岩组。杨振升等(2003)在大青山-乌拉山及其邻区早前寒武纪地层系统重建的工作中，将乌拉山群划分为上、下两个亚岩群，下亚岩群为片麻岩系，上亚岩群为孔兹岩系，其中孔兹岩系自下而上又可分为榴云片麻岩岩组、透辉片麻岩岩组和大理岩岩组。本文讨论的典型剖面位于内蒙古自治区包头市哈达门沟及卓资县陶卜齐地区，以下地层资料改自《内蒙古自治区区域地质志》(内蒙古自治区地质矿产局，1991)：

13.厚层长石石英岩

12.厚层长石石英岩与黑云斜长变粒岩不等厚互层，夹透辉大理岩透镜体

11.黑云斜长变粒岩夹透辉大理岩透镜体

10.黑云斜长变粒岩夹长石石英岩

9.透辉大理岩

8.薄层长石石英岩与黑云斜长变粒岩互层，夹大理岩

7.浅粒岩

6.花岗质片麻岩

5.透辉大理岩

4.含榴石夕线石英岩

3.透辉大理岩

2.角闪斜长变粒岩

1.榴石浅粒岩夹含石墨榴石变粒岩

由于大青山地区孔兹岩系的岩性变化较大并夹有大量基性麻粒岩和片麻岩类岩石，卢良兆等(1996)曾认为本区孔兹岩系的原岩为泥岩-泥质细砂岩夹杂砂岩建造，其形成环境为动荡的边缘海环境而非稳定的浅海盆地。大青山表壳岩单元产出于杨振升等(2003)所划分的榴云片麻岩岩组中(Wan et al., 2009; Dong et al., 2013，2014)，大致相当于上述地层单元的第1-4层。本区孔兹岩系的原岩为稳定构造背景下的浅海相泥质细砂岩-碳酸盐岩夹长石杂砂岩-长石(杂)砂岩组合，总体由三个沉积层序组成(图 3a2)。沉积层序S1由一个完整的海平面升降旋回组成，其原岩沉积体系为泥质、有机质含量较高的潮坪环境，第1-4层的沉积相分别为：潮间带-低潮坪-潮间带-高潮泥坪。沉积层序S2由第5-9层组成，其中透辉石大理岩的原岩应为含少量陆源碎屑物质的碳酸盐岩，由此对应潮间带环境的混合坪相；第6层为变质的花岗岩；第8层出现成熟度相对较高的长石石英砂岩与具有一定泥质矿物含量的黑云斜长变粒岩互层，表明第7-8层的原岩沉积环境应具有潮间带、低潮坪的过渡性质；第9层为海退阶段产物。沉积层序S3由第10-13层组成，其原岩成熟度相对较高，沉积相变化序列主体为陆棚相、潮下带相及其过渡类型，指示本区海侵过程中相对海平面的频繁波动。 3.3 集宁地区

集宁群的原始含义是包括了分布于集宁、卓资县、凉城及土贵乌拉一带的各种片麻岩、混合岩、大理岩等古老的变质岩系，然而，随后的研究工作表明，这套变质岩系实际上可以分为两大类：一类为麻粒岩系，另一类为孔兹岩系(卢良兆等，1996)。内蒙古自治区地质矿产局在1991年出版的《内蒙古自治区区域地质志》中，也主张将集宁群解体为上、下集宁群两部分：下集宁群以麻粒岩和黑云斜长片麻岩为主，无大理岩及其他陆缘碎屑沉积变质产物；上集宁群则以片麻岩和浅粒岩为主，夹少量大理岩和麻粒岩，赋存稳定的石墨矿层(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。本文选取位于内蒙古自治区乌兰察布市兴和县高庙子乡三岔榆树沟-店子乡落官窑的典型剖面，以下地层资料改自《内蒙古自治区区域地质志》(内蒙古自治区地质矿产局，1991)：

11.含榴石浅粒岩、长石石英岩，夹黑云钾长片麻岩

10.黑云榴石浅粒岩，夹夕线榴石二长片麻岩

9.浅粒岩与夕线榴石斜长片麻岩互层

8.含榴石长石石英砂岩，夹夕线石榴斜长片麻岩

7.夕线榴石钾长片麻岩，夹含榴石浅粒岩

6.含夕线榴石长石石英岩与夕线榴石黑云斜长片麻岩间层

5.夕线榴石黑云钾长片麻岩，夹含榴石浅粒岩和长石石英岩

4.含石墨黑云夕线榴石斜长片麻岩，夹含榴石浅粒岩

3.夕线榴石斜长片麻岩，夹含榴石长石石英岩和含石墨夕线榴石浅粒岩

2.含石墨榴石浅粒岩，含石墨榴石黑云斜长片麻岩，含石墨透辉大理岩

1.黑云斜长片麻岩及薄层状细粒黑云钾长变粒岩

集宁地区孔兹岩系的原岩建造以长石砂岩和长石杂砂岩为主，碎屑和基质成分高度混杂，可能为被动大陆边缘背景下的浅海沉降区，其形成过程可能与地壳拉张过程有关(卢良兆等，1996)。本区的孔兹岩系同样可识别出三个沉积层序(图 3a3)，其中S1、S2均为完整的沉积旋回：S1由第1-4层组成，自下而上的岩相组成为高潮坪-高潮坪、潮间带过渡相-潮间带、低潮坪过渡相-高潮坪，原岩序列总体以具有较高的有机质、泥质含量为特征；S2包含第5-7层，岩相组成依次为潮间带-低潮坪-潮间带，原岩泥质含量较高。与S1、S2相比，S3的组成相对复杂：首先，与贺兰山、大青山地区类似，本区的S3是一个不完整的沉积层序，仅能识别出海退阶段记录，原岩中的泥质含量总体较S1、S2减少；其次，第11层的沉积相指示了一次明显的相对海平面上升过程。这种特征至少存在两种解释：第一种是该层为另一个沉积层序的初始海侵阶段产物；第二种是将其解释为S3内部的一次相对海平面波动(可能由构造沉降引起)。

需要再次强调的是，尽管Condie et al.(1992)提出现存的孔兹岩系与原岩的真实序列差异不大，但由于华北克拉通西部具有十分复杂的变质、变形历史，大部分学者认为孔兹岩系的原始地层结构已被打乱、呈现“总体有序、具体无序”(徐仲元等，2002)的特征。因此，上述关于贺兰山、大青山以及集宁等地区孔兹岩系的层序地层划分、对比方案仅是基于地层学研究的一次大胆尝试，关于其结果的可信性论证详见下文讨论。 4 孔兹岩系的岩相古地理特征

自西向东分布于贺兰山、大青山和集宁地区的孔兹岩系均由三个沉积层序S1、S2、S3组成，其中S1和S2代表了两个完整的海平面升降旋回，S3作为一个不完整的旋回记录在这三个地区的保存则略有差异。图 4为孔兹岩系的原岩沉积相横向对比剖面。S1阶段早期，贺兰山地区应处于低潮坪-潮间带的过渡环境，大青山地区为低潮坪，而集宁地区则位于潮间带-高潮泥坪的过渡带中；在最大海侵阶段，上述地区则分别处于陆棚-潮下带过渡环境、潮下带以及低潮坪环境；在S1沉积过程的后期，随着海平面下降过程的持续，这些地区则分别位于低潮坪-潮间带过渡环境、潮间带-高潮泥坪过渡环境和高潮泥坪。S2的早期阶段的沉积记录仅在贺兰山地区保存，为潮间带-高潮泥坪环境，而大青山地区和集宁地区此时仍位于沉积基准面之上；在最大海侵阶段，集宁地区应为低潮坪-潮间带环境，大青山地区水体相对较深，位于潮下带内，而贺兰山地区则属于陆棚环境；在S2的后期，海平面下降使得上述地区分别处于潮间带、潮间带-低潮坪及低潮坪沉积环境。S3早期阶段，集宁及大青山地区仍为剥蚀区，贺兰山地区则位于潮间带-高潮泥坪环境；在最大海侵阶段，上述地区分别为潮下带、陆棚-潮下带以及陆棚环境；S3后期阶段，集宁地区为低潮坪-潮间带环境，大青山地区处于潮下带-低潮坪环境中，贺兰山地区则为水体最深的潮下带环境。

图 4

Fig. 4

图 4 贺兰山群、乌拉山群和集宁群S1-S3时期横向相变图Fig. 4 Transverse facies profile of the Helanshan，Wulashan and Jining groups during the S1-S3 period

综上所述，华北克拉通西部地区的古地理演化过程可以初步概括为(图 5)：在S1-S3的沉积时期，自贺兰山地区、途经大青山地区，最终至集宁地区，沉积环境的水体深度呈逐渐变浅的趋势，指示了海侵方向。以现有的地层资料而言，贺兰山地区的沉积记录保存的最为完整，表明该区在相应时期的可容纳空间最大，是可能的沉降中心。

图 5

Fig. 5

图 5 鄂尔多斯地块S1-S3时期的岩相古地理图 1-陆棚；2-潮下带；3-低潮坪；4-潮间带；5-高潮坪；6-推测古滨线；7-剖面位置Fig. 5 Lithofacies paleogeographic map of the Ordos block during the S1-S3 period 1-shelf; 2-subtidal; 3-lower intertidal; 4-intermediate intertidal; 5-higher intertidal; 6-suppositional palaeo-shoreline; 7-locations of the chosen sections

尽管杨振升等(2003)认为孔兹岩系的区域构造样式是由深层地幔不均衡隆升造成的穹-褶构造，但由于后期复杂的构造变形和变质作用，大部分学者认为华北克拉通西部孔兹岩系的原岩序列是难以划分的，这为推测孔兹岩系原岩盆地的构造属性造成了相当的困难。然而，本文认为这套孔兹岩系的原始地层结构(至少在典型剖面地区)仍是可以大致识别的，尽管复杂的变形可能已将地层序列部分打乱或加厚，主要有两方面的证据：首先，如图 3所示，沉积层序S1、S2和S3对应的海平面升降曲线在不同地区略有差异，这可能是由原岩序列中部分层位的重复或缺失造成的，但是即便如此，孔兹岩系中的三个沉积层序在贺兰山、大青山和集宁地区仍然可以对比。另一方面，Zhang et al.(2014)和Yang et al.(2014)认为集宁兴和地区石墨矿的成矿物质来自于孔兹岩系，原岩中的有机质经1.95~1.82Ga的变质、变形作用后发生了再富集成矿过程。在华北克拉通西部的孔兹岩系中，现已查明的含石墨的层位均属于沉积层序S1，即孔兹岩系原岩序列的底部：作为沉积过程的早期阶段，长期剥蚀产生的、大量富含营养元素的陆源碎屑物质随着海侵作用的持续进行，沿贺兰山-大青山-集宁地区的海侵方向逐步堆积，因此本阶段的微生物生产力和沉积物中埋藏的有机质含量远高于S2和S3阶段。综上所述，笔者认为本文的层序地层划分、对比和岩相古地理恢复结果可以大致反映孔兹岩系原岩盆地的沉积特征，从而初步判断沉积盆地的展布范围及其构造背景。

华北克拉通西部不同地区出露的孔兹岩系(包括大青山表壳岩)是可对比的同一套地层，应统称为丰镇群(钱祥麟和李江海，1999; 翟明国，2004)，其原岩序列可能代表了一个完整的陆表海演化旋回(鄂尔多斯陆表海)，其中沉积层序S1、S2分别对应这个陆表海的发育和成熟阶段，由于盆地的区域构造背景稳定，这一时期的沉积趋势主要由绝对海平面升降控制；沉积层序S3则代表陆表海消亡阶段的沉积序列，受区域构造运动影响的相对海平面升降成为这一时期的沉积趋势主控因素。根据已发表的锆石年龄数据，鄂尔多斯地块内部的孔兹岩系与贺兰山地区的丰镇群应为同源的沉积序列(Hu et al., 2013; Wan et al., 2013b; Wang et al., 2014)，由此可以判断，鄂尔多斯陆表海很可能覆盖了整个鄂尔多斯地块(甚至更广大的区域)，并且每一沉积阶段的海侵方向均是由贺兰山-鄂尔多斯地块内部指向大青山、集宁等陆缘地区，这意味着当时的大洋可能位于鄂尔多斯地块现今的贺兰山-西安一侧。

尽管目前大部分研究者将丰镇群的沉积时代限定为2.3~2.0Ga，但对2.4~2.0Ga碎屑锆石年龄是否具有地质意义的质疑同样不容忽视(翟明国，2009)。如果仅采信表 1中的变长石石英砂岩样品结果，丰镇群的源区物质年龄似乎应为2.57~2.45Ga左右，这与华北克拉通新太古代末期花岗岩的大规模熔出和侵位时代相一致(Zhai，2011)。另一方面，与世界上其他克拉通的地球动力学背景类似，华北克拉通也经历了2.5(2.45)~2.35(2.3)Ga的“构造寂静期”(Zhai，2011)，这一时期稳定的区域构造背景为鄂尔多斯陆表海的发育和沉积物堆积提供了可能。来自鄂尔多斯基底岩石的最新资料进一步支持了这个推测，这些研究表明，鄂尔多斯地块可能早在中太古代已经形成，并且于2.5Ga左右经历了强烈的改造，此后直至2.2Ga之前未见明显的构造热事件记录(Zhang et al., 2015)。因此，孔兹岩系(丰镇群)原岩的形成时代可能略晚于大规模的花岗岩熔出和侵位时代，是华北陆块于新太古代末期完成克拉通化过程之后的第一套沉积盖层。此外，前人关于孔兹岩系原岩盆地的构造属性曾给出克拉通盆地(Condie et al., 1992; 徐仲元等，2005; 翟明国和彭澎，2007)、被动大陆边缘(Li et al., 2000)或活动大陆边缘(Wan et al., 2009; Dan et al., 2012，2014; Peng et al., 2014; 刘平华等，2013; 刘建辉等，2013)等多种解释。根据本文的岩相古地理重建结果、并结合目前鄂尔多斯地块的研究进展，古元古代早期发育的鄂尔多斯陆表海很可能覆盖了华北克拉通西部的大部，其分布范围至少包括了鄂尔多斯地块的内部和周缘。但需要说明的是，由于沉积层序S1-S3准确的沉积时限仍需进一步的研究，目前难以确定S1、S2和S3的层序级别以及不稳定相对海平面变化特征的成因机制(短期的区域构造运动还是长期的全球性海平面变化？)。然而目前可以基本确定，与孔兹岩系可对比的古老沉积岩系似乎并非传统认识上的呈“带状”分布，而很可能是以面状的形式展布于华北克拉通内的大部分地区，笔者在后续的工作中将以华北中部、东部等地出露的早元古代副变质岩系为重点，开展相应地质体是否可以进行地层对比的相关研究；图 5为反映海侵极性的古地理重建模型，仅以鄂尔多斯地块现阶段的研究成果而言，分布范围如此巨大的孔兹岩系似乎是一套堆积于克拉通盆地的碎屑岩沉积序列，而非典型的陆缘型沉积盆地，但是如此厚大且分布广泛的沉积岩如何下沉变质则是需要进一步考虑的问题。 6 结论

(1)贺兰山地区、大青山地区和集宁地区的孔兹岩系均由可对比的沉积层序S1、S2、S3组成，鄂尔多斯地块内部的部分基底岩石在沉积时代、源区特征、变质时代等方面均与孔兹岩系类似，表明这套变质沉积岩序列在整个鄂尔多斯地块均有分布，可将之统称为丰镇群；

(2)丰镇群的岩相古地理重建结果显示华北克拉通西部曾存在一个鄂尔多斯陆表海，其海侵方向大致由贺兰山-鄂尔多斯地块内部指向大青山、集宁等陆缘地区，贺兰山地区是可能的沉降中心。在鄂尔多斯陆表海的发育阶段，丰镇群的沉积序列S1中埋藏了大量的有机质，这些有机质经后期的变质、变形作用发生富集形成石墨矿；

(3)鄂尔多斯陆表海发育于“构造寂静期”的某一阶段，丰镇群很可能是代表华北陆块克拉通化在新太古代末期完成的标志性沉积盖层，其形成时代略晚于大规模的新太古代末期的花岗岩熔出与侵位时代。