華北陸塊又名華北克拉通（North China craton），是個史前大陸或克拉通，目前是歐亞板塊的一部分。華北克拉通記錄了地球上最完全、最複雜的火成、沉積和變質過程。[1]範圍包含今日的華北與中國東北部、朝鮮半島大部、蒙古南部，面積達170萬平方公里。[1]「克拉通」表示它是一塊穩定、易浮、剛性的陸塊。[1][2][3]克拉通地殼比較厚（約200km），與其他區域相比較冷，密度較低。[1][2][3]華北克拉通的年代很久遠， 經歷了長期的穩定期，十分符合「克拉通」的定義。[1]但華北克拉通的深層後來經歷了崩解（去克拉通化），意味着這個陸塊已不再穩定了。[2][3]
華北陸塊由數個地塊所構成，這些地塊經過褶皺運動而結合在一起。[4]在古元古代（25-18億年前），這些陸塊彼此相撞融合，與超大陸發生互動，在古陸塊的接合處產生大量變質岩帶。[4]華北陸塊的確切形成過程仍有很大爭議。克拉通形成之後，直到中奧陶世（4.8億年前）都很穩定。[3]克拉通東半部的根部發生破壞，進入不穩定的時期。太古宙和古元古代（46–16億年前）形成的岩石在這一階段明顯發生了套印。
構造背景
華北克拉通的面積約有150萬km2[7]，其邊界主要是幾條山脊（造山帶），如北方的中亞造山帶、西部的祁連造山帶、南緣的秦嶺大別造山帶和東邊的蘇魯造山帶。[6]克拉通內的燕山帶自東向西貫穿克拉通北部。[1]
華北克拉通包含兩個地塊，東部地塊和西部地塊，被100–300km寬的跨華北造山帶隔開，[6]也稱中央造山帶（Central Orogenic Belt）[1]或晉豫帶。中央造山帶自遼寧省西部經北京市到河南省西部，主要由古元古代的火成岩構成。[8]東部地塊包含鞍山-本溪以南、河北東部、吉林南部、遼寧北部、密雲-成都及山東西部。地震等構造活動在顯生宙的克拉通根部破壞之後逐漸變得活躍。東部地塊熱流值高，岩石圈較薄，多發地震。[1]它經歷了許多次 黎克特制震級超過8級的地震，帶走了數以百萬級的生命。[1]岩石圈最下部的薄地幔根是其不穩定的原因。[1]地幔根的崩解使得克拉通整體變得不穩定，削弱了地殼中發生地震的成震層。[1]東部地塊可能曾擁有過較厚的地幔根，捕虜岩證據支持這一點。最遲到中生代，地幔根就變薄了。[1]西部地塊位於賀蘭山-千里山、大慶-烏拉山、固陽-武川、舍爾滕和濟寧。[1]其地幔根較厚，因而有較為穩定的構造環境。[1]自前寒武紀以來，西部地塊曾發生過小規模的內部變形。[1]
地質
華北克拉通的岩石包含前寒武紀（46億年前到5.39億年前）的基岩，最古老的鋯石年代在41億年前，最古老的岩石年代約在38億年前。[4]前寒武紀後來被顯生宙（5.39億年前至今）的沉積岩和火成岩覆蓋。[9]顯生宙岩石基本沒發生過變質。[9]東部地塊由早至晚太古代（38-30億年前）的TTG岩石片麻岩、花崗片麻岩、超基性-長英質火成岩和變質沉積岩，及一些花崗岩類形成於約25億年前的一系列構造活動中。[9]其上覆蓋着形成於張裂盆地的古元古代岩石。[9]西部地塊含有太古宙（26–25億年前）基岩，主要由TTG岩、鎂鐵質火成岩和變質沉積岩構成。[9]太古宙基岩上面是非整合的古元古代孔茲岩帶，其中雜有多種變質岩，如含石墨的矽線石榴片麻岩。[9]沉積岩主要形成於顯生宙，形態多樣，如含碳酸鹽岩和煤的岩層主要形成於晚石炭世到早二疊世（3.07-2.7億年前），而含紫沙的泥岩主要形成於早三疊世至中三疊世的湖相沉積中。[3]除沉積外，顯生宙的去克拉通化之後，岩漿活動還經歷過6個主要階段。[3]侏羅紀到白堊紀（1億-6500萬年前）的沉積岩常因火山活動雜有火成岩。[3]
構造演化
華北克拉通經歷了複雜的構造事件。最重要的變形事件是微陸塊間碰撞融合、形成克拉通的過程，以及前寒武紀（30至16億年前）變質過程的不同階段。[9]中生代到新生代（1.46億年前至260萬年前），前寒武紀基岩又經歷了激烈的構造運動。[9]
華北克拉通的前寒武紀構造事件十分複雜。不同學者為解釋這些構造事件提出了不同模型，可分為Kusky (2003,[13] 2007,[1] 2010[12]）和趙國春（2000,[14][9] 2005,[6]和2012[4]）兩位學者為首的兩個學派。兩派模型的主要分歧，在於對25億年前和18億年前兩次顯著的前寒武紀變質活動的解釋。Kusky認為，25億年前的變質活動對應着克拉通的形成，[1][13][12]而趙國春[6][4][9][14]則認為較晚的那次才對應着克拉通的形成。
Kusky模型架設了25億年前微板塊互相合併的一系列構造事件。[13][15]首先，太古宙（46-25億年前）時，克拉通的岩石圈開始發展。 [13][15]一些古微板塊在38至27億年前之間融合為東西地塊。ref name="Paleoproterozoic tectonic evolution of the North China Craton" />[15]地塊的形成時間主要依據克拉通內部岩石的形成年代。[13][15]克拉通內的大部分岩石都是27億年前形成的，有些碎塊形成於38億年前。[13][15]接着，東部地塊發生變形，27至25億年前地塊西緣發生張裂。[12]中央造山帶可見27億年前張裂系統產生的證據，[13]主要有蛇紋岩和張裂系統的殘餘。[13][15]
古元古代（25-16億年前）開始出現碰撞和融合的跡象。[13][15]15至23億年前，東西地塊互相碰撞融合，構成了華北克拉通，在中間形成中央造山帶。[1][12]中央造山帶自遼寧西部至河南西部，長達1600km。[13]Kusky假設融合的構造基礎是一個 島弧，其中形成了一個西向下傾隱沒帶。[13][15]兩個陸塊接着通過東部陸塊的西向潛沒結合在一起。[13]從區域內火成岩的結晶年代和中央造山帶變質作用的年代，可以推斷出撞擊事件發生的年代。[13]Kusky還認為，撞擊緊隨張裂發生，這可見於世界上其他造山帶，變形事件發生的時間往往相距很近。[13]距今約23億年前，在華北克拉通融合後，西部地塊北部和一個島弧地塊相撞，形成內蒙古–河北北部造山帶。[13]島弧地塊在25億年前形成在海洋中，誕生自融合事件的後碰撞擴張階段。[13]
除較為微觀的變形事件之外，華北克拉通在區域尺度上也發生了互動和變形。[13][15]它在形成之後與哥倫比亞超大陸發生了互動。[12]在19.2至18.5億年前，哥倫比亞超大陸形成之後，克拉通北界與另一個超大陸相撞。[12][13]最後，華北克拉通的構造環境經過整合擴展得更廣，18億年前開始脫離哥倫比亞超大陸。[12]
趙國春提出的模型認為東西地塊融合於約18.5億年前。[9][14][16][17]太古宙時期（38-27億年前）是地殼大規模增厚的時期。[9][14][16][17]
這時，全球的陸殼都發生了擴張，華北克拉通也如此。[6][4]前新太古代（46-28億年前）的岩石僅占基岩的一小部分，但早至41億年前的鋯仍可見於地殼。[6][4]趙國春認為，基於鋯石年代數據，可以看出華北克拉通的新太古代（28-25億年前）地殼（構成85%的二疊紀基岩）形成於兩個不同時期。較早的是28-27億年前，較晚的在26-25億年前。[6][4]趙國春還提出了一個深成岩體模型以解釋形成於25億年前的變質岩。[6][4]新太古代地幔上浮、加熱了上地幔和地殼底部，促進變質作用發生。[9]
古元古代（25-16億年前）的華北克拉通的融合分為三步，最終的融合發生在距今18.5億年前。[4][9]年代證據可從中央造山帶變質岩的年代，以及中央造山帶的形成過程分析出。[4][9]趙國春認為華北克拉通來自4個地塊的拼合：陰山地塊、鄂爾多斯地塊、龍崗地塊和狼林地塊。[4][9]19.5億年前，陰山地塊和鄂爾多斯地塊相撞、形成西部地塊和孔茲岩帶。[4][9]21至19億年前，東部地塊的膠遼冀帶中發生了張裂，分開了龍崗地塊和狼林地塊，並在其間形成了海洋。[4][9]岩石的變質類型和岩石的種類在帶兩側對稱分佈，可以想見曾存在過一個張裂系統。[4][9]約19億年前，膠遼冀帶的張裂帶轉變為碰撞-潛沒系統。[4][9]之後龍崗地塊和狼林地塊合併，形成東部地塊。[4][9]18.5億年前，東西地塊在一個東向潛沒系統中合併、產生中央造山帶，當時兩個地塊間很可能存在過海洋。[6][4][9][14]
趙國春還提出了華北克拉通和哥倫比亞超大陸互動的模型。[17][18]他認為，18.5億年前華北克拉通的形成是哥倫比亞超大陸成型的關鍵步驟之一。[17][18]華北克拉通還記錄了哥倫比亞超大陸形成之後的外向增生事件。[17][18]華北克拉通南緣的熊耳群火山岩形成了潛沒帶，標誌着超大陸的增生事件。[18]華北克拉通在16至12億年前從超大陸分離出去，張裂系統也稱渣爾泰-巴彥鄂博裂谷帶，其中可見鎂鐵質岩床。[18]
| 距今（億年前） | 25億年前融合模型（Kusky） | 18億年前融合模型（Zhao） |
|---|---|---|
| 38–27 | 古微板塊融合為東西地塊[13] | 板塊生長、形成，深成岩體上浮，造成強烈的變質[6][4][9][14] |
| 27–25 | 東部地塊變形（西緣張裂）[12] | |
| 25–23 | 東西地塊相撞，形成南北向的中央造山帶[1][12] | |
| 23 | 北部與島弧地塊碰撞，形成內蒙古-河北北部造山帶[13] | |
| 22–19 | 東部地塊沿膠遼冀帶發生張裂和碰撞[4][9] | |
| 19.5 | 北緣和哥倫比亞超大陸相撞[12][13] | 陰山地塊和鄂爾多斯地塊碰撞，形成西部地塊和孔茲岩帶[4][9] |
| 18.5 | 東西地塊相撞，兩者發生融合，形成中央造山帶[4][9] | |
| 18 | 克拉通的構造環境發生擴張，並從超大陸上脫離下去[12][13] |
Kusky認為，趙國春找到的用於證明融合事件的18億年前的變質事件，僅僅是18.5億年前與超大陸的碰撞事件的套印。[12]與超大陸的碰撞還使得岩石圈下的地幔環境發生更新，這也會影響測年結果。[12]另一個證據是，18億年前的變質岩並不僅分佈在中央造山帶範圍內。[12]西部地塊也能發現這種岩石，說明變質事件發生在整個克拉通的尺度。[12]趙國春認為，基於岩石學證據，26至25億年前的東西地塊和中間部分一定形成於不同的構造環境中。[4][17]因此，那時它們可能是彼此分離的。[4][17]深層岩體上浮可能可以解釋25億年前的變質事件。[4][17]趙國春還認為，Kusky將不充分的同位素定年證據視作支持變質事件的數據，十分欠妥。[4][17]Kusky認為變形事件應該接連發生，不該停滯7億年之久；趙國春則認為世界上還有很多長期不經歷變形事件的造山帶，因而此事無關緊要。[4][17]
除Kusky和趙國春提出的模型之外，也有些別的模型用於解釋華北克拉通的構造演化過程。[19][20][21]翟明國贊同Kusky對華北克拉通變形事件出現的時間框架的看法。[19]他也認為，約29至27億年前發生大陸增長、25億年前發生融合，20至18億年前與超大陸相互作用導致變形。[19]這些構造事件背後的機制是張裂與潛沒系統，與Kusky和趙國春的模型相近。[19]翟明國模型的獨特之處在於，他認為華北克拉通是由7個古微地塊拼合起來的。[19][20][21]翟明國發現，可有力證明融合事件的高級變質岩遍佈整個克拉通，並不僅見於中央造山帶。[19][20][21]據此他假設，為解釋高級變質岩帶的出現，融合過程中應該還有更多地塊參與，發生過極為強烈的變形事件，造出了高溫高壓的環境。[19][20][21]
Faure和Trap基於他們找到的定年和構造證據提出了另一個模型。[22][23][24]他們用氬-氬和鈾-鉛定年法和岩層裂縫、線理、傾斜及走向數據，分析出華北克拉通的前寒武紀演變史。[22][23][24]他們模型中最終融合的時間與趙國春模型的相同，都在距今18至19億年前左右。但變形事件發生的時間，他們則認為發生在約21億年前。[22][23][24]微地塊的劃分則與趙國春模型有不小出入。[22][23][24]Faure和Trap識別出3個古陸塊，與趙國春模型相同的東西陸塊，取代中央造山帶的則是阜平地塊。[22][23][24]3個地塊被兩個大洋分開，分別是太行洋和呂梁洋。[22][23][24]他們還給出了碰撞事件發生的時間：[22][23][24]21億年前，太行洋閉合，東部地塊和阜平地塊融合，形成太行縫合帶。[22][23][24]19–18億年前，呂梁洋閉合，東西地塊最終融合，形成跨華北縫合帶。[22][23][24]
Santosh提出的模型用於解釋陸塊融合之迅速，為華北克拉通的克拉通化機制描繪了更完備的圖景。[11][26]關於變形事件的時間框架，他認為變質岩數據大體支持趙國春模型。[11][26]他提出了一個用以解釋融合時板塊潛沒方向的新觀點：25億年前融合模型認為是西向潛沒，而18.5億年前模型認為是東向潛沒。[11][26]他對克拉通進行了廣泛的地震波測繪。[11][26] 他發現了地幔中已潛沒板塊的蹤跡，這可以推斷出古板塊可能的潛沒方向。[11][26]他發現，陰山地塊（西部地塊的一部分）和燕遼地塊（東部地塊的一部分）向着鄂爾多斯地塊（西部地塊的一部分）潛沒。[11][26]陰山地塊則向東向燕遼地塊潛沒。[11][26]陰山地塊進一步潛沒到鄂爾多斯地塊以南。[11][26]於是鄂爾多斯地塊經歷了雙向潛沒，促進了不同地塊的融合及與哥倫比亞超大陸的互動。[11][26]
| 趙國春模型（18.5億年前融合） | Kusky模型（25億年前融合） | 翟明國模型（7地塊模型） | Faure模型（3地塊模型） | Santosh模型（雙潛沒模型） | |
|---|---|---|---|---|---|
| 融合時間表 | 1.85Ga[6][4][17] | 2.5–2.3 Ga[1][12][13][15] | 2.5–2.3 Ga[19][20][21] | 最終融合於18-19億年前，還有阜平地塊和東部地塊之間的融合事件[22][23][24] | 1.85Ga[11][26] |
| 組成華北克拉通的微地塊 | 東部地塊、西部地塊，中間是跨華北造山帶[6][4][17] | 東部地塊、西部地塊，中間是中央造山帶[1][12][13][15] | 7個微地塊（千懷地塊、膠遼地塊、集寧地塊、許昌地塊、徐淮地塊、阿拉善地塊），中間是變質岩帶[19][20][21] | 東部地塊、西部地塊，中間是阜平地塊[22][23][24] | 東部地塊、西部地塊，中間是跨華北造山帶[11][26] |
| 潛沒的方向 | 東向[6][4][17] | 西向[1][12][13][15] | （未提及） | 西向[22][23][24] | 東西雙向潛沒[11][26] |
華北克拉通在形成之後維持了長期的穩定，[1][3]有自新元古代（10-5.39億年前）以來的巨厚沉積物。[1][3]水平的古生代沉積岩記錄了生物的絕滅和演化。[27][3]由金伯利岩岩脈較老岩層中的捕虜岩可知，克拉通中部的穩定延續到中奧陶世（4.67-4.58億年前）。[3]華北克拉通自那時起開始了去克拉通化階段，克拉通變得不再穩定。[1][3]大多數學者將克拉通的破壞定義為岩石圈的減薄、硬度和穩定性的削弱。[1][3][28]克拉通內發生了大尺度的岩石圈減薄事件，東部地塊尤為嚴重，導致整個地區發生大規模變形和地震。[1][3][28]引力梯度表明，東部地塊直到今天都偏薄。[1][29]克拉通破壞的機制和發生時間仍有爭議。學者們找到了4個可能與克拉通破壞有關的關鍵變形事件，分別是石炭紀到侏羅紀（3.24-2.36億年前）的古亞洲洋潛沒與閉合、[1][3]晚三疊世（2.4-2.1億年前）的揚子克拉通-華北克拉通碰撞、[29][30][31][32][33][34][35]侏羅紀（2-1億年前）的古太平洋板塊潛沒[28][36][37]和白堊紀（1.3-1.2億年前）的造山帶崩解。[1][3][38][39][40][41]至於去穩的機制，可以總結出4個模型：潛沒模型、[1][28][32][37][29][30]擴展模型、[3][33][38][41]岩漿底侵模型、[39][40][42][43][44]和岩石圈摺疊模型。[32]
顯生宙發生了幾個主要的構造事件，特別是在東部地塊的邊緣。其中一些造成了克拉通的破壞。
- 石炭紀至中侏羅世（3.24-2.36億年前）——古亞洲洋的潛沒與閉合。[1][3]
- 晚三疊世（2.4-2.1億年前）——華北克拉通和揚子克拉通合併。[1][3]
- 華北克拉通和揚子克拉通間的縫合帶產生自深層潛沒和碰撞環境，產生了秦嶺-大別造山帶。[1][3][32]這可見於鑽石、榴輝岩和長英質花崗岩等礦物證據。[1][32]
- 岩漿活動頻發於東部，此時期形成的岩漿相對年輕。[1][3]岩漿活動大都由兩克拉通的合併引發。[1][3]
- 這一區域內的地塊增生、陸陸碰撞和擠壓造成了變質作用的不同階段。[1]
- 來自不同同位素定年的證據（如鋯鈾鉛定年法）[30][31][32] 和成分分析[30]表明，在東部地塊的某些區域，揚子克拉通的岩層位於華北克拉通之下，岩漿樣本與它們形成的時期相比較為年輕。[1][3][30][31][32]這說明，較老的、靠下的岩層發生過激烈的更替，因而變薄了。[1][3][30][31][32]因此一般認為，這一階段是克拉通破壞的開始。[1][3][30][31][32]
- 侏羅紀（2-1億年前）——古太平洋板塊的潛沒[1][3]
- 太平洋板塊向西潛沒，而克拉通北部的洋盆閉合。當時這裏可能是活躍的陸緣環境。[1][3][28][36][37]
- 郯廬斷裂帶位於克拉通東側。[45]其形成年代有爭議，有三疊紀和白堊紀兩說。[45]斷裂帶長約1000km，延伸進入俄羅斯境內。[45]它可能是因與揚子克拉通相撞而形成，或是形成於太平洋板塊和亞洲板塊的斜向匯聚。[1][45]
- 學者們研究了岩石沉積物的化學成分，以確定其起源和形成過程，[28]並研究地幔結構。[36]研究表明，這一時期的低層岩層是新增上去的。[28][36]新物質基本遵循北-東北向分佈，[28][36]一般認為是太平洋板塊的潛沒造成了舊岩層的磨滅和克拉通的減薄。[28][36]
- 白堊紀（1.3-1.2億年前）——造山帶崩解[1][3]
| 地質事件 | 產生的地質結構 | |
|---|---|---|
| 石炭紀到中侏羅世（3.24-2.36億年前） | 古亞洲洋的潛沒和閉合，觀察到分階段的岩漿活動。[1][3] | 索倫縫合帶（克拉通北）[1][3] |
| 晚三疊世（2.4-2.1億年前） | 華北克拉通和揚子克拉通發生深層潛沒和陸陸碰撞。同位素數據顯示，少部分克拉通根被摧毀。[1][3][32] | 秦嶺-大別造山帶（克拉通南）[1][3][32] |
| 侏羅紀（2-1億年前） | 太平洋板塊在活躍的陸緣環境中向西潛沒。產生了新岩漿物質（可見於同位素定年結果），可與潛沒帶相互印證。[1][3][28][36][37] | 郯廬斷裂帶（克拉通東）[1][3][28][36][37] |
| 白堊紀（1.3-1.2億年前） | 構造活動變為擴張為主。造山帶和高原（湖北高原和燕山帶）開始崩解，地幔根的岩漿物質也發生替換。[1][3] | 渤海灣盆地[1][3] |
克拉通破壞事件的成因和東部地塊的減薄十分複雜。由不同的機制可以提出4個不同模型：
- 潛沒模型
- 該模型將潛沒視作主因，比較流行。
- 洋殼的潛沒會連帶上岩層中存儲的水。[1][28][32][37][29][30][31] 當流體在潛沒中遇到高溫高壓環境時，便會尋機蒸發脫出，削弱地殼和地幔，並使岩層的熔點降低。[1][28][32][37][29][30][31]
- 潛沒還會導致上覆板塊地殼的增厚。[1][28][32][37][29][30][31] 一旦過厚的地殼崩解，岩層總體來看就變薄了。[1][28][32][37][29][30][31]
- 潛沒會產生榴輝岩，這種岩石產自高溫高壓環境。已潛沒的板塊可能會位於極深的地下，便可提供這種環境。[1][28][32][37][29][30]由此可能發生潛板脫落和海溝後撤，減薄岩層。[1][28][32][37][29][30][31]
- 顯生宙的華北克拉通常發潛沒，如石炭紀到中侏羅世的古亞洲洋潛沒與閉合、晚三疊世揚子克拉通的俯衝、[30][29][37][31]侏羅紀到白堊紀古太平洋板塊的潛沒。[1][28]潛沒模型因此可用於解釋不同時期的克拉通破壞。
後撤潛沒削薄岩層的示意圖。黃星表示減薄了的岩層所在。岩層因潛沒的板塊後撤快於上覆的板塊漂移而被削薄。[38]最終，上覆的板塊只得延伸自己的岩層以追上後撤，岩層就被削薄了。[38] Modified from Zhu, 2011.[38]
- 擴張模型
- 有兩種岩層擴張，後撤潛沒和造山帶崩解。[3][33][38][41]兩者都曾用於解釋華北克拉通的岩層減薄。[33][41][3][38]
- 後撤潛沒系統意味着潛沒的板塊向後移動得比上覆的板塊向前移動的快。[41][3][38]上覆的板塊只得延伸自己的岩層以填上空隙。[41][3][38]岩層體積沒有變，但要覆蓋更大的面積，上覆板塊就被削薄了。[41][3][38]這可以應用於顯生宙的不同潛沒事件。[41][3][38]例如，Zhu認為古太平洋板塊的潛沒就是個後撤潛沒系統，造成白堊紀克拉通岩層減薄。[3][38][41]
- 造山帶的崩解會產生一系列正斷層，使岩層變薄。[33]造山帶的崩解在白堊紀非常常見。[33]
- 岩漿底侵模型
- 軟流圈摺疊模型
生物地層學
華北克拉通在生物地層學上意義重大。[27][5]在寒武紀和奧陶紀，石灰岩和碳酸鹽岩單元很好地保留了生物化石，為演化和大規模集群滅絕的研究提供了重要的材料。[27][5]華北台地早在早古生代就形成了。[27][5]寒武紀時期它相對穩定，是淺海環境，石灰石單元沉積得很平穩。[27][5]後來，郯廬斷裂帶為首的斷層和造山帶使其變得褶皺。[27][5]寒武紀和奧陶紀的碳酸鹽沉積單元可分為6組：禮觀組、硃砂洞組、饅頭組、張夏組、孤山組、炒米店組。[27][5]不同地層可見不同的三葉蟲化石，構成生物帶。[27][5]例如，孤山組是lackwelderia tenuilimbata（三葉蟲的一種）帶。[27][5]三葉蟲生物帶在校正和辨別不同地區發生的不同事件時起很大作用，如不整合地層序列常常反映為生物帶的缺失，或相鄰地塊中發生的相關事件。[27][5]
碳酸鹽地層序列也可為生物地層學提供寒武紀生物段那樣的滅絕事件資料。[51]生物段是由生活在深海的油櫛蟲科三葉蟲遷徙所標記的小型滅絕事件。[51]油櫛蟲科三葉蟲會在其他三葉蟲物種大量滅絕時前來較為空曠的淺海繁衍。[51]這類事件一般標誌着海洋環境的巨變，往往是溫度或氧氣含量的驟減。[51]這會強烈影響海洋物種的生活環境。[51]淺海環境有可能發生巨變，可能變得和深海相似。[51]這時，深海物種便可以趁其他物種之虛而入。三葉蟲化石實際上記錄了關鍵的自然選擇過程。[51]碳酸鹽沉積序列包含了三葉蟲化石，保存了些許古環境和演化的寶貴信息。[51]
華北克拉通的礦產資源
華北克拉通有着豐富的礦產資源，具有可觀的經濟價值。複雜的構造活動造就了豐富的礦石沉積。大氣層和水圈也會和礦石發生互動。[52]成礦過程則與超大陸的分合密切相關。[52]例如，沉積岩中的銅、鉛表明張裂，暗示了大陸的分裂；銅、塊狀硫化物和有機金沉積則表示潛沒和匯聚的構造活動，意味着大陸的融合。[52]因此，特定類型的礦石的形成常常可用於指示一個特定時期，礦物也形成於相關聯的構造活動。[52]
這一時期所有沉積都來自變質岩綠岩帶。這說明新太古代發生過劇烈的構造活動。[6][52]
條狀鐵層屬於麻粒岩相，廣泛分佈在變質岩單元中。礦石年代通過鉿同位素定年得知。[53]它們與火成-沉積岩交錯分佈。[52]它們也可以以其他形式出現：獨立的層、透鏡狀、或岩香腸。[52]所有鐵都以氧化物礦物形式出現，偶見矽酸鹽礦物或碳酸鹽礦物形式。[52]通過分析氧同位素的組成，可以推知鐵是在缺氧淺海環境中沉積下來的。[52][53]有4處發現了大型鐵礦：遼寧鞍山、河北東部、五台和許昌-霍邱一帶。[52]華北克拉通條狀鐵層包含了中國最重要的鐵礦來源地，為全國提供了60–80%的用鐵。[52]
銅-鋅礦主要見於華北克拉通東北部的紅頭山綠岩帶。[52]它們是典型塊狀硫化物礦床，在張裂環境中形成。[52]銅-鋅礦的形成絕無可能是在晚近的構造活動中產生的，因而其形成環境可能與現代的張裂系統存在差異。[52]
新元古代綠岩帶金礦主要位於遼寧三道溝。[52][54]綠岩帶型金礦並不常見於克拉通，這是因為克拉通在中生代又活躍過一次，因此它們可能變成了其他形式。[52]然而，就世界上其他克拉通例子來看，綠岩帶金礦應該是較為豐富的。[52]
古元古代極高溫變質岩表明了現代構造活動的開端。[52][55]大氧化事件也發生在這一時期，標誌着環境從貧氧轉變到富氧。[52][55]這一時期形成了兩種常見礦物，[52][55]銅-鉛鋅礦和硼菱鎂礦。
銅鉛鋅礦沉積在活躍的碰撞帶。[55]銅礦分佈在山西中條山地區。[52][55]高溫變質岩孔茲岩地層序列，以及石墨常與其他礦物共生。[52]有幾種礦物可以分別對應不同的成礦環境。[52]銅鉛鋅礦形成於變質VMS礦，銅鉬礦則形成於增生弧複合體，銅鈷礦則形成於侵入環境。[52][55]
硼菱鎂礦形成於張裂背景的淺海潟湖沉積環境中。[52]它的同位素比例受氧化事件影響較大。[52]大氧化事件改變了膠遼帶中13C和18O的比例，岩石經歷了重結晶和質量變化。[52]礦石展示了當時大氣的確切化學成分變化。[52]
中生代金礦十分豐富。[52][56]金礦的成礦方式有陸間成礦、克拉通破壞和地幔置換。[52]金主要來自膠東複合體的前寒武紀基岩和下面的地幔，它在中生代侵入岩層，使得岩石高度變質，並留下花崗岩類岩石。[52][56]中國最大規模的金礦就位於膠東半島。[52][56]膠東半島的面積只佔全國的0.2%，但產出了全國四分之一的金礦。[52]
華北克拉通範圍內的鑽石生產已經持續了40餘年。[57]起初，鑽石產自沉積礦床，隨着後來的技術進步，現在鑽石主要產自金伯利岩。[57]中國有兩大主要鑽石礦，其一是山東的中國鑽石集團股份有限公司 701 Changma礦，其二是遼寧瓦房店礦。[57]前者已經運轉了34年，平均每年產鑽9萬克拉。[57]後者平均每年產鑽6萬克拉，2002年停止採礦。[57]
外套金伯利岩筒的鑽石是在4.5至4.8億年前的奧陶紀落入太古宙岩層中的，第三紀再次發生了這樣的過程。[57]抬升事件使得金伯利岩裸露出來。[57]郯廬斷裂帶沿線出露有一些狹窄不連續裂谷，上述兩處礦坑是較大的兩處。[57]斑狀金伯利岩常雜有另外的岩石，如蛇紋岩化橄欖石和金雲母或黑雲母，以及角礫岩碎屑。[57]與鑽石伴生的礦物與鑽石的品級、尺寸分佈和質量密切相關。[57]例如，701 Changma礦所產鑽石價值每克拉40美元，瓦房店所產鑽石價值每克拉125美元。[57]
地質歷史
西部的地塊包含山西省、陝西省、內蒙古與甘肅省的部份。這是其中最古老、最穩定的部份，具有某些亞洲最古老的岩石。在內蒙古發現了許多煤炭與鐵礦。2002年趙國春發表論文，指出在中國華北發現了兩條古老的喜馬拉雅型碰撞造山帶，並提出華北克拉通基底是在19.5和18.5億年期間，由多個微陸塊拼合而成，完整保留了超大陸的聚合記錄，是哥倫比亞超大陸的重要組成部分。趙國春等人因「華北克拉通早元古代拼合與哥倫比亞超大陸形成」研究取得重要進展，獲2014年度國家自然科學獎二等獎。[58]
東部的地塊，在中生代時期因為的地殼下的地幔熱柱活動，地殼厚度從200公里縮減到80公里。這是由於鄰近的版塊隱沒至華北陸塊之下。在第三紀，中國東北的長白山脈曾有大規模的火山活動。
參考文獻
外部連結
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