Ⅲ-佳木斯微陆块古元古代石墨、金成矿带(佳木斯微陆块古元古代石墨、金矿床成矿系列)

(一)佳木斯微陆块

佳木斯微陆块位于黑龙江东北部，向北与俄罗斯境内的布列亚陆块(图兰陆块)连为一体，是一个结晶基底出露面积较大，时代较为古老的陆块。微陆块周边被断裂所限，西界为牡丹江 汤旺河 结烈河断裂，与张广才岭(褶皱带)相邻；南界以敦化-密山断裂与延边褶皱系分界，东部被同江-当璧段列与那丹哈达岭地体划开。

佳木斯微陆块的古元古代变质基底可以分为两个(岩)群：下部为麻山岩群，上部为东风山群。

麻山岩群主要由深变质的片岩、含矽线石榴片麻岩、含石墨片麻岩、大理岩、麻粒岩(含少量紫苏辉石)组成的孔兹岩系，含有石墨、磷、矽线石等矿床。麻山岩群变质程度达到高角闪岩相至麻粒岩相，遭受同期花岗质岩浆的混合岩化作用，变形复杂。原岩为中基性火山岩-硬砂岩型建造或复理石型建造(董申保等，1986)。Pb-Pb 等时线年龄为2269±68Ma，全岩U-Pb等时线年龄为2251±360Ma(姜哲等，1991)。

东风山群出露在佳木斯微陆块北部鹤岗地区。本群主要由大理岩，绢云石英片岩、二云石英片岩、二云二长片麻岩、电气石英岩及黑云二长变粒岩、矽线片岩、石墨片岩等组成，夹含铁石英岩和磁铁绿泥片岩。原岩为一套中酸性海相火山-沉积岩系，经受高绿片岩相变质作用，有花岗岩化。根据岩性和层位对比，东风山群应位于麻山岩群的上部，形成于古元古代晚期(黑龙江省区域地质志，1993)。在东风山地区，磁铁石英岩与变基性火山岩相伴，反映本群有硅铁建造(王喜臣等，2002)。

麻山岩群、东风山群构成了佳木斯微陆块的变质基底。到中元古代，在克拉通边缘裂谷环境中形成了黑龙江群深海相火山沉积岩系。

麻山岩群因经历了多期形变和变质作用叠加改造，内部结构十分复杂，片理和片麻理呈紧密的线形揉曲。表壳岩遭受重结晶作用明显，其中花岗岩化最发育，呈残留体状分布于岩层中。基底岩石富K、Al而贫Na。表生地球化学场显示Fe、Au、Cu、Cr、V、Ti、Y为高异常。成矿作用以前寒武纪沉积变质石墨、磷矿、矽线石矿、铁矿及热液型金矿为特征。

(二)与角闪岩相-麻粒岩相有关的石墨-磷-矽线石矿床成矿亚系列

佳木斯微陆块麻山岩群赋存我国众多的沉积变质型晶质石墨矿床，是我国晶质石墨矿床密集区，其中分布着萝北云山、勃利佛岭、鸡西柳毛、穆棱光义等超大型矿床和双鸭山羊鼻山、虎林姚英山等大型、特大型矿床(见表2-10)，尤其在佳木斯微陆块的南部林口、鸡西、土顶子、黄汪沟、西麻山、石场、和平、余庆、中三阳、龙爪和光义等地，共有12个石墨层，超大、大、中型以上的石墨矿床多处，150 多处矿点，构成一个巨型的含矿带(即麻山含矿带)，是我国现知的最大鳞片状晶质石墨产区。

整个麻山岩群普遍含石墨，麻山岩群分西麻山岩组和龙山岩组(表5-7)。

表5-7 麻山岩群岩石组合特征

(据黑龙江省地质局，1980，本文略加修改)

麻山岩群主要由片岩、片麻岩和各种镁质大理岩等组成。变质岩系的变质作用为角闪岩相-麻粒岩相，其中发育有各种重融再造的花岗岩类。麻山岩群中赋存的主要矿产是石墨矿，其次为矽线石矿，再其次为磷灰石和金等矿产。

石墨矿床的容矿围岩中，矽线石含量均很高，部分地段可形成矽线石矿床，如西麻山岩组中的三道沟矽线石矿床。该矿床以复层状产出，矿体呈似层状产于黑云片岩、片麻岩和变粒岩中。矽线石矿化宽度100～210m，长度大于900m。矿体产状与围岩片理一致。在含石墨矽线石片岩型矿石中，矽线石含量为20%～55%，石墨含量1%～5%；在黑云矽线石片岩型矿石中，矽线石含量15%～35%，石墨含量小于05%。由上述两种矽线石矿石类型的含Al2O3和C的含量，可以看出，Al和C呈正相关。

区内除石墨矿床外还产有磷矿床，主要分布在鸡西、林口、余庆等地，产出在麻山岩群柳毛岩组地层中，主要有石场、余庆、中三阳、兴开、龙山等中小型矿床。矿石类型有：含磷灰透辉石墨斜长片麻岩、磷灰金云大理岩、磷灰透辉岩、含透辉磷灰石英岩、磷灰橄榄大理岩、金云磷灰透辉岩、含磷灰透辉钾长石岩。脉石矿物有斜长石、石墨、石英、透辉石、金云母、方解石、橄榄石、钾长石等。矿床类型可分为沉积变质型和变质热液型两种，矿石一般呈鳞片花岗变晶结构、等粒花岗变晶结构、中细粒花岗变晶结构，块状、条带状、片麻状构造。磷灰石品位7%～40%，平均15%。

因而，本区实际上是一个由石墨、矽线石和磷矿组成的复合成矿带，构成石墨-矽线石-磷矿床成矿亚系列。

柳毛石墨矿床

柳毛矿床是鸡西石墨矿区中的超大型矿床。矿区四周被断层围限，成矿构造主要呈东西向展布，以后由北北西向及北东向断裂肢解为一系列叠瓦式断块。矿床自北而南分布着4个轴向大体平行的褶曲。区域构造的特点是以东西向褶皱及逆冲断裂为基本轮廓，东西向龙山复向斜横亘整个区域，控制着麻山岩群(含矿岩系)的分布。麻山断裂及石场断裂近东西向分别横穿区域北部和南部。将麻山岩群逆冲至侏罗-白垩系之上，整个区域表现出大陆边缘活动带的断块隆起基底特色。新元古代基性辉长岩沿矿床南部活动。整个矿区断裂纵横交切，破坏了地层(矿体)的连续性。

麻山岩群下部的西麻山岩组内花岗岩发育。其变质程度普遍达到麻粒岩相。常见的变质矿物有矽线石、堇青石、铁铝榴石、透辉石、紫苏辉石、尖晶石、橄榄石、粒硅镁石和斜长石等。其原岩主要为粘土岩、半粘土岩、泥灰岩和碳酸盐岩，夹基性火山岩，属浅海相沉积，沉积物的特点是富铁和镁。由于西麻山岩组正处于隆起的核心部位，深部构造发育，受多次基性超基性岩浆侵入，变质程度深于龙山岩组(龙山岩组相当于角闪岩相)。含矿层位的岩石有：含石墨矽线石英片岩、含石墨黑云斜长片麻岩、黑云斜长麻粒岩、透辉斜长变粒岩、钒(钙)榴石墨斜长片麻岩。区内受后期岩浆重熔改造和韧性剪切作用强烈，出现以石榴石为斑晶的眼球状或条带状花岗岩、黑云花岗片麻岩，以及石英钾长交代为主的石榴钾长巨斑花岗质岩石。

柳毛矿区共有大小数十个矿体，其中大西沟矿段规模最大。主要赋存在西麻山岩组的上部富碳酸岩段。

大西沟矿段有大小矿体44个，其中有11个主要矿体，集中于中矿段(见图5-28)，单矿体厚12～27m，延长300～1500m，呈似层状、楔状或透镜状产出。矿体产状较稳定，局部膨胀分叉甚至尖灭再现。主要矿石类型有钒榴石墨矿(产于含钒榴石透辉石墨片岩中)；透辉石墨矿(产于含石墨透(产于含石墨大理岩中)；矽线石石墨矿(产于含石墨矽线透辉片麻岩、含透辉矽线石墨钾长片麻岩、石墨斜长片麻岩中)。其中钒榴石墨矿品位较富，含固定碳13%～16%；其余品位较低(约3%～8%)。主要共生矿物有：透辉石、石英、长石、黑云母、钙钒榴石、矽线石、蛇纹石、金红石、石榴子石(锰铝榴石及钙铝榴石)。矿石具鳞片花岗变晶结构和/或鳞片变晶结构，片麻状、片状、块状及少量浸染状构造。石墨呈灰黑-深灰色，鳞片状，片径一般为0063～025mm。石墨呈鳞片或聚片状分布在脉石矿物颗粒间，定向排列，局部有相互穿插。另有少量石墨粒径极细，以浸染状分布在脉石矿物中。交代岩附近的矿石通常变富且鳞片变粗。钒榴石石墨矿是主要的矿石类型，占整个矿段矿石量的80%左右。

本区石墨的主要成矿作用发生于古元古代，具有沉积-区域变质成因特征。属热流-高温区域变质作用类型。区域变质作用后期的花岗岩化作用使原岩重熔改造，岩石发生的退变质作用对石墨鳞片的粗化及局部富集有所增益。

(三)与变质海相火山喷发-沉积作用有关的金-钴矿床成矿亚系列(东风山金矿床)

东风山金矿床产在佳木斯微陆块的东风山群中。据刘静兰(1991)，矿区内东风山群由下至上可以划分为三个岩组，下部岩组由下硅质层、含锰硫化物钴金矿层、铁矿层和上硅质层组成，岩组厚40～120m；中部岩组的下部以大理岩为主夹石英片岩和石英岩，大理岩普遍含有石墨，中部岩组的上部以各种石墨片岩为主，夹大理岩、石英岩及变质中酸性火山凝灰岩，岩组厚的0～450m；上部岩组以角岩化黑云石英片岩、角岩化含电气黑云石英变粒岩、石榴绿帘石英片岩、石墨片岩为主，夹变质酸性凝灰熔岩，岩组厚均350m。三个岩组的共同特点是都夹有厚度不大的变质中酸性火山碎屑岩。

图5-28 黑龙江柳毛石墨矿床大西沟矿段矿体分布略图

(据黑龙江地质矿产局第一调研所，略有删节)

1—第四系；2—大理岩或透辉岩；3—片岩；4—片麻岩；5—变粒岩；6—花岗质岩；7—石墨矿体；8—西麻山岩组

东风山群Rb-Sr等时线年龄为797±43Ma，该年龄可能反映变质作用时代，东风山群的形成时代可与麻山岩群龙山岩组相当，暂定为古元古代。矿区及其外围出露的侵入岩占全区面积50%。除元古宙花岗岩外，其余主要为晚古生代至中生代的黑云母花岗岩及其派生脉岩。

东风山群中、下部岩组都有碳酸盐岩、硅质岩、火山碎屑岩和炭质岩石，都存在金与银、砷、锑、钴、镍的正相关关系。下部岩组中磁铁石英岩与变基性火山岩相伴，反映本群底部有硅铁建造。

东风山群中金的含量自下而上逐渐减少，下部岩组是金、钴、铁矿体的赋矿岩组，赋存金矿层，中部岩组普遍出现金异常，上部岩组几乎没有金异常(图5-29)。

刘静兰(1987)对区内13处含铁建造的含金性进行了查定(表5-8)，东风山金矿体主要产出在下部岩组铁矿层下部的含锰硫化物钴金矿层中。含锰硫化物层位于铁矿层底部，呈薄层状，在铁矿层中呈透镜体夹层。主要岩石类型有：磁黄铁铁闪锰榴岩、磁黄铁锰榴铁闪岩、含磁黄石英黑云锰榴岩等。岩石以花岗变晶结构为主，条带状构造。石榴子石(以锰铝榴石为主)常与磁黄铁矿、铁闪石相间出现，形成条带状构造。石榴子石集合体常包裹磁黄铁矿、磷灰石、石英、自然金、辉钴矿等矿物颗粒，形成包含变晶结构。铁闪石以锰铁闪石为主，与锰铝榴石紧密共生。磁黄铁矿集合体常呈条带状分布，有时填充在铁闪石、石榴子石的间隙中，形成“陨铁结构”；有时也呈星散状或环带状包含在石榴子石晶体中。金矿体可分为整合型和脉状矿体两类，以前者为主。

图5-29 东风山金矿地层柱状图

(据刘静兰，1991)

整合型矿体是因矿体与围岩呈完全整合状产出，故称为整合型金矿体，产出在含锰硫化物铀金矿层中。矿层虽然厚度不大，但层位及厚度比较稳定，是钴、金有用元素高度集中部位。但金在矿层内含量并不稳定，变化较大，矿体与围岩的圈定，需根据分析结果。整合矿体与围岩呈渐变关系，矿体与围岩均经历了相同的变形作用，并随岩层的褶曲而褶皱。背斜鞍部的矿体有加厚现象。矿体形态多呈鞍状、透镜状(图5-30)。金矿体与钴矿体在空间分布上基本吻合，有时二者合为一体，但钴矿体分布范围大于金矿体。矿体一般长50～100m，最长250m，厚度一般为173～4m，最厚616～901m，矿体沿倾向延深大于沿走向延伸，二者之比为1～3。矿体沿走向常尖灭再现，在剖面上，自南向北，由高到低，大致呈左行雁行排列。

表5-8 佳木斯微陆块含铁建造中金的丰度值 (w(Au)/10-6)

(据刘静兰，1987)

脉状矿体常产在上硅质层中，分布零星，主要受顺层的北东向断裂构造控制，规模有限。

本区矿石可划分四种自然类型：条带状-微细浸染状贫硫钴金矿石、条带状-细脉浸染状钴金矿石、含金石英脉型矿石和条带状铁闪铁橄辉石钴金矿石，以第1种和第2种为主要矿石类型。矿石中主要金属矿物有磁黄铁矿、毒砂，其次为辉钴矿、红砷镍矿、辉砷镍矿、磁铁矿、自然金等，在含金石英脉型矿石中见黄铁矿，非金属矿物有锰铝榴石、锰铁闪石、石英、黑云母等。在条带状铁闪铁橄榄辉石钴金矿石中则以尤莱辉石、铁橄榄石及铁闪石为主。

图5-30 东风山金矿床地质剖面图

(据刘静兰，1987)

1—金矿层；2—钴矿层；3—铁矿层；4—微晶含电气石云母石英片岩；5—细晶大理岩；6—微晶含石墨堇青石片岩；7—黑云母花岗岩；8—脉岩

自然金多数呈不规则粒状。部分为圆粒状、长条状、板状等。粒度较细，多数在5μm左右。自然金与毒砂、辉钴矿、锰铝榴石和锰铁闪石关系密切。自然金成色变化在843～990之间，算术平均值为918。

东风山金矿层经受角闪岩相为主的区域变质作用，变质温度为455～600℃，压力为03～05gPa。

东风山条带状铁建造金矿床属火山喷气沉积-变质成因。矿床的原始沉积环境为远离中酸性火山喷发中心的海盆地，成矿物质由火山喷气作用由深部带到地壳表层的海水中。金主要呈微细分散状态富集在条带状铁建造底部的硫化物相(或与碳酸盐相的混合相)中，随区域变质作用形成层状、似层状、透镜状的整合型同生矿体。伴随区域变质作用的构造变形作用，金矿体重新就位，形成鞍状和部分透镜体状矿体，在区域变质作用之后的变质热液活动，使少量的金活化，形成脉状矿体。

从上可知，佳木斯微陆块在古元古代是石墨-磷-金矿床重要的成矿期。在鸡西地区形成石墨-矽线石-磷矿床成矿亚系列，在东风山地区则形成了金-钴矿床成矿亚系列。

1火山岩系列

采用Irving(1971)的w(K2O+Na2O)-w(SiO2)图解对不同火山岩带的新生代火山岩进行了岩石系列的划分(图5-21)。东-宁长白山-宽甸火山岩带的火山岩化学分析数据为东宁地区新近纪火山岩、长白山地区新近纪火山岩和宽甸地区第四纪火山岩(胡召生,198;7路凤香等,1981;汤德平,1986),此火山岩带主要为碱性玄武岩系列,个别样品为亚碱性系列(图5-21①)。密山-敦化火山岩带,火山岩资料主要为镜泊湖和龙岗山第四纪火山岩、牡丹江、鸡西—穆棱新近纪火山岩以及下辽河、牡丹江黄花、抚顺等地区的古近纪火山岩(盛中方等,1983;胡召生,1987;罗照华,1984;杜世政等,1983),此火山岩带也主要为碱性火山岩系列,个别为亚碱性火山岩系列(图5-21②)。依兰伊通火山岩带火山岩资料主要为尚志、方正、依兰、伊通的新近纪火山岩和七星山的古近纪火山岩(杜世政等,1983;武殿英,1984),此火山岩带也主要为碱性玄武岩系列,仅个别为亚碱性系列(图5-21③)。嫩江-五大连池火山岩带,主要为科洛和五大连池的火山岩资料(邱家骧等,1991),该火山岩带亦主要为碱性火山岩系列,个别为亚碱性系列;大兴安岭火山岩带和大兴安岭以西火山岩带以海拉尔火山岩为代表(胡召生,1987;杜世政等,1983;赵海玲等,1995),主要为碱性系列(图5-21④)。综上所述,东北地区新主代火山岩主要为碱性系列,少数为亚碱性系列。

从AMF图解(图5-22)可以看出,火山岩均具有富铁趋势,不应属钾玄岩系列。因此,东北地区新生代火山岩主要为碱性玄武岩系列,个别为拉斑玄武岩系列。

在硅-碱图解上,东宁-长白山-宽甸火山岩带、密山-敦化火山岩带、依兰-舒兰-伊通火山岩带、大兴安岭火山岩带的火山岩钠质系列和钾质系列均有,而且均处于钾质和钠质过渡的区域。大兴安岭以西火山岩带火山岩均位于接近钾质系列的钠质系列,但由于样品有限,可能为钾质-钠质系列。嫩江-五大连池火山岩带主要为钾质系列,个别为钠质系列。

综上所述,东北地区新生代火山岩主要为碱性玄武岩系列,其次为拉斑玄武岩系列,五大连池以东和以西火山岩为钾质-钠质系列,嫩江-五大连池火山岩带火山岩主要为钾质系列,个别为钠质系列。

2火山岩稀土元素特征

图5-21 东北地区新生代火山岩硅-碱图解

图5-22 东北地区新生代火山岩AMF图解

图5-23 东北地区新生代火山岩稀土配分模式图

海拉尔盆地内、方正尖山、穆棱、五大连池地区新生代火山岩REE分布型式如图5-23所示。从图中可以看出,新生代火山岩都显示出分馏的REE分布式样,不具Eu异常,大多数分布曲线近于平行。五大连池地区的REE分布模式显示出了高度分馏的特征,LREE高度富集(LaN/YbN比值变化于39~58),且REE总量较高,变化于(278~512)×10-6。与五大连池地区相比较,位于其西面的海拉尔盆地新生代火山岩以及位于其东面的方正尖山,穆棱地区的火山岩其LREE富集程度均较五大连池火山岩低,且REE总量也较之为低。因此,从东部→五大连池→西部,LREE的相对富集程度和REE总量的相对含量,具有一个从低→高→低的对称分布特征。总体来说与碱性玄武岩的稀土分布模式相一致。

与滦平盆地研究发展历史相似，辽西地区的义县盆地、金岭寺-羊山盆地、喀左-建 昌盆地、凌源盆地等地的研究进程，无不与当代“热河生物群”这一全球性的研究热点 密切相关。奠定我国鸟类起源、真兽类（哺乳动物）起源、被子植物起源研究国际领先 地位的“热河生物群”研究，除了在生物演化方面取得了历史性的突破外，在侏罗系— 白垩系界线的划分方面也做了大量工作，并取得了许多重要成果。

“热河生物群”演化过程许多划时代的发现，都诞生在这片古生物学研究的“热土”。自1996年中国地质科学院的季强教授在该地区化石地层中发现“中华龙鸟”以来，由他 所领导的研究团队在“热河生物群”的研究方面取得了一系列突破：1997年发现了世界 上第二只长羽毛的恐龙“原始祖鸟”；1998年发现了世界上第三只长羽毛的恐龙“尾羽 鸟”。2000年发现了全身长羽毛的“奔龙”化石；2002年发现了初鸟类化石——“中华 神州鸟”和“东方吉祥鸟”。1999年发现了最原始的三尖齿兽类哺乳动物化石“金氏热 河兽”；2001年发现了全身保存软体和毛发印痕的对齿兽类哺乳动物化石“毛兽”；2002 年发现了世界上最古老的有胎盘类哺乳动物化石“攀援始祖兽”；2003年发现了世界上最 古老的有袋类哺乳动物化石“中国袋兽”；2005年发现了最早的会游泳的哺乳动物“獭狸 兽”；2002年发现了保存有根、茎、叶、雄性和雌性生殖器官等完整植株的原始被子植物 化石“中华古果”。这些重要科学发现极大地推动了国际鸟类起源、真兽类哺乳动物起源 和被子植物起源研究进程，使我国在这些领域的研究步入了国际先进行列，也基本解决了 国际上140多年未能解决的鸟类起源问题。

这些重大发现，也有力地推动了“热河生物群”相关研究的快速发展。辽西地区中 生代地层中保存的大量精美的化石，对研究古生物学和进化生物学中的许多有争议的问题 具有十分重要的意义，为全面了解中生代陆相生态系统的发展和演化提供了最好的场所。通过几代地质学家数十年的努力，以东方叶肢介-三尾拟蜉蝣-狼鳍鱼（E -E -L）生 物组合带作为“热河生物群”的标志，已经广为人们接受。然而，生物群的诞生与辐射 演化究竟是开始于晚侏罗世还是早白垩世？辽西地区的侏罗纪—白垩纪的地层界线应该划 定在什么位置？界线的绝对年龄是多少？这些问题的解答，出现了与其他地区陆相地层界 线研究相似的状况，还存在相当多的不同观点和看法，也使得自1923年“热河系”建立 以来，国际地学界对该地层时代持续了80多年的争论，尚未画上一个圆满的句号。

季强教授所领导的中国地质科学院地质研究所的研究团队，近年来在该地区进行了大 量详细的野外调查、采样分析工作，并采用多种先进的技术手段，包括国际上最先进的离 子探针仪器（SHRIMP），对采集的火山岩样品、岩浆锆石进行了精确的测定，获取到大 量的同位素地质年代数据，他也引用了其他研究者大量的同位素年龄数据，并做了比较。2004年，在他的巨著《辽宁西部中生代热河生物群》 一书中，所表述的观点为：热河生 物群分布的时代范围大致在135～112Ma之间。由于采集的同位素岩石样品所在岩层，都 位于富含热河生物群化石的地层之下，所以得出的同位素年龄数据比较科学、可信。

那么，侏罗系—白垩系界线的位置应该在什么层位？若能明确划定是在义县组的底 部，其年龄值为135Ma左右是比较合理的。

这个问题的最终答案仍旧难以确定，其原因是从根源上对义县组的定位就存在不同意 见。2000年，郝诒纯先生等人编著的《中国地层典·白垩系》 一书出版，把义县组作为 白垩纪的开始，并且采用1369Ma的同位素年龄，义县组底部与下伏地层张家口组存在 角度不整合，张家口组的顶部年龄为142Ma，界线年龄应在1369～142Ma之间。然而，同年出版、由王思恩等编著的 《中国地层典·侏罗系》 中，则把义县组列为上侏罗统，同位素年龄为142±4Ma（Rb-Sr法）。

西藏特提斯海区侏罗系—白垩系界线的确定也存在类似的问题，不同的研究人员使用 不同的测年方法、流程、仪器设备等，往往得出不同的测年结果，有时候测试数据甚至相 差悬殊。就最新的测年结果而言，2005年，朱弟成等人对特提斯喜马拉雅带羊卓雍错地 区桑秀组的英安岩所进行的锆石SHRIMP同位素测年，得到的平均年龄为133±30Ma。在本研究中，我们将采自桑秀组上部的英安岩所进行的锆石SHRIMP年代学研究，得出的 加权平均年龄为136±30Ma，两者存在3 Ma的差别。这些数据的不同，可能由于采样的 不同层位，得出不同的年龄，也不否定测试本身的误差。如此问题还需在下一步工作中系 统采样验证。

冀北—辽西地区晚中生代盆地由于受后期强烈变形改造的影响分割破坏明显，原始盆 地面貌保存多不完整，不同门类生物地层的对比工作也还远未达成比较统一的意见。但值 得关注的是，区内各盆地受相似的构造和气候背景控制，不同盆地的同期地层在全区具有 可对比的不整合界面及沉积旋回，同时代发育多期的岩浆活动，形成丰富的火山岩系，沉 积物中富含火山碎屑成分，为开展较高分辨率的年代地层学和古地磁学的研究工作提供了 良好的条件。

尽管冀北—辽西地区中生代地层研究取得了显著成果，但对界线地层的划分尚存在不 同意见。王五力等（2003，2004）根据生物地层学对比，将义县阶（组）的时代归属晚 侏罗世。Chen et al（2005）根据生物群对比研究，提出义县组尖山沟层的地质时代为晚 侏罗世Tithonian晚期。庞其清等（2006）依据Cypridea组合带和欧洲地层介形虫组合带 的比较，建议将侏罗系—白垩系界线放在大北沟组和大店子组之间。陈丕基（2000）认 为，我国东北地区陆相白垩系序列可以划分出13个组，其精度已赶上了海相白垩系12个 阶的标准，主要依据的是其中许多组已经找到了海陆交互相地层进行对比的联系化石分 子。周忠和等（2009）认为目前得出这样一个结论似乎还为时过早。不仅不同门类生物 地层学的研究尚且存在不一致的意见，而且年代学和古地磁学的框架还远不够完善。

根据辽西地区陆相热河群与黑龙江龙爪沟群及鸡西群等海相地层的对比，沙金庚、顾 知微等学者从20世纪90年代开始发表了一系列论文，认为包括义县组在内的辽西热河群 的时代为不包括早白垩世最早期（顾知微，1983，1995；沙金庚，1990，1991，1992； Sha et al，1993；Gu，1998；Sha et al，2006a，b；Sha，2007）。孔惠等（2006）对松 辽盆地白垩纪的几个生物群进行了评述，分析了生物演化与盆地演变的关系，认为热河生 物群的时代为早白垩世。

生物地层学的研究中，大化石如脊椎动物化石通常也可提供大尺度的生物地层对比工 具。近年来冀北—辽西地区发现的大量不同门类的脊椎动物化石如鸟类、哺乳类、恐龙、 翼龙等，其中的许多类群均具有早白垩世全球性的分布，对它们的研究也为热河生物群时 代归属提供了重要的化石证据。

对热河群及下伏地层的火山岩或沉积夹层中的火山灰大量的精确测年工作，证实热河 生物群可能属于早白垩世（Swisheret al，1999，2002；Wang et al，2001；王松山等，2001；He et al，2004，2006a，b，2008；Wang et al，2007）。冀北大北沟组、辽西义县 组和九佛堂组的测年结果大致为131～120Ma，大体对应到国际地质年表中的早白垩世的 中期。Sha（2007）认为我国东北大部地区和内蒙古南部可能存在晚侏罗世晚期—早白垩 世早期（Tithonian—Valanginian）的沉积间断。土城子组的年代学数据（139Ma）（Swisher et al，2002）或者156～139Ma（Davis et al，2005）表明，我国东北地区侏罗 系—白垩系的界线可能会位于土城子组之内。Chang et al（2009）对蓝旗组基底火山灰 的测年显示，其时代大致为159～161Ma，对应于晚侏罗世的早期。大量精确测年的结果 将改变我国陆相侏罗系—白垩系界线位于热河群内部或者热河群底部的传统认识。

与我国海相侏罗系—白垩系界线研究相比较，陆相地层的研究不仅研究历史悠久、研 究材料丰富，而且研究方法、手段更为多样。以研究程度较高的热河动物群为例，新的理 论和方法主要可以归纳为如下几个方面：

（1）陆相无脊椎动物与植物地层学

热河生物群无脊椎动物群种类丰富、数量巨大，是生物地层划分和对比的重要依据。以昆虫、叶肢介、介形虫、双壳类的研究成果最为丰富。近年来，以早期被子植物的研究 为代表的热河植物群研究最为引人关注。国际公认最早的被子植物出现于早白垩世（Friis et al，2005；冷琴，2006），热河植物群买麻藤类的化石与俄罗斯南部和巴西早白垩世发 现的种类非常相似（Zhou et al，2003）。黑龙江东部鸡西盆地穆棱组的孢粉化石，归属 早白垩世Barremian期或Barremian—Aptian早期（Yang et al2007），这一结论和大植物化 石以及沟鞭藻的研究结果一致（Yang，2003；杨小菊，2005）。Li et al（2007）对义县 组孢粉的研究也认为其时代应当属于早白垩世。

（2）脊椎动物地层学

热河脊椎动物群不仅化石种类和数量多，而且保存完整，能够提供许多重要的比较形 态学和系统发育关系的证据。伴随早白垩世东亚地区和世界其他地区地理隔绝的消失 （Enkin et al，1992；Zhou et al，2003），东亚地区脊椎动物群和世界各地的交流十分广 泛，为利用脊椎动物化石进行洲际的生物地层对比奠定了基础。热河生物群脊椎动物化石 过去以鱼类和少量爬行动物为主，近年来则以不同类群种类繁多的鸟类、恐龙、翼龙、哺 乳动物和两栖类研究为热点，取得了诸多举世瞩目的研究成果，为全球性的生物地层学对 比提供了十分重要的证据。其中，许多类群具有早白垩世全球性的分布，如鸟类中的反鸟 类，恐龙中的禽龙类（Wang et al，2001 ；Barrett et al，2009），巨龙类（Barrett et al，2002；Barrett et al，2007），驰龙类（Xu et al，1999，2003），甲龙类中的结节龙类 （Xu et al，2001），霸王龙类（Xu et al，2004）等，两栖类中的盘舌蟾类（Wang et al，1999；Wang et al，2000；王原，2006），翼龙中的古魔翼龙类（汪筱林等，2003），古神 翼龙类（Wang et al，2003），梳颌翼龙类（汪筱林等，2006；Wang et al，2007）等，以 及多瘤齿兽类中的始俊兽类（Hu et al，2002），戈壁兽类（Li et al，2003），鹦鹉嘴龙 （徐星等，1998）以及真兽类和后兽类的最早代表（Ji et al，2002；Luo et al，2003）。

（3）年代地层学

热河生物群火山岩的同位素测年工作从20世纪80年代起得到开展并取得了许多重要 的成果，但早期由于测年方法、测年精度，以及火山岩和含化石地层的对比关系等均存在 不少问题，伴随着测年技术的不断进步，对年代地层学研究的精度也不断提高，年代测定 工作广泛开展。义县组顶部的测年结果大致为119～122Ma（张宏等，2005），义县组下 伏的土城组上部火山灰测定的年代数据为139Ma（Swisheret al，2002）；热河群上部九 佛堂组沉积夹层中火山灰的长石单晶的氩-氩测年获得了1203 Ma的结果（He et al，2004）；热河群下部的大北沟组测定的同位素年龄大致确定为130～134 Ma（柳永清等，2003；He et al，2006b）；热河群下伏的张家口组火山岩的年龄135～136 Ma（牛宝贵等，2003）；冀北滦平地区张家口组的底界年龄136Ma，顶界年龄135Ma（张宏等，2005b）； 土城组测年数据范围139～156Ma（Davis et al，2005）。

（4）古地磁学

古地磁学是近年来地层学研究所引入的发展最快的一门学科，利用地磁极性年表可对 主要生物地层学事件进行定年或校准，从而成为估计地层年龄、进行地层对比的重要方 法。地磁极性带M序列向前已延伸至晚侏罗世Callovian阶（Gradstein et al，2004），磁 性地层学的研究已经能够将早白垩世的翁虫类，钙质超微化石和涡鞭毛藻化石的数据与M 序列进行很好的对比（Ogg et al，2004）。近年来我国磁性地层学、地磁古强度和年代学 的综合研究，为地磁极性年代的确定奠定了良好基础，为含化石沉积层的时代提供了重要 的年代依据。如Pan et al（2001）对北票四合屯剖面古地磁学的研究，确定该剖面含化 石层段的古地磁极性年龄为早白垩世Barremian阶的M3n；Zhu et al（2007）对四合屯化 石剖面火山岩的古地磁和40Ar/39Ar年代学研究证实含化石沉积层时代为1242～1257Ma，与以前获得的火山灰的测年结果基本吻合。