第四节 新元古代青白口纪地史

新元古代是指距今10亿年到5.41亿年的地质时期，国际地层委员会将新元古代划分为拉伸纪（Tonian Period）（10~7.2 亿年）、成冰纪（Cryogenian Period）（7.2~6.35 亿年）、埃迪卡拉纪（Ediacaran Period）（6.35~5.41亿年）。与之对应，中国新元古代划分为青白口纪、南华纪、震旦纪。

青白口纪是指在北京门头沟青白口村命名的地层单位，时代为（1000~720Ma），原包括下马岭组、龙山组和景儿峪组（高振西等，1934），由于下马岭组发现1360Ma左右的火山灰层，因此下马岭组时代为中元古代。“震旦”是我国的古称，Richthofen（1871）首次用于地层专名，其最初含义是指华北早古生代一元古宙之间的大套碳酸盐岩地层。Grabau（1922）重新厘定震旦系含义为“寒武系之下，五台群或泰山群变质岩系之上的一套未变质的岩系”，其标准剖面为天津蓟县剖面。李四光（1924）在长江三峡东部将黄陵隆起周围的变质基底之上、寒武系之下的地层建立了华南的震旦系。后研究表明以华北蓟县剖面为代表的北方“震旦系”实际为中、新元古代地层（后曾建震旦亚界），因此目前不再将其作为震旦纪地层。李四光（1924）在三峡地区所建的震旦系分为上下两部分，下统为莲沱组碎屑岩和上部南沱组冰碛岩，上统为陡山沱组和灯影组，均为镁质碳酸盐岩。第三届全国地层会议（2000）将震旦系解体，下部独立新建南华系，与国际地层表中的成冰纪接轨。上部仍保留为震旦系，与国际地层表中的埃迪卡拉系对应。近年来，莲沱组的凝灰岩的锆石年代学研究发现莲沱组时限大于成冰纪底界720Ma，因此莲沱组应为青白口系而非南华系。

新元古代在地史发展中处于一个特定的阶段。首先，该时期地球上几乎所有的大型稳定板块都已形成，板块上多具有非变质的沉积盖层。其次，中元古代后期形成的罗迪尼亚（Rodinia）超大陆从新元古代开始裂解。南华纪（成冰纪）是地史时期重要的冰室期，先后发育 Kaigas（757~741Ma）、Sturtian（718~660Ma）、Marinoan（651~635Ma）和 Gaikers（583.7~582.7Ma）4次冰期，尤其是 Sturtian和Marinoan冰期在全球几乎所有陆块均发育冰碛岩，Hoffman（1997）认为当时地球表面从两极到赤道，从陆到海全部被冰覆盖，称为“雪球地球”。

从生物演化来看，南华纪到震旦纪是原生动物向后生高等动物演化的重要环节，此期有著名的宋洛生物群、瓮安生物群、埃迪卡拉生物群、庙河生物群、蓝田生物群等。但就总体来看，这些化石时空分布局限，保存程度差，还不足以生物化石建阶和分带以划分地层。因此，只能把南华纪和震旦纪看成从元古宙到古生代的过渡阶段。

就中国而言，南华系和震旦系在华北地区零星分布，而华南地区分布广泛且层位齐全，是全球研究成冰系（南华系）和埃迪卡拉系（震旦系）的经典地区。

一、中国东部青白口纪的地层系统

1.华北地区青白口纪的地层系统

华北地区青白口系以燕山地区发育较好，包括骆驼岭组（或龙山组、长龙山组）和景儿峪组。

龙山组最早由郝诒纯（1954）命名为龙山砂岩，命名地点在北京市昌平县龙山，同年乔秀夫称龙山组。1976年发现“龙山组”一名与南方龙山系混淆，故改称长龙山组。邢裕盛等（1982）认为无此“长龙山”地名，也不符合地层建组规范，故命名骆驼岭组。

骆驼岭组由含砾长石砂岩、石英砂岩、海绿石砂岩及杂色页岩组成，在中国蓟县一带厚118m，燕山西段厚64m，富含微古植物，主要有粗面球形藻、古巢面藻、巢面球形藻、Trachysphaeridium、Poly-matosphaeridium 等。此处尚有宏观碳质化石（藻类）: Vendotaenia sp. Chuaria circularis、Shouhsienia shouhsiensis、Longfengshania sp.等。其海绿石K-Ar法年龄为855Ma、870Ma、890Ma，地层时代为青白口纪。骆驼岭组与下伏地层下马岭组平行不整合接触。

景儿峪组由高振西等（1934）在天津蓟县西景儿峪村命名的景儿峪灰岩沿革而来。该组岩性主要由一套红色、灰绿色、蛋青色、灰褐色薄层含泥的白云质泥晶灰岩组成，最底部常有一层含海绿石粗粒长石砂岩或细砾岩。景儿峪组在区域上分布稳定，厚度变化较大，一般为59~202m。本组海绿石K-Ar法年龄为853Ma和862Ma，地层时代为青白口纪。景儿峪组底部以30~50cm含海绿石砂岩与下伏骆驼岭组整合接触，顶部以白云岩与寒武系府君山组含三叶虫的白云质灰岩、灰岩平行不整合接触。

2.华南地区青白口纪的地层系统

华南地区青白口系具有明显的扬子地块、江南造山带、华夏地块地层的三分性，扬子地块内部青白口系为莲沱组。莲沱组（Ptaᵢl）是刘鸿允、沙庆安（1963）所创的莲沱群演变而来。莲沱组指黄陵花岗岩与南沱组之间的一套紫红色碎屑岩沉积。本组可分为两段：下段为紫红、棕黄色中厚层一厚层状砂砾岩、含砾粗砂岩、长石质砂岩、凝灰质砂岩、凝灰岩等，底部有时具砾岩，厚度39~63m；上段为紫红色、灰绿色中厚层状细粒岩屑砂岩、长石质砂岩夹凝灰质岩屑砂岩、晶屑、玻屑凝灰岩等，厚度91~105m。据赵自强等（1988）研究，本组产微古植物共计11属、19种。其中主要是球藻亚群 Leiopsophosphaeraminor，Trachysphaeridium plamum等。另外，赵自强等（1985）采自峡东莲沱组层凝灰岩中的锆石之U--Pb年龄为（748±12） Ma。Lan等（2015）在三峡地区王风岗剖面莲沱组下部获得U-Pb（SIMS）同位素776Ma的年龄，顶部为724Ma，说明莲沱组的时代主要为青白口纪。

江南造山带新元古界青白口系发育较好，尤其是江南造山带西段湖南、贵州、广西部分青白口系发育较为齐全，主要分两个构造层（表11-2）。其中湖南分别称为冷家溪群和板溪群，贵州称为梵净山群和下江群，广西称为四堡群和丹州群。冷家溪群为一套浅变质的碎屑岩、火山碎屑岩，局部夹中基性火山岩。梵净山群为浅变质的基性、超基性火山岩和火山碎屑岩、含火山碎屑的砂岩为主。四堡群主要是一套基性、超基性的火山岩。板溪群、下江群、丹州群岩性大致相似，由一套浅变质的碎屑岩、泥质岩组成，从下部向中部由近岸浅水沉积（如贵州的甲路组）变化到半深海浊流沉积（贵州的番召组和清水江组），向上到顶部（如贵州的平略组和隆里组）又变为滨岸浅水沉积。由扬子地块向江南造山带方向也呈现海水逐渐加深的趋势。

华夏地块青白口系分布零星，具有不同程度的变质作用改造，研究程度较低。如赣南地区的青白口系为浒岭组、神山组和潭头群（浅变质的碎屑岩、泥质岩），闽西北的麻源群（石英云母片岩），浙江的河上镇群（浅变质的中基性火山岩、火山碎屑岩，砂泥岩），广东的云开群上部的沙湾坪组（变质砂泥岩、云母石英片岩等）。总体上看，华夏地块青白口系以具有火山活动的火山岩、火山碎屑岩，具火山碎屑的砂泥岩为特色，与扬子板块和江南造山带具有一定差异性。

二、青白口纪地史

中元古代后期，受1100~1000Ma格林威尔运动的影响，几乎地球表面的所有大陆聚合，形成Rodinia超大陆。Li等（1999）恢复了包括华南的 Rodinia超大陆，将华南陆块置于 Rodinia超大陆的中部（详见第十七章），认为新元古代为 Rodinia超大陆的裂解期。最新的研究认为，华南可能位于Rodinia超大陆的北部边缘，和澳大利亚和印度板块具有亲缘性（Cawood et al.，2015; Xu et al.，2013，2016），因此将华南陆块置于 Rodinia超大陆的北缘的澳大利亚和印度板块的外缘。新元古代时期，Ro-dinia超大陆进入裂解阶段，许多学者认为华南进入同步裂解，也有人认为华南仍处于扬子陆块和华夏陆块的拼合阶段，裂解时间有所滞后。

1.华北板块及其大陆边缘青白口纪的古地理

继承中元古代的裂陷槽盆地格局，华北板块新元古代青白口系主要分布于北部燕辽海槽和东南部豫西淮南海槽（图11-13）。

燕辽海槽区青白口系分为下部龙山组（骆驼岭组）和上部景儿峪组，两组厚度均较小，滨浅海沉积为主，反映裂陷作用微弱。龙山组（骆驼岭组）为超覆于下伏不同层位上的含砾长石砂岩、石英砂岩、海绿石砂岩及杂色页岩，为滨浅海相沉积，上部景儿峪组为含泥的白云质泥晶灰岩组成，最底部常有一层含海绿石粗粒长石砂岩或细砾岩，以浅海碳酸盐岩沉积为主，底部为滨海碎屑岩沉积。

豫西淮南海槽以豫西为代表，北部嵩山-淇县小区青白口系下部葡峪组、骆驼畔组为滨浅海砂岩、粉砂岩夹泥质岩，上部何家寨组下部为滨浅海碳酸盐岩沉积，上部为滨浅海碎屑岩、泥质岩沉积。渑池-缺失小区青白口系洛峪群下部崔庄组、三教堂组为滨浅海砂岩、粉砂岩夹泥质岩，上部洛峪口组为滨浅海相白云岩、砂质白云岩。栾川小区的栾川群下部白术沟组、三川组为滨浅海砂岩、粉砂岩夹泥质岩，上部南泥湖组和煤窑沟组以滨浅海碳酸盐岩为主。上述沉积特征反映华北板块南部主要为稳定的滨浅海沉积。

新元古代青白口纪华北板块南北两侧均为非稳定的大陆边缘地区。华北板块北部的阴山-大青山地区新元古界的白云鄂博群上部为新元古代的被动大陆边缘沉积。华北板块南部的豫西-陕南地区，新元古界宽坪群的火山岩和变质碎屑岩地层代表南部活动的大陆边缘沉积。

2.华南地区青白口纪的古地理和古构造

华南地区青白口系分布广泛，具有明显的三分性：西部为扬子地块，东部为华夏地块，二者之间为江南造山带（图11-14）。扬子地块以鄂西最典型，围绕“黄陵隆起”分布莲沱组碎屑岩。江南造山带地区分布冷家溪群和板溪群及相当层位的地层。华夏地块青白口系零星分布，总体为一套浅变质岩系。

扬子地块青白口系莲沱组下部为瓣状河和三角洲平原的粗碎屑砂砾岩和砂岩夹薄层泥岩，砂岩中具流水交错层理；中部为三角洲前缘的砂岩夹泥质岩，砂岩中具流水交错层理和浪成交错层理；上部为滨浅海相的砂泥岩互层，砂岩中具浪成交错层理。反映围绕扬子北缘黄陵-神农架古陆的近岸陆相—滨浅海相的碎屑沉积环境。

如前所述，华夏地块青白口系分布零星，变质作用改造明显，研究程度较低。总体来看，渐赣闽越地区的青白口系为浅变质的碎屑岩和火山岩、火山碎屑岩，与扬子地块、江南造山带具有明显区别，属于Rodinia超大陆北缘的华夏地块沉积组合。

位于扬子地块与华夏地块之间的江南造山带，青白口系分为上下两部分（表11-2）。青白口系下部（>820Ma）在江南造山带西段分别称为冷家溪群（湖南）、梵净山群（贵州）、四堡群（广西），在江南造山带东段称为双桥山群（江西）、双溪坞群（浙江）或溪口群（江西）。这些地层主要为浅变质的碎屑岩、火山碎屑岩，并夹有中基性火山岩。尤其是梵净山群（~840Ma）、四堡群（~860Ma）具有超基性—基性火山岩，被认为是蛇绿岩及弧火山岩。王鸿祯（1985）认为江南造山带西段梵净山群和四堡群的蛇绿岩和弧火山岩代表该期存在着双列岛弧，岛弧之间的冷家溪群为弧间盆地构造背景（图11-15）。大约820Ma左右，江南造山带发生一次碰撞造山，形成冷家溪群及相当地层与上覆板溪群及相当地层之间的角度不整合一平行不整合，这次构造运动被命名为“武陵运动”。

青白口系上部（820~720Ma）在江南造山带西段分别被称为板溪群（湖南）、下江群（贵州）、丹洲群（广西），在江南造山带东段分别被称为镇头群或沥口群（赣西-皖南）、河上镇群（浙江）等。这套地层仍为浅变质碎屑岩及凝灰岩，局部夹中基性火山岩。值得注意的是，湖南的江南造山带北部的板溪群以紫红色为特色，称为“红板溪”，南部的板溪群以暗色为特征，称为“黑板溪”，反映板溪群自北向南由浅水盆地向深水盆地的变化。

关于江南造山带的新元古代的盆地格局和构造演化，一般认为冷家溪期（>820Ma）为活动大陆边缘背景（图11-15）（王鸿祯，1985），板溪期（820~720Ma）属于裂谷盆地（图11-16）（王剑等，2019）的构造背景。部分学者根据贵州下江群的系统研究，并考虑到与下江群清水江组年龄相同、构造性质相同的龙胜岛弧火山岩（750~760Ma）的存在（Lin et al.，2015），认为板溪期为一弧后裂谷盆地的构造背景（覃永军，2015），现予以简述。

贵州与板溪群相当的下江群自下而上分为6个组。甲路组下部以底砾岩、含砾砂岩为特征，为辫状河沉积。甲路组上部为钙质板岩、钙质千枚岩和钙质片岩夹变质砂岩，常夹呈薄层或小透镜体状大理岩或个别厚度达数米的块状大理岩透镜体或称钙质岩系。砂岩中含浪成交错层理，板岩中具变余的水平层理，属于滨海相的潮下带沉积。乌叶组下部为板岩类、千枚岩夹变余粉一细砂岩等组成，少有片岩、石英岩及变质火山碎屑岩和变质凝灰岩。砂岩中发育平行层理及浪成交错层理、脉状层理及不对称波痕，为滨海相的临滨一过渡带一浅海相沉积。乌叶组上部以深灰一灰黑色板岩类、千枚岩及变质细碎屑岩为特征，见钙质（大理岩）小透镜体，水平层理发育，为较深的浅海相沉积。番召组的岩性以浅灰色、灰色薄一中层粉砂质绢云母板岩、含粉砂质绢云母板岩以及绢云母板岩等板岩类与变质粉—细砂岩呈无定比互层。番召组下部以变质粉一细砂岩为主，上部以灰色板岩类为主，时夹凝灰质板岩或变质沉凝灰岩，时或有钙质（大理岩）小透镜体产出。番召组发育块状或递变层理、平行层理、波状层理、水平层理等，具槽模和软沉积变形，为半深海浊流相沉积。清水江组在贵阳—镇远—湖南芷江—线以北与南华系呈微角度不整合或平行不整合接触，该线以南与上覆平略组为整合接触。主体岩性由变质沉凝灰岩、变质粉—细砂岩、变质砂岩、变质凝灰质砂岩、凝灰质板岩、砂质绢云母板岩、粉砂质绢云母板岩和绢云母板岩等呈多样式不等比互层，以含大量凝灰质岩石为特征。清水江组具有典型的鲍马序列，为半深海浊流沉积，滑塌构造发育，滑塌方向为北西向南东方向。平略组岩性主要为浅灰、灰色及灰绿色薄一厚层状绢云母板岩、粉砂质绢云母板岩以及绿泥石绢云母板岩等板岩类，夹少量变质粉—细砂岩及凝灰质板岩，下部时夹变质沉凝灰岩。平略组下部以板岩占绝对主体，呈现“板岩夹砂岩”的特征，上部呈现板岩与砂岩互层的特征。平略组仍具有鲍马序列和滑塌变形，也为半深海浊流沉积。隆里组岩性组合以浅灰色一灰色变质砂岩及变质粉砂岩夹板岩，或变质粉一细砂岩与板岩互层为特征，时含细砾及砾岩小透镜体。隆里组内具典型的浪成交错层理和浪成波痕等，属于滨岸碎屑沉积。

可以看出，从下江群的沉积环境变化早期为一从陆相（甲路组下部）到浅海（甲路组中上部一乌叶组）、半深海相（番召组—清水江组）海水逐渐加深的过程，晚期又为一从半深海相（平略组）到滨海相（隆里组）海水逐渐变浅的过程，反映了盆地从伸展到萎缩的过程（图11-17）。古地理分析也显示，从甲路组到清水江组沉积范围逐步扩大，从清水江组到隆里组沉积范围逐渐萎缩，清水江组与平略组之间存在一个明显的盆地由伸展到萎缩的构造事件（覃永军，2015）。

下江群的碎屑矿物在Q-F-L、Qm-F-Lt三角图上主要落在再旋回造山带和岩浆弧物源区以及二者的混合物源区，在Qp-Lv-Ls三角图上主要落在碰撞造山带物源和弧造山带物源区以及二者的混合物源区，在Qm-P-K三角图上，显示随着单晶石英的增高，砂岩的成熟度及稳定性随之增高（图11-18），反映下江群以造山带物源区以及弧造山带物源为主，物源主要来自再旋回造山带物源及岩浆弧物源，基本没有来自稳定大地块的物源。下江群物源尤其是甲路组、乌叶组、番召组和清水江组物源组分图解中具有明显弧造山带物源，表明此时期区域上存在岩浆弧，下江群应处于弧后盆地沉积环境。

下江群沉凝灰岩和碎屑岩含有大量具较高的 Th/U比值的岩浆锆石。锆石年龄统计显示清水江组沉积期是物源转换的关键时期。清水江组之前物源主要来自扬子地块周缘四堡和龙胜岛弧；而清水江组之后盆地萎缩，物源已经转变为下江群早期地层的再旋回。清水江组的沉凝灰岩和碎屑锆石年龄（770~740Ma）与东南广西龙胜枕状玄武岩和基性岩年龄（Lin，2016）吻合，下江群凝灰岩和碎屑岩中锆石微量元素 Hf/Th-Th/Nb投图显示，绝大多数均投在岩浆弧/造山带环境区域，个别投点落在板内非造山带环境区域，也显示下江群的物源均来自岛弧/造山带环境（覃永军，2015），尤其是下江群的物源与 Lin（2016）报道的桂北地区760~750Ma左右的岛弧火山岩吻合，证实下江群形成于与岛弧相关的弧后盆地环境。下江群和南华系之间的不整合反映雪峰运动导致龙胜火山弧与扬子地块弧-陆碰撞造山，形成了扬子地块东南缘继武陵运动之后的再次增生。

总结江南造山带西段新元古代的沉积盆地演化，大致可以勾画出扬子地块增生的过程（图11-19）：①850Ma左右，江南造山带处于活动大陆边缘体系，可能存在梵净山和四堡（龙胜）双列岛弧，梵净山岛弧和四堡岛弧之间为弧间盆地；②820Ma左右，梵净山岛弧和扬子地块弧-陆碰撞造山（武陵运动），形成扬子地块的第一次增生和梵净山群（冷家溪群）与下江群（板溪群）之间的区域不整合；③820~750Ma期间，四堡（龙胜）岛弧俯冲汇聚，并最终在750~720Ma期间发生再次弧-陆碰撞造山（雪峰运动），形成扬子地块的二次增生，最终形成华南板块的雏形。

3.中国其他地区青白口纪概况

塔里木板块主体为塔里木盆地。盆地周缘已发现变质的元古宙地层。如盆地的东北缘库鲁克塔格出露元古宇变质碎屑岩和碳酸盐岩地层；南缘昆仑山、阿尔金山北侧也发育元古宇的火山-沉积地层。古元古代晚期的兴地运动（相当于吕梁运动）使塔里木原始板块开始形成。中、新元古代板块又趋于活动，其南北两侧发育陆缘裂陷槽，如西北缘阿克苏地区发育长城纪的蛇绿岩及元古宙的蓝闪石片岩，到新元古代后期，塔里木板块形成，震旦纪进入新的发展阶段。（据覃永军，2015）

至于其他板块和微板块，由于没有准确的地层证据，尚难确定。位于青藏地区的冈底斯、藏南江孜、保山等板块或微板块可能仍与冈瓦纳板块为一体尚未分离出来。