山西吕梁山脉
据（李江海、吴桐雯、范庆凯等（《中国地质之旅》，地质出版社，2019）修改补充
一、基本概况
吕梁山脉位于山西省西部，总体为近NNE-SSW向展布的大型隆起，其延伸北起管渗山，南止龙门山，长500km左右。山地海拔高度在1200m左右，与山地东麓地堑盆地的高差在500m以上，山地整体的海拔高度自北向南逐渐降低，其主峰关帝山的最高海拔为2831m（李新坡，2007）。吕梁山是华北克拉通内部为数不多的重要山系之一，其东为新生代山西地堑系；其西以离石大断裂为界，与鄂尔多斯盆地相接（赵俊峰等，2015）。
从地质构造上看，吕梁山地为背斜型式。山地的岩性组成主要为寒武系、奥陶系石灰岩以及石炭系、二叠系砂岩、页岩等，还包括前震旦纪变质岩系等。冲积扇流域内基岩的岩性组成统计表明，碎屑岩和碳酸盐岩是基岩岩性的主要成分，从北部的太原盆地到南部的侯马盆地，流域内碎屑岩所占流域面积百分比逐渐减少，而碳酸盐岩所占流域面积百分比逐渐升高。也就是说，从北到南，石炭系、二叠系等相对年代较新的地层出露减少，而奥陶系等相对年代较老的岩层出露增多。而岩浆岩和变质岩在流域基岩组成中所占百分比很小。此外，在山地的较低部位有黄土分布，分布上限为海拔1400-1800m（李新坡，2007）。
吕梁山地东侧的地堑系断陷盆地在新生代以来断续下沉，接受了数以千米计的新生代沉积物，并且以断陷下沉为主的新构造活动现今仍在持续进行中。
从气候条件看，该地区多年降水量平均值506mm，年均气温3℃左右，为暖温带亚湿润气候区（李新坡，2007）。
华北克拉通中西部的山-盆分布图（赵俊峰等，2015）
吕梁山地区及邻区数字地貌高程图（赵俊峰等，2015）
二、吕梁山脉的地质与地貌特征
1.地质特征
从现今构造格局看，吕梁山地区可划分为吕梁复背斜、芦芽山复背斜、宁武复向斜等若干主体呈NNE向展布的次级构造单元（赵重远，1990）。北部宁武、静乐地区为侏罗系、二叠系及石炭-二叠系构成的向斜构造。中部娄烦、方山为吕梁复背斜核部，出露太古宇、元古宇变质岩及侵入岩，南部则是由下古、上古生界为主体构成的复式背、向斜构造。
前人研究认为，该地区在新太古代-中元古代处于华北克拉通东部地块与西部地块碰撞拼合并最终克拉通化的交接部位（翟明国，2011）。早古生代，吕梁山地区总体经历了继承性古陆遭受剥蚀、逐渐消亡的过程。寒武纪早期，吕梁山地区继承了新元古代的构造格局，尚处于隆起状态。离石一带的寒武系底部有砾岩出现，不整合于太古宇片麻岩之上，为古陆遭剥蚀、近物源堆积的产物。中-晚寒武世，随海侵规模的加大，隆起逐渐淹没（王同和，1995）。奥陶纪，吕梁山地区与山西中部一起接受泻湖相或碳酸盐岩台坪相沉积（冯增昭，1990），岩性主要为白云岩和灰岩，厚度500-600 m。
泻湖-潮坪、碳酸盐岩台地、三角洲、河流等沉积环境（尚冠雄，1997；付锁堂等，2003）。就晚古生代华北盆地西部而言，北缘内蒙古一阴山为其主要物源区，吕梁山地区不存在分隔东西或提供物源的古隆起构造。
二叠纪一中侏罗世末，华北克拉通中西部连续沉积了一套以河湖相为主的碎屑岩建造。晋西的宁静盆地、太原西南水浴贯及沁水盆地均有二叠、侏罗系残存，其岩相组合与鄂尔多斯残留盆地表现为渐变过渡关系（程守田等，1997；刘池洋等，2006；赵俊峰等，2010）。经过晚侏罗世的构造活动改造，早白垩世，华北西部接受了一套河湖相、风成相交互沉积组合。厚度恢复表明，晋西地区早白噩世仍有可能接受沉积（翁望飞等，2009）。晚白垩世以来，鄂尔多斯盆地与晋西地区无地层沉积记录，但上新世和第四纪分别接受了红熟土、黄土等风成堆积；新近纪以来吕梁山东部相继沉降，接受沉积，形成山西断陷系。综上分析，从研究区及邻区现有的显生宙各套地层的沉积记录来看，吕梁山的大规模隆升应该发生在早白垩世晚期鄂尔多斯盆地沉积结束之后（赵俊峰等，2015）。
2.冲积扇地貌特征
吕梁山位于我国山西省的中南部。新生代以来，该区地块在区域应力的作用下，在吕梁山山前形成了一系列拉张型断陷盆地。这一系列盆地有着共同的构造动力成因，并且接受了数以千米的新生代冲积相、河流相以及湖相沉积（王乃墚，1996）。
出吕梁山进入断陷盆地内的河流在盆地边缘、尤其是在盆地边界断层强烈活动的一侧，形成了面积主要在若干平方公里至几十平方公里的冲积扇，吕梁山东麓发育的冲积扇代表了我国北方地区东部季风区域半湿润气候条件下发育的冲积扇特征（李新坡，2007）。
3号仙洞沟冲积扇位于临汾盆地中部。它是临汾盆地中相对面积较大、平面上扇形形态较完整的冲积扇之一。仙洞沟冲积扇面积30.94km2、高差94m，扇面平均坡度1.07°，扇顶角77. 18°，宽长比0.90。河流在仙洞沟出山口受沟口地形的限制，同时仙洞沟冲积扇扇顶往北东方向地势较高，因此，仙洞沟冲积扇平面上的扇形形态不太开阔，扇形顶部较为拘束，为小角度的扇形。冲积扇中上部切割地貌十分发育。冲积扇纵剖面线在明显表现为下凹形。冲积扇中上部坡度较大，扇中至扇缘，冲积扇坡度逐渐较小。
临汾盆地仙洞沟冲积扇平面上不同期扇面的分布（李新坡，2007）
F5扇面形成中更新世；F3、F4扇面形成为晚更新世；F1、 F2扇面形成于全新世
仙洞沟冲积扇在扇体中上部切割显著，形成了5级级切割阶地（图2.3），这在吕梁山东麓冲积扇中间是十分典型的。
临汾盆地仙洞沟冲积扇扇顶河道北侧阶地远观（李新坡，2007）
临汾盆地仙洞沟冲积扇扇顶阶地横剖面图（李新坡，2007）
总体上看，除T1阶地由砾石组成外，其它各级阶地的沉积结构均为上覆黄土、下部为砾石层的结构。T4、T5阶地构成现代冲积扇扇面主体部分，沉积结构变化丰富（李新坡，2007）。
三、吕梁山脉的地质演化历史
吕梁山地区在新太古代—中元古代处于华北克拉通东部地块与西部地块碰撞拼合并最终克拉通化的交接部位（Timothy et al. , 2003）。早古生代，吕梁山地区总体经历了继承性古陆遭受剥蚀、逐渐消亡的过程。寒武纪早期，吕梁山地区继承了新元古代的构造格局，尚处于隆起状态。离石一带的寒武系底部有砾岩出现，不整合于太古宇片麻岩之上，为寒武纪海侵初期近物源堆积的产物。中一晚寒武世，随海侵规模的加大，隆起逐渐淹没（王同和，1995）。吕梁山地区仅发育200 ~ 350m的中、上寒武统；而其西缘和南缘主要为陆坡边缘沉积，地层发育全且厚度大于900m。奥陶纪，吕梁山地区基本未再隆起，与山西中部一起接受潮间泻湖相或潮间碳酸盐岩台坪相沉积（冯增昭，1990），岩性主要为白云岩和灰岩，厚度500-600m 。
三叠纪一中侏罗世末，华北克拉通中西部连续沉积了一套以河—湖相为主的碎屑岩建造。吕梁山地区在三叠纪一中侏罗世末鄂尔多斯盆地发育期并未相对后者发生差异性抬升，而是作为大型盆地的一部分在接受沉积。经过晚侏罗世的整体性抬升改造后，鄂尔多斯盆地在早白世进入区域性拉张成盆时期，吕梁山的大规模隆升在此时尚未发生。吕梁山地区在该时期深部构造—热作用活跃，发生挤压褶皱变形和一定程度的抬升作用，但持续时间较短，不超过16Ma（即晚侏罗世时间跨度），且与鄂尔多斯盆地及其周缘地区的构造活动具整体性。
吕梁地区前新生界地质图（赵俊峰等，2009）
山西地块中生代构造略图（赵重远，1990）
吕梁山在中生代早中期仍是大型鄂尔多斯盆地的一部分，与今沁水盆地所在地区经历了同步沉降一抬升过程（刘池洋等，2006）。中生代晚期吕梁山及邻区开始区域性隆升剥蚀并经历了缓慢隆升、加速隆升及强烈隆升3个阶段（赵俊峰等，2009）。直到新近纪晚期，吕梁山前才开始接受冲积扇相砂砾石沉积（芦子沟组），与此同时在鄂尔多斯地区堆积了典型风成堆积-红瓢土及钙质结核；上新世以来，风尘堆积（红瓢土及黄土-古土壤序列）的范围进一步扩大到吕梁山前（李建星等，2009）。
吕梁山从统一沉积盆地的一部分到现今地貌上高耸的山系，显然是晚期差异隆升的结果。白垩纪到古近纪末期，吕梁山及邻区处于整体隆升剥蚀状态，区域地势差异不大。约8Ma B. P. ，地貌上的吕梁山开始显现，逐步成为分割西部鄂尔多斯盆地和东部沁水盆地的正向地貌单元，在该区的地质建造和改造方而出现东、中、西的差异。
吕梁山及邻区新生代构造一沉积演化（李建星等，2013）
吕梁山北段隆升过程与演化模式图（赵俊峰等，2015）
华北克拉通地质
本文据（李江海，2025，中国地质学讲义）修改补充
全球太古宙克拉通分布略图
华北克拉通基底变质岩露头区分布略图
华北克拉通基底变质岩露头区分布略图
华北克拉通构造区划图
华北克拉通构造区划图（Li et al.,2007）
华北中部新太古代造山带构造剖面图（Li et al.,2007）
Sketch map showing the tectonic framework of NCC in the latest Paleoproterozoic (2.00–1.90 Ga)
Note the location of the Northern Hebei orogen and related khondalites belt, related to collision on the north margin of the craton at that time. The Central Orogenic belt is an older orogen (2.5 Ga) that was reactivated largely as a strike-slip belt at this time
华北克拉通构造区划图
华北克拉通基底构造图
华北变质基底构造区划及其新太古代蛇绿岩分布图（李江海等，2002）
华北中部存在一条近南北向造山带，以线状构造和强应变为特点，广泛出现大规模的韧性剪切带、深层次推覆构造、TTG-花岗岩-表壳岩带（2.50～2.60Ga）,发育丰富的重熔花岗岩（2.50Ga）。由西向东造山带构造单元依次为：①恒山-承德高压麻粒岩带,长度大于700km,记录了大规模的构造俯冲作用。②五台岛弧-弧后岩浆杂岩-绿岩带（2.50Ga）；③遵化至五台—辽西蛇绿混杂岩带；④青龙—滹沱前陆盆地及褶皱冲断带；⑤太行—迁安被动大陆边缘沉积盖层。这一造山带的形成直接记录了华北克拉通主体新太古代的形成与稳定过程
华北克拉通变质基底构造图及其北部麻粒岩相带分布图(李江海等，2000)
1．中太古代陆块；2．鄂尔多斯陆块新太古代孔兹岩系；3．鲁西-辽吉活动陆缘新太古代TTG杂岩-表壳岩带；4.阜平增生楔变质沉积；5．恒山-承德太古代末期花岗片麻岩-高压麻粒岩构造带；6.吕梁-中条裂谷带；7．冀东-内蒙古再造麻粒岩相带（克拉通北部）；8．固阳-冀北古元古代初造山带；9．五台-登封新太古代末期岛弧杂岩带；10．辽南裂谷带；11．逆冲边界；12．鄂尔多斯陆块东界；13．断裂；14．构造边界；15．麻粒岩相带南界（等变线）
华北克拉通变质基底主要可以区划为以下构造单元：1）鄂尔多斯陆块新太古代被动边缘沉积；2）恒山-承德太古代末期构造带；3）太古代末期五台-登封岛弧带杂岩及构造缝合带；4）鲁西-冀东-辽吉新太古代活动大陆边缘岩浆杂岩带；5）胶辽陆块；6）冀北-固阳古元古代初造山带及内蒙-冀东再造麻粒岩相带；7）吕梁-中条古元古代裂谷带；8）辽南古元古代裂谷带。
冀东变质基底构造区划图
冀东变质岩区构造区划图（李江海等，2004）
插图为华北克拉通基底构造区域图。1—遵化构造带；2—迁西麻粒岩穹隆；3—青龙前陆冲断带；4—变质基性侵入体；5—蛇绿岩残片；6—迁安片麻岩麻粒岩穹隆；7—上营花岗闪长岩；8—中生代花岗岩；9—中生代闪长岩；10—长城系以来沉积地层；11—大断裂
冀东太古宙变质基底构造区划图（据前人研究成果资料）
华北克拉通中-西部孔兹岩区-花岗岩-绿岩带岩区的构造区划图
展示1.93Ma华北北缘古元古代造山带的构造改造作用及其剪切带分布
华北北部孔兹岩系区构造略图
华北克拉通中部（吕梁山-云中山-霍山地区）孔兹岩系分布略图
上图华北克拉通北部孔兹岩系-花岗岩区、绿岩带-花岗岩区的构造区划图
下图内蒙古土贵乌拉超高温变质岩地质略图
恒山-五台山-北太行山变质基底构造图
恒山-五台山-北太行山变质基底构造图
五台山-北太行山新太古代造山带构造剖面图
华北克拉通古元古代末期-中元古代初期（1.85-1.70Ga）构造格局示意图
华北克拉通古元古代末－中元古代初构造区划图
（李江海等， 2000）
1．环斑花岗岩类；2．斜长岩类；3．辉长岩类；4．闪长岩类；5．花岗岩类；6．后期断裂；7．拗拉谷构造边界；8．与中元古代沉积相关的航磁异常；9．长城系展布范围；10．中元古代断裂带；11．主要拗拉谷沉降区；12．华北克拉通构造边界；13．金伯利岩；14．基性岩墙群
在古元古代末期华北克拉通以伸展－裂解构造为主，表现为拗拉谷系发育、非造山岩浆活动（环斑花岗岩、斜长岩、辉长岩、花岗岩类及伟晶岩脉等）、大规模基性岩墙群侵位以及早期变质基底隆升或退变质构造热事件等。这一时期的岩浆侵位与基底构造－热事件在时间上的分布具有多峰式特点，克拉通基底隆升退变质事件滞后于岩浆侵位，明显区别于造山带普遍记录的构造变形－变质－岩浆侵位的事件序列
华北克拉通的孔兹岩区
据（李江海，2023，亚洲大地构造讲义）修改补充
一、孔兹岩系的区域展布
华北克拉通北部孔兹岩区地质简图
二、孔兹岩系的同位素地质年龄
华北克拉通北缘孔兹岩系年龄及地质意义
表1 华北北部孔兹岩系及相关岩石同位素年代学数据
三、孔兹岩系构造样式及变形期次
表2 孔兹岩及相关地质单元构造样式及其变形对比
在贺兰山孔兹岩系以北东东向右旋剪切带为特点（冯鸿儒，1995）。
在大青山－乌拉山区，固阳花岗岩绿岩带向南逆掩于孔兹岩区之上，并伴随钾质花岗岩带侵位（曹林等，1996；金巍等，1991），孔兹岩系以近东西向构造为主。已有研究表明该区有两期构造叠加，早期NW向构造被后期近东西向构造叠加（王惠初等，1999），近东西向剪切带以北西向线理为特点，由北向南逆冲，并具有右旋剪切分量（刘喜山，1994），角闪糜棱片岩获得了自形锆石年龄为2045Ma, 解释为主期变形变质年龄。
土贵乌拉地区早前寒武纪地质简图
（据1:20万地质图修改）
土贵乌拉天皮山孔兹岩-超高温变质岩的野外地质图
土贵乌拉天皮山孔兹岩-超高温变质岩野外露头
A 夕线榴云片麻岩露头；B 石榴石长石石英片麻岩（浅粒岩）；C 夕线榴云片麻岩与浅粒岩构造互层；D暗色含假蓝宝石夕线榴云片麻岩条带产于夕线榴云片麻岩中；E 后期粉红色石榴石花岗岩侵入；F 后期伟晶岩脉；G含假蓝宝石夕线榴云片麻岩部分熔融现象；H 照片G近处，可见暗色体与浅色体的矿物组成，暗色为假蓝宝石-尖晶石-石榴石富集区，浅色部分为长石石英富集区榴云片麻岩（图D）。后期粉红色花岗岩、花岗质伟晶岩脉以及基性岩侵入到孔兹岩系中（图E-F）。露头上可见含假蓝宝石夕线榴云片麻岩发生部分熔融，形成富集假蓝宝石-尖晶石-石榴石的暗色部分与富集长石石英的浅色部分，在低应变部分这种部分熔融的结构还比较好的保留了下来，熔体没有发生大规模的迁移（图G-H）
论孔兹岩
——地球上特殊地质过程的记录
翟明国1,2,3,4,5
1） 南京大学地球与工程学院，江苏南京，210023；
2） 浙江大学地球科学学院，浙江杭州，310027；
3） 西北大学地质系，陕西西安，710069；
4） 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈国家重点实验室，北京，100029；
5） 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京，100049
1.4 与大氧化事件和哥伦比亚超大陆的联系
新太古代末的全球克拉通化事件伴随着超级克拉通形成（Rogers and Santosh, 2003; Condie and Kröner, 2008, 2013），这可能是地球历史上第一个超大陆。证据似乎表明，此后的古老超级克拉通地球跟随一个长期的构造不连续期（Unconformity period）（Condie et al., 2001）。这个时期地球发生的事情被推测为: 超级克拉通发生了全球的裂谷甚至裂解，分散的陆块表现为三个陆块群，又经过拼合形成了哥伦比亚（Columbia）超大陆（Rogers and Santosh, 2002; 陆松年等，2002；Zhao et al., 2002）。三个陆块群分别称为Ur、Nena 和 Atlantica (大西洋) 。其中 Ur 包括了大部分的印度、南非的卡拉哈里 (Kalahari)、西澳的匹尔巴拉 (Pilbara)、东南极沿岸区和南极被冰帽覆盖的部分地区。第二个陆块群是Nena，它是由北美、西伯利亚和格陵兰以及波罗的 (Baltica)所组成的北大陆。第三个是大西洋陆块群，它由南美和西非所组成。这三个陆块群逐步靠拢，由哥伦比亚期活动带（造山带）连接成联而不合的哥伦比亚超大陆（Rogers et al., 2000）。Hoffman（1988）和Rogers et al. （2000）强调晚古元古代 2.0~1.8 Ga造山作用可能是两次造山，北美（含有六个太古宙克拉通，在3.0 Ga时拼合到一起）与波罗的地盾上的新太古代克拉通（几个克拉通在~2.5 Ga拼合而成）是通过~2.0 Ga的Kola-Karelian造山作用形成褶皱带和推覆带, 导致Kola和Karelian克拉通联合成一个陆块或陆块群。澳大利亚Yilgarn和Pilbara克拉通的~2.0 Ga碰撞和缝合形成了西澳克拉通，这期造山可以称为奴那期（Windley, 1995）。而后约1.9~1.8 Ga的造山作用最终导致哥伦比亚超大陆形成。尽管约1.9~1.8 Ga时期的表壳岩在各个大陆上分布广泛, 但大陆间造山带存在的证据却非常有限（陆松年等，2002），比较明确的大陆间造山带是北美西部 (Nena的一部分)和东印、西澳和东南极之间(Ur的一部分)的造山带；另一个位于北美南部 (Nena 的一部分)和南美北部(Atlantica的一部分)之间。除了大陆内的约1.9~1.8 Ga时期的表壳岩带的位置对大陆拼合模式的不确定之外，表壳岩石组合对造山作用也存在不确定因素，例如含有石墨的富铝孔兹岩套是重要的特征岩石，没有或缺少火山岩和洋壳/地幔岩残片等。但是普遍存在的约1.9~1.8 Ga高压麻粒岩相变质作用的动力学含义是需要认真思考的，这是一些研究者确定哥伦比亚造山作用性质的最重要依据。
与晚古生代潘吉亚大陆、古生代初冈瓦纳超大陆和中-新元古代罗迪尼亚超大陆重建的原则不同的是，在哥伦比亚超大陆重建中，很少和基本没有古地磁（Zhang et al., 2012）和古生物的资料（陆松年等，2002），而更多地强调了裂谷作用以及随后的造山作用的重要性（Rogers et al., 2000; Zhang et al., 2021）。近年来对哥伦比亚造山之前裂谷作用的研究很多，例如北美西部和印度之间的裂谷作用，而且提出了休伦冰期和大氧化事件的概念。这样，对休伦裂谷/冰期/大氧化事件的关注度逐渐增高。对它们的描述是: 2.5~2.3 Ga unconformity期的地质活动非常微弱（Condie and Kröner，2008），而之后的沉积岩指示该期曾有重要的地质环境的变化，即大气及海洋里的氧含量有突变式的提高，说明这次水-气系统充氧事件及相关变化具有突发性、短时性、剧烈性和全面性（陈衍景，1990；Karhu and Holland, 1996; Melezhik et al., 1999）。地质记录包括各大陆大量发育Superior湖型BIF，沉积含叠层石厚层碳酸盐和菱镁矿，出现红层、膏盐层、磷块岩，发生冰川事件，有机碳大量堆埋并形成石墨矿床，沉积物出现Eu亏损，并形成稀土铁建造，碳酸盐碳同位素普遍正向漂移, 以及S、N、Mo等同位素显著分馏（Schidlowski, 1988; Holland, 2002; Anbar et al., 2007）。据估算，大气中的自由氧含量（以相当于现代大气圈的分压表示，PAL=Present Atmosphere Level）在2.4~2.2 Ga期间从<10-13 PAL增至15%PAL（Karhu and Holland, 1996），足见其快速、巨量的特征，故称为“大氧化事件(GOE)”。关于这一事件起因，目前尚不清楚。目前较流行的假说是效仿新元古代氧化事件（NEO）的机制，认为在~2.3 Ga时期出现的休伦裂谷是伴随着一个全球的冰期的。随着冰盖的形成和消融，蓝绿藻类大量快速发育，其光合作用使得地球上的氧气迅速增加，而破坏氧气的甲烷细菌所依赖的镍的数量主要来自科马提岩等火山岩，地幔温度降低导致科马提岩急剧减少，从而使风化进入海水的镍含量减少，自由氧得以迅速积累（Konhauser et al., 2009）。GOE使地表矿物、岩石成分也发生了根本性变化，为其后动物的出现提供了条件。而大气圈富氧的过程，据研究是在2.2 Ga前后开始，而在2.2~2.0 Ga时达到古元古代中期富氧状态（陈衍景等，1996；Ohmoto, 1997; Konhauser, 2009）。大氧化事件的发生事件与孔兹岩套的沉积时间契合，结合地质环境的研究，对于进一步理解古元古代时期地质演化是很有必要的。
图1 东冈瓦纳主要变质单元的超高温变质作用峰期条件（a）和变质温压轨迹（b）（据滕霞和张建新, 2020改编）
2 华北克拉通的古元古代孔兹岩及其相关研究
2.1 孔兹岩套分布特征和岩石类型
在华北克拉通内，被称为“孔兹岩带”的孔兹岩套主要分布在山西北部和内蒙，从大同-兴和向西延伸到集宁、大青山、乌拉山及千里山-贺兰山一带。它们具有大面积和成层产出的特点。由东向西依次为集宁-凉城区、大青山-乌拉山区、千里山-贺兰山区及迭布斯格山区（钱祥麟和李江海，1999），它们传统上被称为黄土窑群、上集宁群、乌拉山群、贺兰山群、大青山群、二道洼群（部分）、丰镇群等等。典型的孔兹岩套的出露区还有辽东-吉南地区、胶北地区、陕豫小秦岭-太华地区和河南桐柏地区等（卢良兆等，1996）。这些地区分布的孔兹岩套都经历了麻粒岩相—部分高级角闪岩相变质作用，但仍可以很好的对比。胶北地区石墨片麻岩的发育好于山西-内蒙，而吉南-辽北的含硼的变粒岩-菱镁矿沉积极富特色。李江海等（1999）的研究厘定了位于五台-吕梁绿岩带之间的角闪岩相变质岩区的原界河口群、娄烦群、霍山群及太岳山群的部分岩组也属于孔兹岩套。朝鲜半岛的研究发现那里的古元古代的变质岩和中国胶北地区的孔兹岩套具有相似的岩石组合、沉积建造、变质作用和年代学特征，分布范围主要在狼林地块南缘（本文作者还没有机会调查狼林地块的中部和北部，不能确定是否存在孔兹岩套）、京畿地块北缘和东部、岭南地块的白山杂岩区（翟明国，2016；赵磊等，2016；Zhai et al., 2019; Zhao et al., 2020）。最近由于鄂尔多斯盆地内部的石油钻在几个井下古老的变质基底取得样品，研究发现和证实，在盆地的北、中部的沉积岩层之下，也有孔兹岩套的岩石，并且层位稳定（Hu et al., 2013; Wang et al., 2014; Zhang et al., 2015; Gou et al., 2016;He et al., 2016b），这些结果表明鄂尔多斯盆地中南部基底含有孔兹岩套，并整体经历了∼1.85 Ga的变质作用（张成立等，2021）。也有研究提出胶-辽-吉带，特别是胶北的含孔兹岩的麻粒岩系延到了皖北的五河-凤阳甚至霍邱一带，而皖北的麻粒岩与河南舞阳-许昌一带的可以对比，这就给孔兹岩套的出露范围提出了新的思考（Liu et al., 2018; Cai et al., 2020; Lu et al., 2020, 2021）。翟明国在2009年就提出了对华北HP-HT-UHT麻粒岩的分布范围进行研讨和梳理的建议，Zhou et al.（2017）发表文章给出的华北开展研究的相关岩石样品的采样和出露位置见图2，可见样品在除了鄂尔多斯（钻机岩芯已有部分样品）和华北盆地（环渤海盆地和徐淮盆地）的地表外都有广泛分布，是华北克拉通广泛分布的岩石。翟明国（2021）指出，西部的鄂尔多斯盆地和东部的华北盆地像两个小的波斯毯盖在华北克拉通这个大宴会餐桌上，未覆盖的部分就是出露的基底岩石，吕梁山、太行山等早前寒武纪变质岩主要是从晚白垩世到现在抬升到地表的，目前华北的早前寒武纪变质基底的出露格局，不是当时的地质状态，而是中-新生代以来受到周边地块，特别是青藏抬升与西太平洋俯冲的共同作用的结果。
榴岩，其中石墨经常出现在第一和第二类岩石中，第三类岩石也会有部分样品含石墨。①矽线石榴石（石英）片岩在华北是一个重要类型，主要矿物为矽线石和石榴子石，以及不同比例的石英和石墨。石英很少时为片岩，而石英含量增加时，可以成为含或不含矽线石和石榴子石的石英岩（石英>85%），颜色洁白，石英颗粒均匀，块状构造。②矽线石榴（石墨）片麻岩，或称为变粒岩，这是华北孔兹岩中最主要的类型，特点是除富铝的矿物和石英外，长石占的比例很大（15%~30%），其中长石是斜长石（An=15~30）和微斜长石（有些岩石没有微斜长石），未见有正长石的报道。岩石多表现为片麻构造，粒度一般较粗（0.5~1.5 mm）。在这里想要说明的是，此前一些研究将部分由重熔形成的含有矽线石、堇青石或石榴子石的花岗岩当做孔兹岩，使得片麻状或块状孔兹岩的比例被夸大。此外，在前两类岩石中，黑云母较为普遍的出现，但它们大多是退变质阶段的矿物。③大理岩多为灰白色中粗粒结构，SiO2和MgO含量都通常达10%以上，属硅质白云大理岩。除硅酸盐矿物和石英外，可含一定量的镁橄榄石或蛇纹石，也可含金云母或透辉石和石墨。钙镁硅酸盐岩呈薄层或透镜体与大理岩密切共生。主要类型有（金云母）透辉岩、斜长透辉岩、含钙镁硅酸盐的长石石英岩、钙质石榴子石透辉岩等。钙镁硅酸盐岩还可含方柱石、黝帘石、透闪石和磁铁矿等。④一些研究者注意到有些岩石的富铝矿物含量很高、不含或相对较少长英质矿物（Zhai et al., 1996），命名为（含长）堇青（矽线）石榴岩。在岩石中富铝矿物的集中域附近，也常出现长英质矿物相对含量高的域，或者形成富长英质矿物的脉。此类岩石的主要矿物是石榴子石，以及堇青石、矽线石等，少量长石，偶见石英。而且代表超高温变质的假蓝宝石多出现在这些岩石中。它们是孔兹岩发生部分熔融的残留或半残留相（Zhai et al., 1996，2003；翟明国，2009）。鉴于它们特殊的成因，以及假蓝宝石等超高温变质矿物经常出现在其中，本文特将其单独列为一类。
含或富石墨的片麻岩或片岩在本文并没有列为单独的类型。但是从早前寒武纪的演化角度来看，在新太古代及其之前的表壳岩中，都没有出现黑色页岩。在古元古代的孔兹岩套中，石墨片（麻）岩是特征的岩石，而且发育普遍。一些研究者（如Yang et al., 2014; 钟焱等，2016; 马旭东等，2019; Zhong et al., 2019; 朱建江等，2021）对此给予很大关注，并确定石墨中的碳主要来源于前期沉积物中的有机质, 仅混合少量麻粒岩相去气过程中产生的无机碳, 因此有机质的沉积量成为控制石墨矿储量的最主要因素（Tang and Chen, 2013），这在古元古代是具全球意义的，例如印度东部、南部以及西达瓦的石墨片麻岩的年代、地层特征和变质历史与中国华北的都相近（Maibam et al., 2015）。
2.2 孔兹岩套的变形与不整合问题
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，但华北克拉通西部古元古代孔兹岩系的地层对比、岩相古地理特征等仍具地质意义（钱祥麟等，1985; 卢良兆等，1996; 吴昌华和钟长汀，1998; 钱祥麟和李江海，1999; 徐仲元等，2002; 吴昌华，2007; 杨振升等，2008）。Condie et al.（1992）和李江海等（1999）、徐仲元等（2005）以及Wan et al. （2009）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描述。在华北的中、西部，孔兹岩套是成层出露的，它们与新太古代片麻岩和麻粒岩密切共存。在内蒙古集宁及相邻地区，高级变质的岩石曾经统称为桑干群，20世纪60年代之后的地调工作将区内的变质岩分为两大套，一套以英云闪长-花岗质片麻岩及基性麻粒岩等为主，称为片麻岩-麻粒岩系，另一套以含矽线石-石榴子石为主的沉积变质岩为主，称为变质沉积岩系或孔兹岩系。
变质沉积岩系的岩石在区域上呈稳定层状展布。在集宁及相关地区，可以划分为三个岩带。①中部岩相带（核心区在卓资、凉城、察前旗等）的变沉积岩发育最多，主要岩石是（含）矽线石榴片麻岩-变粒岩-浅粒岩，或含有石墨黑云斜长片麻岩夹层。其中有近于二分之一的含石榴子石或矽线石的岩石是花岗片麻岩，它们大多与变质沉积层为过渡关系，部分花岗岩显示侵入关系。在凉城地区，中粒的片麻状花岗岩可以过渡到大或巨斑晶的块状花岗岩，它们属于陆壳部分熔融的原地和近原地花岗岩（Zhai et al., 1996; 卢良兆等，1996）。②北部岩相带主要分布在卓资北部及集宁以西的三岔口等地，主要由大理岩层夹变质的泥质岩和碎屑岩层构成，偶有条带状磁铁石英岩。大理岩层厚数米至数十米。依据其中的副矿物，有蛇纹石化镁橄榄石大理岩、金云母或透辉石大理岩，并可出现类型繁多的钙镁硅酸盐岩石。该带还有一个特点是有较多的浅色（瓷白色）花岗岩-花岗片麻岩，一般粒度较细，主要矿物成分是微斜长石和石英，以及少量酸性斜长石，暗色矿物含量少，有磁铁矿或辉石及黑云母。③南部岩相带（主要是兴和黄土窑、丰镇浑源窑，并向西至大同以北和天镇四方曈一带）是孔兹岩套与片麻岩-麻粒岩系的过渡带，界限依旧清楚，也是讨论这两套岩石接触关系的重要岩带。
图3是大青山地区的早前寒武纪地质简图（据杨振升等，2008）。可见麻粒岩主要出露在大青山地区的南北两侧，孔兹岩套的大理岩组主要断续成层分布在北部并与变质泥质岩（石墨或黑云斜长片麻岩组）成互层，向南是孔兹岩套的含矽线石和石榴子石的片麻岩-变粒岩-浅粒岩组，并夹有含透辉石、榍石的钙镁硅酸岩，再往南石墨或黑云斜长片麻岩组岩石又增多。含石榴子石或矽线石的花岗岩主要出露在该区的东北角。总体上显示从南向北孔兹岩套的变质碎屑岩、泥质岩和碳酸盐岩增多的递变趋势。虽然地层的总体展布规律尚得以保存，但详细的构造分析，发现上述岩层均遭受了早期下地壳麻粒岩相环境的近水平顺层韧性剪切变形和后期高角闪岩相条件的近南北和近东西向构造变形, 分别导致孔兹岩套的变质地层的“岩层缺失、隔层相触”，“犬牙交错、搀杂产出”。进行变质构造恢复后发现, 区内孔兹岩套各沉积岩组之间均以近水平剪切界面接触, 表现为由近水平剪切界面所围限的透镜状地层岩片堆垛而成的地层结构。图4是徐仲元等（2002）绘制的大青山地区3个地层剖面的地层结构和构造特征图，分析认为，区内孔兹岩套经历了中下地壳麻粒岩相—高角闪岩相环境下，早期近水平顺层剪切变形和后期近南北向、东西向纵向构造置换的改造，后者导致不同地层单元沿现存陡倾叶理倾向上的“互层”或“夹层”，包括了基底麻粒岩系和部分熔融的花岗岩麻粒岩系之间的地质接触关系。而前者则导致孔兹岩系的不同地层单元形成以近水平剪切界面所围限的透镜体堆垛，与 GGT大断面显示的深部地壳结构十分相似（钱祥麟等，1985），具有全球共性，反映了中下地壳环境下强烈变形变质作用的特殊性。
在讨论孔兹岩套的产状时，还有一个长期争论的问题，就是片麻岩-麻粒岩系与孔兹岩套的地质接触关系。对此有三种主要的意见: ①孔兹岩套和片麻岩-麻粒岩系虽然岩石组成上有明显不同，但是它们经历了相同的变质和变形历史，而且片麻岩-麻粒岩系中有10%~20%的变质表壳岩，孔兹岩套中也有35%~55%的地壳重熔型花岗岩，在不少地质观察中可以看到二套岩石的过渡关系，以及在不少地方都能观察到二者的多层相互叠置，说明二者的形成环境并非完全不相容（卢良兆等，1996）。最近几年的年代学研究很多（Wan et al., 2009; 钟焱等，2016；张家辉等，2019），片麻岩-麻粒岩系的表壳岩和深成岩的同位素年龄和变质年龄都大于2.5 Ga，而孔兹岩套沉积岩的碎屑锆石，多集中于2300~2000 Ma，物源也有差别，似乎不支持二者是同一时代和形成于同一环境的组合。②孔兹岩套的沉积岩石不整合在以片麻岩-麻粒岩系为代表的变质基底之上。代表性的是钱祥麟和李江海（1999）的文章，作者提出，“在兴和县的唐僧沟、浑源窑、黄土窑及大同北部的孤山等地均可观察到孔兹岩系与TTG 杂岩之间的界面平行于区域片麻理，并且已被强烈褶皱，发生褶皱翼部面理置换。尽管如此，孔兹岩系与灰色片麻岩杂岩基底的构造样式存在明显的差别，孔兹岩系区主要为大规模的 NEE 向和近 EW 向线型左旋走滑剪切带并伴随大量 S 型花岗岩；基底杂岩区为片麻岩穹隆，经历多期构造叠加，有时呈明显被截切的残留岩块出现于孔兹岩系内。在界面附近孔兹岩系与基底杂岩广泛构造叠置。但总体上向东部发生变形较强的变化，孔兹岩系仅在局部呈残留岩片，与TTG杂岩构造叠置，或呈向形岩片覆盖于基底杂岩上。远离界面两者的构造样式的差异趋于明显，表明界面附近发生了后期构造置换”。原有不整合关系还可以得到岩墙群和不同岩群地球化学特征的支持（李江海等，1999；Zhang et al., 2001）。③认为两套岩系是构造接触。但对“构造接触”内涵的理解不太相同。代表性的意见是吴昌华和钟长汀（1998）的文章。他们对凉城、乌拉山、怀安-桑干等地区进行了描述，认为“两套岩石的构造样式不同，有些地方表现构造混杂特征”，“如怀安-桑干带大范围的孔兹岩带分布于西北, 大片的麻粒岩套分布于东南，岩层界限是为大型剪切带。浑源窑的大理岩直接与灰色片麻岩带接触，是SW-NE向碰撞使晋蒙高级区孔兹岩系进入下地壳的构造机制”。基于不同的构造碰撞模式，存在孔兹岩套代表环大陆边缘、活动大陆边缘、岛弧、深海沉积的不同意见。这里不再赘述。
2.3 变沉积岩的沉积层序及特征
华北克拉通中-西部孔兹岩套在各岩区的岩石类型和出露的比例有些差别，但总体仍可以自下而上划分为: 含矽线石和石榴子石片麻岩-变粒岩段、石墨或黑云（透辉）斜长片麻岩段和大理岩-钙镁硅酸盐岩段（徐仲元等，2005；杨振升等，2008；赵庆英，2014）。含矽线石-石榴子石片麻岩-变粒岩段和石墨或黑云（透辉）斜长片麻岩段的岩石地球化学以富铝、富铁、富镁、贫钙、贫碱为特点，其中Al2O3与SiO2呈明显负相关性反映了由颗粒状陆源碎屑岩、黏土质岩之间连续的地球化学序列。稀土元素总量相对较高，轻稀土富集，分馏程度较高，具轻度Eu负异常。原岩恢复为以泥质岩为主的长石石英砂岩、石英砂岩、粉砂岩、泥岩。变质钙镁硅酸盐岩富含透辉石、榍石、方柱石和磷灰石，以贫硅、富碱及碱土元素为特点，Al2O3含量变化较大，SiO2与CaO、MgO呈负相关，与Al2O3、（K2O+Na2O）呈正相关，反映了钙硅酸盐系机械沉积作用与化学沉积作用叠加的沉积特征。大理岩组是一套富镁质的大理岩系，矿物组成除白云石外，普遍含蛇纹石化橄榄石、透辉石、金云母等，岩石地球化学以富CaO、MgO为特征，CaO+MgO达44.96%以上，且CaO/MgO较小（1.37~10.94）。总之，这套变质沉积岩LILE富集，而Zr、Sr、Cr、Y、Sc、V、Ni含量较低，REE分布型式普遍显示Eu负异常及LREE富集，应来源于花岗质岩类为主的上地壳物源区。华北中部在中新太古代已经历壳内分异过程，源区经历了较强的化学风化作用，是新太古代华北克拉通化最重要的外生标志（李江海等，1999）。
虽然一些研究者提出，因后期改造，孔兹岩套具有“有层无序”的特点，但是在贺兰山-千里山、大青山和集宁等典型出露区仍然可以建立比较成熟的地层划分方案。图5是贺兰山群、大青山群和集宁群的含孔兹岩的变质沉积岩的层序和地层对比格架（钟焱等，2016；Zhong et al., 2019）。其原岩序列可划分为三个沉积层序（S1~S3）。以贺兰山群为例，地层由完整的海平面升降旋回组成: 沉积层序S1的第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层的条带状混合岩是后期变质深熔-混合岩化的结果。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。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。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。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: 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。贺兰山地区的沉积记录保存的最为完整，是可能的沉降中心。
这里还要强调，这套富铝的变质沉积岩石是极具特点的，至少在华北（以至全球范围）是首次出现含有黑色页岩系、厚层的大理岩-菱镁矿、巨厚的分选良好的泥质岩和石英砂岩组合，明确反映了华北以至地球早期演化历史上一次重大的地质构造与地质环境的变化（陈衍景, 1996; Karhu and Holland, 1996; Ohmoto, 1997; Konhauser, 2009; Chen and Tang, 2016）。它们的沉积时代和岩石特征是大氧化事件的表现和记录（翟明国,2013; Zhai et al., 2020）。代表性沉积岩石有吉林-辽宁地区的碳酸盐岩-蒸发岩，发育巨厚的菱镁矿沉积，伴有大理岩和其他沉积岩；第二套代表性沉积岩石有普遍分布的石墨片麻岩及相关的巨厚大理岩，即广泛的碳质页岩沉积。这些岩石有明显的C同位素正漂移以及REE和其他微量元素的特征反映了高氧逸度的沉积环境（Tang et al., 2012)。而华北克拉通的孔兹岩套内，明显缺少苏必利尔湖型的BIF，对此的解释可能是华北克拉通当时的沉积环境相对较浅，总体处于浅海-潟湖环境，不利于BIF的形成，但是发育了更多的以菱镁矿等为代表的碳酸盐岩-蒸发岩类沉积（Zhai and Santosh, 2013; Zhai and Zhu, 2016; Zhai et al., 2020）。
2.4 孔兹岩套的花岗岩类
古元古代重熔型花岗岩类在不同的孔兹岩套地区面积约占35%~55%（卢良兆等，1996），包括北到白云鄂博，南到河南南部，东到冀东地区，都有相关的研究报道（如耿元生等，2006；Yin et al., 2009; Diwu et al., 2010; Zhou et al., 2014；刘建峰等，2016；陈佩嘉等，2017; 董春艳等，2021；张成立等，2021）。花岗岩的特点是大多含有石榴子石，或者矽线石，少数含有堇青石、紫苏辉石，以及金红石或尖晶石等。从变质作用的角度看，花岗岩可以分为麻粒岩相和角闪岩相；从形成年龄上看，花岗岩大致可以分为约2200~2000 Ma和1900~1800 Ma两个组；从化学成分看，可以分为钠质花岗岩和钾质花岗岩。翟明国等（1996）和张华峰等（2013）指出，约2200~2000 Ma的花岗岩中钠质和钾质的花岗岩，分别是古老的基底片麻岩和古元古代沉积岩部分熔融的产物，其形成时代应早于HP-HT/UHT麻粒岩相变质作用，即古元古代造山作用之前，它们是与古元古代的裂谷作用有关，可能和全球的休伦裂谷期的全球拉张-裂解的大地构造相关（如Zhou et al.,2022）。也有研究者认为这期花岗岩或许和古元古代的俯冲-碰撞事件有关（陈斌等，2016），例如将贺兰山北部宗别立地区的片麻状含石榴黑云母花岗岩（~2000 Ma）定义为是由碰撞前洋壳俯冲造成沉积岩部分熔融的产物（甘保平等，2019）。后一种意见中，石榴子石的成因存在是转融的还是变质的，以及如何确定部分熔融的沉积岩是洋壳岩石的争论（赵瑞幅等，2011；张华峰等，2013）。
作为孔兹岩套组成部分的花岗岩，本文指的是年龄在1900~1800 Ma的花岗岩类，它们与变质沉积岩关系密切，因为普遍含有石榴子石或者矽线石，笔者（翟明国等，1996；Zhai et al., 1996, 2003）称在内蒙—山西一带出露的为石榴花岗岩带，并将其产状与露头特征描述为: “在孔兹岩系内部，自凉城经土贵乌拉至兴和以及自卓资至集宁，发育两条平行的大型韧性剪切带，走向约为 NEE-SWW，宽约5 km。沿韧性剪切带及其两侧，则分布着线性的石榴花岗岩带。岩带宽30~50 km，长150 km 以上。岩带的中间部位，断断续续出露一系列的变质辉长岩-辉石岩的透镜体。在石榴花岗岩带的外侧，则与孔兹岩在成分、矿物组成、结构构造上逐渐过渡，没有明确的截然界限。韧性剪切带表现出多期活动，石榴花岗岩和辉长岩都有塑性变形和糜棱岩化，以致二者之间的接触关系难以观察清楚，但局部仍可见到伟晶花岗岩细脉穿过辉长岩的裂隙”,“对于石榴花岗岩带的产出状态和岩石组合特征可以归纳为: ①带状分布；②石榴花岗岩、辉长岩和韧性剪切带三者在空间分布上密不可分，规律共生；③石榴花岗岩与孔兹岩有密切成因联系”。花岗岩的矿物有如下组合: 石英（Qz）＋钾长石（Kf）＋斜长石（Pl）＋石榴子石（Grt）＋矽线石（Sil）＋堇青石（Cord）；Qz＋Kf＋Pl＋Grt＋黑云母（Bi）＋Sil＋Cord；Qz＋Kf＋Pl＋Grt＋紫苏辉石（Hy）±Bi±Sil±Cord；Qz±Kf＋Pl＋Grt＋Hy。
孔兹岩转变为石榴花岗岩的过程是一种原地—近于原地的地壳熔融过程。当原岩富Mg时，生成S型花岗岩的反应为: Bi＋Sil＋Qz＝Kf＋Cord＋熔体。当原岩富Fe时，生成S型花岗岩的反应为: Bi＋Sil＋Qz＝Grt＋Kf＋熔体。石榴花岗岩与孔兹岩虽然矿物组成类似，但具体矿物的化学成分有明显差别，表现在孔兹岩的石榴子石更富镁，其镁铝榴石（Pyr）标准分子含量约为38％～42％（mol），而花岗岩中石榴子石的镁铝榴石含量为17％～33％（mol）。这一变化也表现在堇青石中，花岗岩中的堇青石镁值（Mg#＝0.47）低于孔兹岩（Mg#＝0.62），而作为熔融残留体的堇青石榴岩中的堇青石镁值最高（Mg#＝0.85）(Zhai et al., 2003)。在土贵乌拉山的石榴花岗岩中的堇青（矽线）石榴岩透镜体，当含长石和石英多时，与石榴花岗岩贯通成一体。研究认为堇青（矽线）石榴岩是孔兹岩熔融为石榴花岗岩的残留体（Zhang et al.，1994；Zhai et al., 1996; 阎月华和刘文军，1996），堇青（矽线）石榴岩的轻稀土强烈亏损而重稀土相对富集。经过稀土模式计算，孔兹岩为母岩，堇青（矽线）石榴岩为熔融残留体，石榴花岗岩为熔融产物。孔兹岩、石榴花岗岩和堇青（矽线）石榴岩三者之间的地球化学性质也明确地表明它们的成因联系。它们的主元素与 SiO2有很好的线性关系。孔兹岩有轻稀土富集而重稀土平坦的标准化分布型式，S型花岗岩的稀土分布型式则是轻稀土高度富集而重稀土略亏损的，表现出以孔兹岩为母岩、发生部分熔融后的熔出部分与残留部分的元素互补形式的配分特征（图6；翟明国等，1996；Zhai et al., 1996, 2003）。
随着精确的年代学研究的深入，更明确了石榴花岗岩与古元古代的麻粒岩相变质作用关系密切，甚至还区别出与变质作用相关的花岗岩的重熔作用可以分为两期，一期与峰期变质作用的降压相伴随（约1930~1900 Ma），其中变质沉积岩熔融的产物是富钾的花岗岩，基性麻粒岩熔融的产物是富钠的紫苏花岗岩，它们的基底岩石及片麻岩-麻粒岩系也参与变质和部分熔融事件；另一期与麻粒岩相向角闪岩相的退变质过程相伴随（1880~1820 Ma），其后还有一期区域的混合岩化，发育肠状、脉状等高钾高硅质的伟晶岩-细晶岩（张华峰等，2013; Wang et al., 2016；Wu et al., 2017;翟明国等，2021）。
王洛娟等（2021）详细分析了凉城石榴花岗岩与超高温麻粒岩相变质作用的联系。凉城石榴花岗岩产于麻粒岩相变沉积岩中，伴生有徐武家岩体为代表的辉长苏长岩小侵入体群。凉城石榴花岗岩富含石榴子石，常见紫苏辉石。在地球化学特征上，它们具有强过铝的地球化学属性（A/CNK = 1.1～1.6），并有低SiO2（55%～75%）和富MgO + TFeO（5%～14%）的特征，偏离了正常S型花岗岩的成分范围。凉城石榴花岗岩部分低硅富镁铁的成分特征很可能是由残留体(石榴岩)带入和辉长苏长岩物质添加造成的。年代学研究表明凉城石榴花岗岩形成时代为1.93~1.92 Ga，与辉长苏长岩形成时代( 1.93 Ga) 和变质沉积岩记录的超高温变质作用时代（1.92 Ga）一致。由此推测凉城石榴花岗岩是幔源基性岩浆侵入位于下地壳的麻粒岩相变质沉积岩中，引起高温-超高温条件下（＞850～900℃、800～1000 MPa）沉积岩大规模部分熔融的产物（石强，2020）。凉城高温石榴花岗岩与区域上多点分布的超高温麻粒岩共同反映了集宁-凉城区域上超高温的特点。
对于华北克拉通变质程度较低的地区，例如冀北出露的角闪岩相红旗营子岩群，一些研究者注意到变质岩和含石榴子石的S型花岗岩与中-西部麻粒岩相的孔兹岩套出露区的相似性（如刘建峰等，2016）。在隆化县蓝旗镇，石榴花岗岩的形成时代为1894~1878 Ma，岩石组合、矿物组成以及地球化学特征研究表明，属于Ｓ型花岗岩，起源于贫黏土、富斜长石的砂质岩在较高温度下的部分熔融。锆石Hf同位素分析表明，岩浆源区是华北克拉通北缘古老的地壳物质经风化作用的产物。蓝旗镇岩体与西部孔兹岩套的Ｓ型花岗岩具有可比性，并由此推断中-西部孔兹岩套可能从内蒙古中南部向东延伸到冀北地区。
2.5 孔兹岩套的变质作用
综合华北的研究，孔兹岩套岩石可以分为麻粒岩相变质和角闪岩相变质两类。其中角闪岩相的变质沉积岩有一部分因变质温度低不含矽线石，不符合严格的孔兹岩定义。从变质原岩类型来讲，有变质的沉积岩和变质的深成岩（如辉长岩和花岗岩）以及岩墙/脉（以辉长质为主）。我们这里主要讲沉积岩及其侵入其中的辉长质岩墙的麻粒岩相变质作用。
首先界定一下变质沉积岩，即前面讨论的孔兹岩系，可以分为大理岩-钙镁硅酸盐岩段、石墨或黑云（透辉）斜长片麻岩段、含矽线石和石榴子石的片麻岩-变粒岩段，其中基本不含火山岩夹层，也有认为在河北赤城县沃麻坑等地的变质沉积岩中的基性麻粒岩或长英质岩层是火山岩的报道（Zhang et al., 2021）。含孔兹岩的沉积岩经历了后期的构造和变质事件，但是详细的地质填图仍然可以看出它们与下伏的片麻岩-麻粒岩系具有不同的构造样式（Zhang et al., 2014）。特别是在麻粒岩区和孔兹岩套出露的地区，基性麻粒岩都是以岩墙状出露在其他变质岩中。图7是黄土窑地区关于基性麻粒岩墙和含石墨夹层的矽线石榴片麻岩的关系图。在横穿A—A’剖面时，含石墨夹层的矽线石榴片麻岩（层1）与基性麻粒岩（层2）显示互层状，但再向低地形的方向，有新挖出的露头就可以看到麻粒岩墙穿过了“互层”状岩石，这为确定基性麻粒岩是岩墙而不是火山岩提供了依据。黄土窑的麻粒岩区大比例尺地质填图还明确地揭示了孔兹岩层与片麻岩-麻粒岩系的地质关系（Wang et al.，2016；Wu et al.，2016；Zhou et al.，2017）。图8显示在峰期变质之前，基性麻粒岩岩墙以及含石墨夹层的矽线石榴片麻岩和TTG片麻岩系两套岩石已经共生在一起，它们共同经历了从峰期变质以及此后的两期变质作用和多期构造变形，并在后来的地质构造中被抬到地表。含石墨夹层的矽线石榴片麻岩的中心部位抬升剥蚀露出TTG片麻岩，显示残留的背-向斜构造，也与杨振升等（2008）的穹褶构造相似。
富铝变质沉积岩虽然岩石类型多，但主要变质矿物组合是Grt＋Sil±Crd＋Pl＋钾（条纹）长石（Peth）＋石墨(Grp)＋Bi±金红石(Rut)。卢良兆等（1996）和Zhai et al. （2003）通过FeO-MgO-Al2O3-SiO2体系的矿物组合共生分析，得到典型的峰期矿物组合是Grt＋Sil＋Qtz，部分样品有Grt＋尖晶石（Sp）组合。含尖晶石的富铝片麻岩中，可能的变质反应是Bi＋Sil→Sp＋Peth＋Qtz＋熔体(melt)，变质温度应高于850~900℃。堇青石(Cord)不是峰期变质矿物，它生成的变质矿物反应是Grt＋Sil＋Qtz→Cord或者Grt＋Qtz→Hy＋Cord，指示了一个降压过程。对K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O体系进行含黑云母的矿物组合共生分析，得到典型的矿物组合是Grt＋Hy＋Bi和Grt＋Bi＋Qtz，在后期的降压退变质反应中，则有黑云母转变为堇青石的反应。但是笔者要指出的是，在不少样品的观察中，矽线石转变为堇青石并不是简单的单向反应，还可见到堇青石又转变为矽线石。最近的研究识别出进变质的堇青石，它们与石榴子石中其他的包裹矿物以及石榴子石的成分环带一起，记录了泥质岩进变质的过程（Wu et al.,2017; Zou et al., 2018）。由于未出现尖晶石的矿物组合，估算的泥质岩的变质温度约700~850℃，压力约0.5~0.8 GPa。孔兹岩中出现蓝晶石或曾出现过蓝晶石的报道越来越多，部分矽线石是由蓝晶石退变的（崔文元，1983；卢良兆等，1996），估算的变质压力大于1.0 GPa。周喜文等（2004）在胶北栖霞的富铝片麻岩中，确定了Grt＋Ky＋条纹长石（Peth）＋白云母（Mus）组合，估算的变质压力为1.0~1.25 GPa。Zhai et al. (2000)对胶东的孔兹岩中的Grt + Cpx + Opx + Pl + Qtz +石墨(Grp)计算的变质压力是1.0~1.1 GPa。因此推测中压变质的麻粒岩相的富铝变质岩曾有高温高压麻粒岩相变质的阶段，只是由于很强的中压高温麻粒岩相变质的叠加而难以保存（张华锋等，2006；Zou et al., 2018, 2020）。
图2 华北克拉通变质泥质岩（孔兹岩）与基性高压麻粒岩的分布示意图（据Zhou et al., 2017修改）
图3 内蒙大青山早前寒武纪地质简图 （据杨振升等，2008修改）
图4 大青山地区早前寒武纪变质岩石出露区的结构和构造剖面图（据徐仲元等，2002
图5 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) （据钟焱等，2016）
图6 土贵乌拉山孔兹岩（a）及石榴花岗岩、孔兹岩和矽线（堇青）石榴岩(b)的稀土配分型式（据Zhai et al., 2003）
图7 黄土窑地区A—A’剖面图显示含石墨夹层的矽线石榴片麻岩（1）与基性麻粒岩（2）的接触关系
图8 黄土窑地区TTG、HP基性麻粒岩、HT—UHT泥质麻粒岩（孔兹岩系）的空间关系图（a）和剖面图（b）（据Wang et al., 2016；Zhou et al.，2017）
图9 华北克拉通古元古代变质泥质岩的P-T轨迹（其中的数字线代表不同的样品；据Zhou et al., 2017）
3 孔兹岩套的构造意义
3.1 沉积构造背景
对于古元古代的沉积岩系的形成构造背景，有以下三点可以提供约束:
（1）含孔兹岩的沉积岩系的沉积时代大致限定在2.3~2.0 Ga，这个时期应在全球~2.5 Ga的克拉通化完成后、又经历了长约0.2~0.15 Ga的静寂期。这样漫长的时间几乎等于整个中生代，使得克拉通化的陆壳有足够长的时间经受风化。
（2）新太古代的克拉通化的实质就是形成了稳定的下地壳/上地壳的分层，以及实现了地幔/地壳的耦合。这时在超级克拉通上分布着以长英质（花岗质）为主的成熟陆壳岩石，它们的长期风化提供了相对单一的富硅铝质物质。
（3）含孔兹岩的沉积岩系的形成时代长达约0.3 Ga（约在2.3~2.0 Ga），在如此长的时间段没有发生大的地质活动，很少火山岩喷发。稳定沉积构造环境有利于搬运和分选，必然导致沉积物有很好的成熟度。
基于以上分析，认为一个大陆裂谷盆地模型可能合理地重建古元古代沉积环境和解释沉积层序的形成过程（图10）。大陆裂谷盆地沉降-沉积模型实际上与全球的休伦期裂谷体系发育的时间和特征一致。休伦裂谷事件是克拉通化之后未见重复的地质事件。
3.2 变质特征与早期板块构造
翟明国（2009）、Gou et al.（2015）和Zhou et al.（2017）总结了华北克拉通古元古代岩石（包括孔兹岩套）的变质作用，有热、慢、滞三个特点。一是变质的温压梯度高，多在16~25 ℃/km, 平均为21 ℃/km，一些超高温的样品更高。这个值和大别山及喜马拉雅造山带的4~10 ℃/km相比，要高很多倍。二是抬升速率低，大约在0.33~0.5 mm/a，而大别山造山带的抬升速率要高10倍，约为3~5 mm/a，喜马拉雅造山带的抬升更快（3 mm/a至3~5 cm/a）。这个抬升速率已经与显生宙盆地的抬升速率相仿甚至稍低。三是这些变质岩在下部地壳滞留的时间长，从峰期的约45~50 km的最下部地壳（高压麻粒岩相），抬升到~35 km的下地壳（中压麻粒岩相），用时约100 Ma，再抬升到约25~20 km的下地壳顶部（角闪岩相），用时约50~60 Ma。
Zhai and Peng（2020）提出早期板块构造的概念，认为它以古老克拉通发育活动带为标志，活动带具有线性分布特征，部分地层和基底发生高压麻粒岩相或高温超高温麻粒岩相变质作用，表现出降压的变质过程，少数达麻粒岩-榴辉岩转换相。他们强调了华北高级麻粒岩的温压梯度偏高（21~26 ℃/km），属于中压变质相系，这导致俯冲的岩片具有一定的塑性和偏高的浮力，因而它们的俯冲深度不可能太深。在中国华北以及世界上其他的古元古代的变质带中，都没有发现和确定有地幔岩石的残片，说明俯冲陆壳岩石曾下沉到下地壳的下部层位约40~50 km，未达到壳幔边界，地幔岩石也没有参与俯冲和碰撞过程。虽然有榴辉岩的报道，但没有柯石英榴辉岩等超高压变质矿物，没有蓝片岩相变质岩。这些都限定了俯冲岩片没有下插到岩石圈深度甚至地幔深度，因此不会出现俯冲岩石圈在软流圈界面上滑动的现象和地质记录。另一方面，具有相当塑性的早期板块的俯冲速度不可能太快。有证据表明在最下部地壳层位中，有来自地幔的岩浆底侵和岩墙群活动，以及强烈的陆壳活化，这是地幔与下地壳都比较热的标志。由于俯冲的陆壳与麻粒岩相的TTG为主的下地壳围岩之间的密度相近，无法产生较大的密度差，即没有较大的负浮力，抬升速率慢，并形成宽大的泛造山变质带。这是它们缓慢抬升的原因。早期板块模式与现代板块构造模式在驱动力和构造过程上仍有本质差别。
3.3 古元古代构造事件及其全球联系
滹沱（吕梁）运动是华北克拉通构造演化史的一次重要事件，此后进入了华北地台演化阶段。华北的古元古代表壳岩分布广泛，特别在吉林-辽宁-山东、山西-河南、晋-冀北部-内蒙中部分布更集中。根据已有的研究资料，华北克拉通的太古宙-古元古代表壳岩石是在中生代以来受周边块体的影响抬升到地表的（李庶波等，2015；赵俊峰等，2015），它们现存展布状态大致可以分为三个线性带，被称为胶-辽-吉活动带、晋-豫活动带和丰镇-二道洼活动带（翟明国，2004；翟明国和彭澎，2007）。三个带中的古元古代表壳岩系，主要是辽河（北、南）群、粉子山（荆山）群；滹沱群、中条群、吕梁群、上太华群；二道洼群、上集宁（丰镇）群等以及相应的按照区域命名的岩群。它们在岩石类型和组合、变质和变形、成矿作用等诸方面，都有相似性。其中北辽河群、滹沱-吕梁-中条群和二道洼群等变质程度相对较浅，为绿片岩-角闪岩相（局部麻粒岩相），原岩组合含有玄武岩和长英质火山岩层；而南辽河群、粉子山（荆山）群、上太华群和上集宁群等则变质程度较高，为高温高压麻粒岩相，局部为UHT麻粒岩相，也有少数为角闪岩相。沉积地层以富铝质的碎屑-泥质沉积和碳酸盐沉积为主，不含（少含）火山岩。这些表壳岩石包括了通称的高级变质和低级变质的“孔兹岩系”。总之，在三个活动带中，岩石总体都可以分为含双峰式火山岩-沉积岩的岩系和变质泥质-蒸发（灰岩-白云岩）岩系，并在约1.97~1.8 Ga期间发生了变质作用。变质的火山沉积岩系与太古宙片麻岩-麻粒岩基底具有不同的构造样式（Zhang, 2001；杨振声等，2008）。
笔者等提出所谓的滹沱期的古元古代的事件实际是一个构造事件群（翟明国，2004；翟明国和彭澎，2007），它们至少可以分解为约2300~2000（1970）Ma 和约2000（1970）~1800 Ma两个亚构造事件。这两个亚事件的地质现象都记录在上述的三个带古元古代的火山沉积岩系中。第一个亚事件是克拉通的裂谷期事件，第二个是俯冲-碰撞期事件，它们分别对应于全球的休伦裂谷事件和哥伦比亚造山事件。
华北克拉通在古元古代经历的裂谷过程很早就被识别出来（赵宗溥等，1993；白瑾等，1993；于津海等，1999；王惠初等，1999；万渝生等，2000；耿元生等，2003；苗培森和赵凤清，2013；杨崇辉等，2018），但是对它们与休伦裂谷的沉积特征的比较以及休伦冰期的记录，是近些年来被陆续报道的。例如南辽河群大石桥菱镁矿和胶东粉子山群菱镁矿以及后仙峪硼矿床的地质学、地层学、同位素和元素地球化学研究（汤好书等，2009; Tang et al., 2011, 2012，2013a, 2013b），确定它们初始形成于2.33~2.06 Ga期间裂谷系中的局部蒸发盆地。代表性沉积岩石有蒸发岩，发育巨厚的菱镁矿沉积，伴有大理岩和其他沉积岩；另一套代表性沉积岩石有普遍分布的石墨片麻岩及相关的巨厚大理岩，即广泛的碳质页岩-碳酸盐沉积。还有存在争议的冰蹟岩如滹沱群中的四集庄砾岩（陈威宇等，2018）。上述岩石有明显的C同位素正漂移，以及REE和其他微量元素的特征反映了高氧逸度的沉积环境。大石桥菱镁矿下伏白云岩地层样品的CaO/MgO摩尔比为0.87~0.94，δ13Ccarb和δ18Ocarb值分别为0.6‰~1.4‰（平均1.2‰，V-PDB标准）和16.4‰~19.5‰（平均18.2‰，SMOW标准）；与世界正常海相碳酸盐岩地层相比，δ13Ccarb较高，而δ18Ocarb较低，表明原始沉积物具有类似于大氧化事件的δ13Ccarb正异常，δ13Ccarb可能高达4.2‰，但δ13Ccarb和δ18Ocarb值均在沉积之后的成岩或/和变质过程中显著降低。白云岩样品∑REE为0.988×10-6~274.4×10-6; Y/Ho