华北克拉通东北部记录了初始地壳起源、古陆核演化、结晶和褶皱基底形成、以及自中元古代长城纪至晚古生代的地台型盖层沉积历史^[1⁃8]。太古宙华北克拉通经历早期地壳生长与克拉通化^[7⁃8]，古元古代发育全球裂谷体系下的活动带^[7⁃9]，古元古代末克拉通基底由多个微陆块拼合完成，参与了哥伦比亚超大陆的聚合历史^[10]，中、新元古代经历了两期裂解旋回^[7⁃8]。自长城纪华北克拉通边缘和内部发生大陆裂谷作用，在现今河北北部和辽西—辽北地区形成的沉积盆地为燕山裂陷槽（燕辽海盆），与太行山区的裂谷盆地一起合称太行—燕山裂陷槽（图1c）。该盆地沉积和构造格局的演化一直受到学术界的密切关注^[3,11⁃22]，盆地沉降中心（天津蓟县）沉积的中、新元古界出露连续且研究程度较高^[12,23]，是全球地质对比的标准剖面之一，地层中的古生物化石、沉积物以及古海洋地球化学特征等为揭示前寒武纪地球环境演化事件提供了关键数据^[24⁃26]。

图  1  研究区大地构造位置及燕辽地区中、新元古界分布示意图

Figure 1.  Tectonic setting of study area and distribution of Meso⁃Neoproterozoic strata in Yanliao area

早期的地质学研究常常根据大区域性分布的不整合建立地质演化中的构造运动，主要包括造陆运动和造山运动^[27⁃31]；自20世纪中期，不整合围限地层单位及其分析方法逐渐建立^[32⁃36]；随着层序地层学和沉积盆地分析受到现代地层学的重视，地层序列中的不整合又有了新的含义^[37⁃39]，进一步强调了不整合面在盆地不同部位表现形式的差异，尤其是沿着界面可追溯到的陆上侵蚀削截或暴露。燕山裂陷槽盆地的沉积历时近十亿年、最大沉积厚度近万米，地层中发育若干区域性的不整合，曾被命名为一系列地壳构造运动或上升运动^[30]。这些不整合现象客观存在，但成因和古地理意义却争议不断，特别是对于根据辽宁兴城地区大红峪组与下伏地层接触关系建立的“兴城运动”，一直存在着是地壳运动还是海侵超覆两种完全不同的解释^[40⁃44]，而这一问题还关系到“南口群”是否成立、燕山裂陷槽海盆岸线的上超（onlap）历史、以及长城纪区域构造背景等重要问题^{[14,17⁃18,45⁃46]}。另外，尽管华北克拉通前寒武纪的古地理演化经过了很多学者的研究^{[3,12⁃13,20]}，但是由于岩石地层和年代地层格架经历不断的修改和完善^[47⁃48]，以及很多基础地质问题的长期争议还没有得到解决^{[18,47,49⁃50]}，关于该盆地的古地理演化历史迫切需要重新解读，其在元古宙两期超大陆聚合—裂解旋回中的意义也有待深入探讨。

兴城地区前寒武纪时位于该沉积盆地的东南边缘（图1），所以地层序列的发展对区域构造古地理和沉积环境的变化有敏感响应。主要表现为与盆地中心相比地层厚度总体较小、碎屑沉积粒度偏粗、长城系中碳酸盐岩较少，相当于蓟县标准剖面的蓟县系铁岭组和洪水庄组完全缺失，以及“待建系”下马岭组可能缺失（图2）。上述特点与同处盆地边缘部位的太行山北段、燕山西段北京西山和中段唐山、滦县等地情况类似，与元古宙山海关古陆/古隆起的存在有密切关系。基于近年来我们对于辽宁兴城—葫芦岛地区前寒武纪地层学的系列研究^[51⁃55]，本文以地层沉积序列和不整合关系为分析对象，讨论燕山裂陷槽东南部的沉积古地理演化。

图  2  辽宁兴城地区前寒武纪地层综合柱状图

Figure 2.  Integral stratigraphic column of the Precambrian strata in the Xingcheng area, Liaoning province

本文研究区位于辽宁省兴城市和葫芦岛市（图1），大地构造位置位于华北克拉通中、新元古代燕山裂陷槽盆地的东南部（图1b，c）。区内最古老的岩石为新太古代花岗岩，时代大约2.5 Ga^[56]，是构成山海关古陆（或古隆起）的主体；中元古代至晚古生代发育典型的华北地台型盖层沉积序列^[57]；中生代发育火山—沉积盆地；新生代本区相对隆起为丘陵地貌（燕辽山地），是渤海盆地沉降充填的物源区之一。

研究区中、新元古界分布的规律性明显（图1d），长城系分布在兴城和葫芦岛沿海地区（靠近渤海辽东湾），蓟县系和青白口系主要分布在八家子、杨树湾以及老官堡等区域^[57⁃60]。中元古界常州沟组至团山子组为一套局限分布的滨、浅海相海进至海退旋回沉积^{[51⁃52,55,61⁃63]}；大红峪组以石英砂岩和粉砂质页岩为主，下部发育复成分角砾岩和单成分砾岩^[52,64⁃65]，与下伏地质体有沉积接触（非整合）、角度不整合、微角度不整合、岩溶不整合等多种接触关系^{[52,54,64⁃65]}；蓟县系高于庄组底界在兴城北部磨盘山—小盖州地区出露清晰，为一套海侵序列，底部石英砂岩质砾岩微角度超覆不整合在大红峪组之上；青白口系与下伏蓟县系为平行不整合接触。兴城地区前寒武纪地层中记录了丰富的生物和事件沉积现象^{[51⁃52,54⁃55]}（图2），对于探讨古陆边缘的沉积古地理有重要意义。

本区前寒武系组级地层单位的划分采用天津蓟县剖面的标准^[50,57⁃60]，经1∶25万区域地质调查工作的修订^[60]，自下而上划分为（图2）：长城系（常州沟组、串岭沟组、团山子组、大红峪组），蓟县系（高于庄组、杨庄组、雾迷山组），青白口系（长龙山组、景儿峪组）。华北克拉通长城系的底界年龄最近被同位素年代学数据限定为晚于1 730 Ma^[66]，甚至小于1 670 Ma^[67]，也有学者根据华北克拉通南部熊耳群形成于1 800~1 700 Ma之间而提出以1 800 Ma为长城系的底界年龄^[47]。燕山地区串岭沟组、团山子组、大红峪组、以及上覆高于庄组报道过的年龄范围依次为：1 694~1 621 Ma^[68⁃70]、1 637 Ma^[71]、1 625 Ma ^[72⁃73]、1 600~1 560 Ma^[74⁃75]，显示燕山地区长城系年龄集中在1 670~1 600 Ma，因此有一些文献中根据当前国际地层表中建议的古/中元古代界线年龄1 600 Ma认为长城系属于古元古界^[8]。但是上述年龄有的是根据下伏或侵入地层的岩体中岩浆锆石或地层中碎屑锆石年龄的间接推论，沉凝灰岩（斑脱岩）年龄数据并不多且误差范围较大；其次，古大陆边缘沉积地层的穿时性质是普遍的，而这在燕山地区长城系地层年龄的报道中讨论较少；另外，燕山地区一些剖面曾经划分为常州沟组至团山子组的地层可能属于大红峪组^[76⁃78]，还有更多地区的长城系组级单元划分有待修订。因此，需要谨慎对待有关长城系的年龄数据，并进行更多的检验；更关键的是，还要解决国际和中国地层表中对于古/中元古界界线年龄的分歧——1 600 Ma还是1 800 Ma？^[47]。目前国际地层表中的古/中元古界的界线尚未确定GSSA，暂行方案是以1 600 Ma作为固结系和盖层系的界线，而这一方案似乎并不符合华北克拉通的地质演化历程和特征^[47,79⁃81]。另外，国际地层委会官方出版物鉴于以上问题，也将1 780 Ma作为今后的备选方案^[82]，所以古、中元古界1 600 Ma的界线年龄意见并不稳定，目前不适合在国内推广应用。

基于以上问题，而且兴城地区前寒武系的时代缺少足够的同位素年龄限定，本文仍以地学界传统认识将常州沟组时代表示为中元古代（图2）；燕山地区原先划入新元古界青白口系的下马岭组这些年被先后归入过中元古界蓟县系、待建系、金州系等^[21,83⁃84]。本区未见下马岭组的典型岩性，但是在青白口系长龙山组砂岩之下有一层角砾状含燧石白云质灰岩，区内曾归入雾迷山组顶部或者长龙山组底部，与燕山地区下马岭组或者长龙山组底部的“燧石角砾岩”层可以对比，其形成时代有可能是在待建纪期间，但本文暂以存疑问题处理（图2）；此外，最近还有新的观点认为青白口系长龙山组和景儿峪组的年龄有可能新至南华纪^[21]。因为本区相关地层的时代缺少准确测年数据，岩石地层单位又有普遍的穿时性，所以本文仍以传统（或广为接受）的时代观点进行论述（图2）。

兴城地区的长城系常州沟组是一套滨、浅海相陆源碎屑岩，分布在兴城北部的首山、夹山、以及葫芦岛望海寺海滨（图1，3），沉积在经长期风化剥蚀的新太古代花岗岩之上。1983年出版的1∶20万兴城—锦西幅区域地质图^[58]在兴城市铁马山、磨盘山、地藏寺等地区表示的常州沟组经修订后归入大红峪组的下段（图1）。常州沟组在兴城北东约10 km的夹山区域出露最好最全（图1，3），下段岩性如下：最底部为磨圆及分选均不好的含砾长石粗砂岩，局部富集磨圆中等的石英岩质中、细砾岩，底砾岩之上为含砾长石砂岩，含有一些暗色的风化残余铁锰质碎屑物；向上为紫灰色中厚层具槽状交错层理的中、细粒砂岩，再逐渐变为灰黑色中、薄层和纹层状粉砂岩、细砂岩、中粒砂岩、粗砂岩等组成的韵律沉积，见有微生物席干缩成因的席裂构造（Mat⁃cracks）^[55]；岩石组合主体为紫红色调，碎屑物自下而上由粗到细、岩层由厚变薄，发育小—中型槽状和楔状交错层理、丘状交错层理、冲洗层理、正—反粒序层理以及浪成波痕等沉积构造，指示干旱气候下的滨岸环境。上段岩性为：紫灰色、灰色中厚层中粗粒长石石英砂岩；向上砂岩粒度变细、厚度变薄，逐渐向上覆串岭沟组粉砂质页岩渐变（图2）。兴城首山公园沿景区公路剖面也出露良好，常州沟组底界特征和总体序列与夹山剖面基本一致，底砾岩中含有棱角状花岗质巨砾；下部厚层具交错层理中粗粒砂岩中夹有一薄层复成分细角砾岩，类似的特征还可在茶棚庵剖面同层位追索到，可能是陨石撞击导致的古海啸事件成因；中部为土黄色厚层—巨厚层中粒长石石英砂岩；向上粒度逐渐变细，出现薄层状和纹层状粉细砂岩，夹若干中厚层中、粗粒长石石英砂岩。

图  3  辽宁兴城—葫芦岛望海寺、首山、夹山地区地质简图（作者实测修编）

Figure 3.  Sketch geological map of Wanghaisi, Shoushan and Jiashan areas in Xingcheng⁃Huludao, Liaoning province, mapped and revised by the authors

在兴城地区仅见于首山、夹山、葫芦岛等地，串岭沟组与下伏常州沟组是整合接触，为一套浅海—潟湖相粉砂质页岩，微细纹层发育，中部夹有至少3层灰白色中厚层沉凝灰岩，是本区串岭沟组对比的标志层。该组与常州沟组上部细碎屑岩的区别主要是沉积物以粉砂质、泥质、钙质为主，几乎见不到细砂及更粗的碎屑，沉积物颜色普遍呈现灰黑色、灰色、以及纹层状多色韵律。串岭沟组沉积层稳定，形成于闭塞的海湾或潟湖环境。

团山子组与下伏串岭沟组为整合接触，接触面附近呈现渐变过渡的特征，分组界线和依据是团山子组沉积粒度开始变粗，几乎不再有细砂级以下的碎屑，岩石颜色变浅，主要为灰白色、浅粉色和红褐色等。夹山地区该组出露较好、序列较全，自下而上可分为三段：一段为灰白色—浅粉色薄层—纹层状钙质粉砂岩，二段为含赤铁矿团块的灰白色、浅粉色中、粗粒石英砂岩，三段为含燧石条带及叠层石白云岩^[51]。团山子组一段和二段之交附近发育大量泄水构造和同沉积软变形构造，指示了古地震事件。夹山龙兴路两侧和望海寺剖面团山子组三段叠层石白云岩中发育古岩溶现象^[54]，上覆大红峪组底部沉积物沿着古岩溶裂隙内灌入，说明这是一个中元古代时期的古岩溶现象，并暗示团山子组沉积之后发生过地壳上升和沉积间断。望海寺海滨剖面的团山子组序列与夹山地区基本一致^[51,85]，而首山地区团山子组仅有一段至二段，大红峪组与其为微角度不整合接触。兴城以西的铁马山、八家子，以北的磨盘山、小盖州等地常州沟组至团山子组均缺失。

兴城地区的大红峪组为滨、浅海相陆源碎屑岩沉积，是一套海进至海退序列。与燕山裂陷槽盆地内其他地区相比，主要特征是不发育碳酸盐沉积，这与河北滦县和盆地西段太行山地区的大红峪组，以及辽宁汎河地区的相当层位类似，而它们都是处于盆地的边缘。兴城地区大红峪组总体可划分为三段：一段（砾岩—砂岩段），下部为灰白色厚层石英砂岩质砾岩、含砾长石石英砂岩和石英砂岩，有的地区最底部发育一套复成分角砾岩（图4），可能为古海啸或者岩岸崩塌沉积。上部为灰白色厚层石英砂岩和厚层—巨厚层长石石英砂岩，夹灰白色薄层凝灰质粉细砂岩。该段岩相和厚度在不同剖面变化较大，从西向东变厚；二段（页岩段），灰黑色粉砂质页岩夹灰白色长石石英砂岩及凝灰质粉砂岩，砂岩中具有一些浊流相的沉积构造；三段（页岩砂岩互层段），岩屑长石石英砂岩夹粉砂岩，或者两者呈互层状，与二段的区别是粗碎屑岩层变厚，岩屑成分增加。在磨盘山—小盖州、夹山公路西侧和铁马山地区出露一至三段，在首山、茶棚庵、月亮山地区仅发育一段、二段；首山地区主要出露一段，为复成分砾岩、石英砂岩质砾岩、中粗粒石英砂岩，其中石英砂岩质砾岩夹砂岩厚度巨大；距离首山很近的茶棚庵一段为复成分角砾岩不整合在花岗岩之上，二段为粉砂质页岩夹薄—中层长石石英砂岩、粉砂质页岩夹岩屑砂岩，还有灰白色和灰褐色凝灰质页岩。上述特征说明大红峪组下部岩性和厚度相变剧烈。大红峪组二段、三段具凝灰岩或凝灰质砂岩夹层，单层厚度约10~30 cm，表明曾经受到区域内火山活动的影响。因为在本区没有发现该组有溢流相和爆发相的火山岩，所以推测这些火山灰夹层很可能与蓟县、唐山地区的大红峪期火山喷发有关。唐山青龙山地区的大红峪组也分三段^[49]，其一段和二段岩性与兴城地区的一段至三段类似，一段顶部有一层气孔状安山岩；其三段与兴城磨盘山高于庄组下部类似，可能为相变所致，也可能是地层划分标准不同的问题。

图  4  燕山裂陷槽盆地南缘中、新元古界柱状对比图

Figure 4.  Stratigraphic correlation of Meso⁃Proterozoic strata in southern edge of Yanshan Taphrogenic Trough Basin

大红峪组最底部岩性以砾岩和含砾长石石英砂岩为主，夹山和望海寺剖面呈现了大红峪组与团山子组之间的岩溶和角度不整合接触关系^[52,54]，证实两者之间有明显的沉积间断。在茶棚庵、月亮山和夹山大红峪组底部有一层复成分角砾岩，厚约10 m，成分复杂，分选极差，绝大多数为棱角状或尖棱角状，砾石有花岗岩、长石砂岩、粉砂岩、粉砂质页岩、钙质砂岩等，次棱角—次圆状，属于快速沉积的产物。夹山一带大红峪组底部为灰紫色厚层硅质砾岩、角砾岩为主，砾石成分主要为石英砂岩、含燧石条带叠层石白云岩等，向上由灰白色厚层石英砂岩、长石石英砂岩组成。首山剖面大红峪组底部主要是来自下伏团山子组砂岩的巨砾，棱角状至次棱角状。Wang et al. ^[52]认为上述复成分砾岩是古海啸成因，但也不能排除岩岸崩塌成因或者两者的共同作用，相似的岩性也出现在唐山青龙山地区大红峪组的最底部^[49]。

在首山、夹山、龙回头、铁马山（龙王咀子）、望海寺等地，大红峪组下部还发育石英砂岩质巨砾岩，圆状，成分单一，胶结物和砾石均为石英砂岩。这一单成分砾岩层在夹山、首山等剖面上产出于复成分砾岩之上的石英砂岩中，为层间砾岩；在铁马山、地藏寺等地则成为沉积序列的最底部，超覆在花岗岩之上，而在茶棚庵和月亮山尖灭消失。首山、夹山、望海寺地区部分单成分（石英砂岩质）砾岩的成因环境可能类似于美国加州现代“保龄球海滩（Bowling Ball Beach）”，砾石和作为胶结物的石英砂颗粒均来自下伏常州沟组中下部的石英砂岩。铁马山、地藏寺剖面石英砂岩质砾岩的厚度和砾径均明显变小，不整合之下“干净”（少见风化残余物），可能受近岸水流的冲刷作用。

近些年，太行山区和北京（西山）地区长城系的组级地层单位归属有了新的意见，林晓辉^[78]认为这些地区长城系的底界均为大红峪组，以往划分出的常州沟组—团山子组被修订为大红峪组的下部（图4）。我们对兴城地区的工作也得到了类似的结果，前人（1∶20万区域地质调查报告）在铁马山、磨盘山、地藏寺等地划分出的“常州沟组”应为大红峪组的一段（砾岩—砂岩段），“串岭沟组”应为大红峪组的二至三段（页岩段和页岩砂岩互层段）；建昌八家子地区的“常州沟组和串岭沟组”也被孙敬书等^[59]修订为大红峪组，我们工作后同意他们的观点。特别的是，兴城地区也分布着确切无疑的常州沟—团山子组，望海寺海滨剖面常州沟组—大红峪组的划分方案和岩性组合一直都被认可^[14,51]；前人在夹山地区（原1∶20万地质报告称纪家屯北山）划分的常州沟组被解体为常州沟组、串岭沟组、团山子组（图3）。兴城地区长城系各组岩性分明，接触界线清晰，对系统修订长城系的划分以及重建沉积古地理具有重要参考价值。

高于庄组为一套滨浅海相陆源碎屑岩—碳酸盐岩台地相沉积，在兴城地区主要出露于磨盘山北、老官堡、八家子等地（图1，4）。从全区来看，高于庄组的底部为一套厚度不大的砾岩和砂岩组合，但砾岩仅在个别剖面存在。作为其主体岩性的碳酸盐岩组合自下而上为：灰褐色灰黑色厚层燧石条带含锰白云岩，含锰粉砂质白云岩、灰黑色薄层砂岩夹含锰粉砂岩；灰白色薄板状白云岩、薄层白云岩、砾屑白云岩；黑灰色厚层燧石条带白云岩。产叠层石：Conophyton，Scopulimorpha，Stratifera等。

磨盘山高于庄组下部层位较齐全，底部以石英砂岩质砾岩的出现为标志。砾岩与下伏大红峪组长石石英砂岩微角度不整合接触，有明显的冲刷面，然后为厚度不大的灰白色—青灰色石英砂岩，再向上为灰白色含燧石条带白云岩、青灰色薄层状粉—细砂岩和中薄层白云质灰岩。上述砾岩和砂岩层位在1∶20万区域地质调查报告中被归入“大红峪组”，本文将其归入高于庄组（图1）。老官堡地区高于庄组沉积覆盖在新太古代花岗岩之上，可分三段：一段发育长石和石英成分（类似花岗质风化砂）的含砾砂岩，主体为白云岩，白云质砂岩，粉砂岩，部分地段风化较严重或被第四系覆盖；二段薄层状白云岩为主；三段主要发育薄层粉砂岩、细砂岩，厚层、中厚层白云岩，偶见角砾状白云岩夹层和叠层石，顶部为中基性侵入岩破坏。

高于庄组碳酸盐岩中主要的沉积构造有水平层理、波纹层理、同生燧石结核、鲕粒、砾屑和骨屑。该组二、三段常见泥晶砾屑白云岩。砾屑大小一般在2~50 mm以内，以棱角状为主，次为次棱角状。砾屑形状多不规则，较大者呈长条状或弯条状，小的近等轴，常见砾屑与原层理呈藕断丝连状。砾屑分布很不均匀，各粒级混杂，泥晶填隙物中一般不含陆源碎屑。泥晶砾屑白云岩向上与泥晶白云岩过渡，产状稳定。上述特征说明主要是波浪冲击后转为静水条件下形成的砾屑，几乎没有受到搬运，属于风暴岩沉积，与这一时期大区域风暴事件可以对比^[86⁃88]。

杨庄组主要分布在葫芦岛后千峪、老爷庙和兴城三道沟、八家子等地，与下伏高于庄组为整合接触，总厚622 m。下部灰色、灰黑色燧石条带白云岩夹紫色薄层白云岩及石英砂岩扁豆体；上部灰色、浅灰色厚层白云岩、燧石条带白云岩。相比于蓟县标准剖面，本区的“杨庄组”岩性不具典型的红色特征，曾被另建“大屯组”^[59]。在三道沟镇梨树沟一带，最底部还发育黄灰色中、薄层中粒—粗粒白云质胶结石英杂砂岩，含叠层石Conophyton，Yangzhuangia等。杨庄组白云岩中发育水平微细层理和微波状细层理，普遍具有同生—成岩期燧石条带或燧石结核。部分层位可见泥晶砾屑和鲕屑白云岩，以及一定量的石英砂屑。

雾迷山组在本区分布面积较大，与下伏杨庄组整合接触，可分三段：一段为青灰色薄层白云岩夹中厚层白云岩，含燧石条带；二段为青灰色厚层白云岩，燧石结核、燧石条带明显增加；三段为青灰色中厚层白云岩，燧石条带较二段明显减少。兴城三道沟雾迷山组白云岩中含叠层石Scyphus，Conophyton等。雾迷山组主要的沉积构造有：微细水平层理、砾屑结构、缝合线结构、波痕、水平层理、波状层理、交错层理、滑塌构造、鸟眼构造、含叠层石聚环藻（柱状）和波纹藻。雾迷山组的层纹石白云岩为起伏平缓或平直的隐藻层泥晶白云岩，呈暗灰色，由灰色和深灰色水平状隐藻层纹相间而呈现。岩石的单层厚度和沉积厚度较大，共生岩石主要为泥晶白云岩。

兴城上长茂剖面（图4，5、图6d~f，p~r）蓟县系雾迷山组最顶部为一层厚约20 m的角砾状含燧石灰岩及白云质灰岩（图6p），部分有序岩块原生层理和长条状燧石条带的排列方式指示该层产状与下伏非角砾状的白云质灰岩一致，与上覆长龙山组陆源碎屑岩总体产状也一致。这一层位的岩性特征与其他地区报道过的雾迷山组上部、下马岭组底部、长龙山组底部的“燧石（质）角砾岩”非常类似^[89⁃93]。辽西朝阳地区雾迷山组上部七段与八段之间也夹有角砾状含燧石白云岩，与上下岩层渐变过渡、顶部角砾渐呈顺层排列，陈秉麟^[89]解释其与海水的剧烈动荡有关。河北唐山地区雾迷山组之上，长龙山组底部也存在这样的一层燧石角砾岩^[90]。燕山西段下马岭组底部的燧石质角砾岩层的划分和成因存在很多争议，主要有冰川成因、岩溶成因、构造角砾等解释^[1,91⁃92]。乔秀夫^[91]将燕山地区这种燧石角砾岩划分为地层序列中的过渡带（既不属于上覆、也不属于下伏层位），认为其成因是岩溶海岸附近以岩溶作用为主、包括滨海、浅海以及沿岸山岳冰川作用下的混合外力沉积物。王长尧^[93]提出，经过青白口纪中期的海侵，陆表海海水漫入准平原化的蓟县系古风化壳上，将这些残积物带到低洼处堆积。从理论地层学的角度看，陆源碎屑岩序列里的风化残积层一般都是划分到上覆层位，但是也有一些古风化壳沉积物可能需要单独区分^[94⁃95]。本文讨论的这种碳酸盐岩残积层的过渡性更加明显，残积再固结后与下伏原生层位岩性相近，特别容易引起争议，如何划分可能需要根据每个剖面的具体情况进行分析。兴城上长茂、葫芦岛高桥等地这一层位以往都归入雾迷山组或者长龙山组底部。兴城上长茂剖面该层与下伏可靠的雾迷山组之间如何接触并未出露（被覆盖）（图5），但上覆长龙山组底砾岩与其之间有清晰的平行不整合面存在。唐山地区可见长龙山组底部的燧石角砾岩填筑于下伏雾迷山组白云岩中的裂隙和洞穴中^[1,90]，但是其顶面也不平整^[90]。所以有一种可能性，这一层燧石质角砾岩与下伏地层也是平行不整合。兴城地区，甚至包括河北唐山地区，这一燧石质角砾岩层的划分有两种可能，或者属于雾迷山组的最上部，或者单独代表一个层位（可能相当于下马岭组），其归属需要具体分析其上下接触关系以及风化—再沉积性质。本文认为无论其组级单位的归属如何，其成因背景是蓟县纪晚期至待建纪地壳隆升期（芹峪上升—蔚县上升）（图7d，e），碳酸盐地层分布区暴露而发育岩溶平原，形成溶塌碳酸盐岩块再胶结的残积层，含燧石角砾的富集与其更耐风化和溶蚀的性质有关。

图  5  兴城上长茂地区蓟县系—寒武系剖面素描及示意图

Figure 5.  Sketch and diagrammatic map of Jixianian⁃Cambrian section in the Shangchangmao area of Xingcheng

图  6  兴城地区前寒武系地层接触关系及岩性

Figure 6.  Unconformity boundary and character of lithology of Precambrian strata in Xingcheng

兴城地区青白口系主要在杨家杖子及其以西和葫芦岛高桥等地分布，经常和下伏雾迷山组和上覆寒武系昌平组共同产出。厚度虽然不大，但和岩性组成的稳定性较好，自下而上可划分为长龙山组（相当于北京地区的骆驼岭组）和景儿峪组（图5）。兴城地区的长龙山组底部为含燧石质砾石的细砾岩和含砾砂岩，与雾迷山组或下马岭组？燧石角砾岩之间接触界面凹凸不平，下部以灰白色钙质细砂岩和长石石英砂岩为主，上部为黄绿色粉砂岩、泥质粉砂岩以及含黄铁矿钙质泥页岩，向上钙质含量增高，顶部达到泥灰岩的程度。景儿峪组为青灰色、浅灰紫色薄层状灰岩和白云质灰岩，总厚度10~20 m，与下伏长龙山组整合接触。寒武系昌平组角砾状白云质灰岩平行不整合在青白口系之上。

燕山地区长城系与下伏基底岩石之间的不整合代表了太古宙至古元古代多期构造运动的叠加^[15,96]，常州沟组沉积开始标志着它们的结束。兴城地区常州沟组砂岩与下伏花岗岩之间存在明显的沉积接触界面（图6a）。在望海寺海滨、夹山、首山等剖面，该界面凹凸不平，斑状花岗岩的顶面具强烈蚀变和褪色的风化壳特征。常州沟组的底部可见大量来自斑状花岗岩成分的钾长石、石英等矿物碎屑，砾径在2~20 mm的较多，棱角状为主，但局部可见直径达30 cm的、磨圆棱角状至中等的花岗岩砾石，底砾岩中暗色的铁锰质碎屑物常见。常州沟组下部沉积物的组成还有花岗质风化砂颗粒，磨圆不好，肉眼观察其成分与花岗岩几乎无异。在下伏基底分布石英伟晶岩岩脉或小岩体的部位，常州沟组底部有石英岩砾石聚集。上述特征显示常州沟组最底部的沉积物为海侵作用下的原地—准原地滞留沉积物，并非经过长距离搬运的河流体系。底砾岩之上的砂岩也主要受潮汐作用影响，形成了槽状和楔状交错层理、人字形交错层理、透镜状层理、正反粒序层理、浪成波痕等沉积构造，指示了典型的滨岸沉积环境。

关于燕山地区常州沟组下部岩石的成因环境存在争议，有观点认为其早期沉积属于陆相河流体系^{[14,97⁃100]}，另一种意见则认为属于滨岸沙滩沉积^{[85,87,101⁃102]}。兴城地区常州沟组的特征显示其底界为海侵超覆成因，沉积特征与天津蓟县标准剖面一致。河北迁安、滦平地区部分被描述为河流相“常州沟组”的地层^{[97,99⁃100,103]}，实际应该划分在大红峪组的底部^[76⁃77]，是近岸水流体系成因。本文认为整个燕山地区常州沟组的沉积环境以海陆过渡相和海相为主，真正的陆相有多少以及是什么特征有待进一步工作。兴城—葫芦岛地区长城系底界剖面到底是常州沟组还是大红峪组有一个简单而明显的标志，那就是真正的常州沟组底砾岩砾石成分中没有石英砂岩质砾石，最常见的成分包括花岗岩（一般形成棱角状巨砾）、石英岩（石英脉或石英伟晶岩）、细晶岩（花岗质）、以及磨圆不好的长石和石英颗粒。这一规律可能也部分适用于其他区域，因为对于大部分地区来说（古元古界滹沱群和辽河群发育区除外），常州沟组是最早出现的一段稳定盖层沉积，不存在石英砂岩质砾石（未变质的）的来源。

葫芦岛—兴城地区大红峪组底界的问题较为复杂，具有分布普遍且小距离内变化剧烈的特点，在很小的范围内大红峪组与下伏地质体由非整合（与花岗岩沉积接触）、角度不整合（与常州沟组、串岭沟组）、微角度不整合（与团山子组二段和三段）、岩溶不整合（与团山子组三段）等关系构成（图3，4）。结合大红峪组本身为一套海进序列，说明大红峪组沉积之前地层发生倾斜和褶皱，并且已经有了差异明显的古地貌特征。这一不整合现象在五十多年前有学者就注意到，并且将其成因解释为构造运动，命名“兴城运动” ^[40]，认为在锦西（现称葫芦岛）、兴城等地本组与下伏团山子组是角度不整合接触，也可直接超覆在常州沟组或“绥中花岗岩”之上，是晚前寒武纪长城系与南口系之间的不整合面所代表的构造运动^[41,58]。之后，刘鸿允等^[104]，陈晋镳等^[12]，乔秀夫等^[30]，常绍泉等^[40]，张焕翘^[41]曾讨论了兴城运动的存在、影响及地质意义，均认为兴城运动是地壳演化史中一次重要的地壳变动，有的文献也将其称为“兴城上升”^[12]；杨振升等^[4]认为兴城运动使得华北地块普遍抬升，同时发生一定区域的构造—热事件，包括密云环斑花岗岩（16.7亿年）的侵入都与此期构造运动有关；高振西曾建议其名称为“迁安运动”^[101]。但是对于“兴城运动”的构造性质、意义甚至存在与否国内一直也有不同意见。

崔盛芹等^[2]总结了燕山地区中、新元古代的岩相古地理演化史，认为大红峪组时期是处于局部海退后发生的、长城群时期最大海侵的初期，“兴城运动”并不是引起全区海退的一次强烈的地壳运动，团山子组时期海域缩小，标志着燕山地区兴城运动（青龙上升）开始兴起，至团山子组期末，在古陆边缘发生了明显的隆起并伴有挠褶。乔秀夫等^[30]称其为“兴城升降”，认为是与造成华北板块（地台）边缘褶皱上升的“中岳运动”同时期的板块内部升降运动。洪作民^[42]认为大红峪组仅在坳陷边缘与下伏地层为不整合关系，而至坳陷中心则过渡为平行不整合关系，局部平行不整合面不显，所以提出“兴城运动”不属于造山运动，也不属于造陆运动，应为同造山运动，建议称其为“兴城构造幕”。陈从云等^[105]指出，大红峪组在燕辽地区由西向东逐渐超覆不整合在太古宇之上是地壳下沉引起的海进超覆的结果，而非地壳上升造成。朱士兴等^[106]认为大红峪组在盆地边缘不整合在太古宇之上的“兴城上升”只是超覆现象，不代表通常含义的上升运动。曲永强等^[44]也认为“兴城运动”仅是海侵超覆现象。综上所述，目前国内学术界普遍认可大红峪组底部与下伏地层和古老基底的不整合面，但大多不认为其属于一次地壳运动。

兴城北约15 km处三合水库磨盘山（小盖州南）出露较好的长城系剖面，“兴城运动”的命名地点即在此，原1∶20万区域地质报告中将该长城系剖面划分为常州沟组和大红峪组，常绍泉等^[40]即以此剖面为依据之一，认为兴城地区大红峪组角度不整合在常州沟组之上。孙敬书等^[59]指出在该原定常州沟组中存在安山岩，但我们野外实测剖面时未发现火山岩层位，在沟谷中见有斑状基性岩浆岩的大块转石，无法确认是来自长城系地层还是中生代岩浆岩。我们在剖面上发现一层厚度变化剧烈的复成分巨角砾岩，位置相当于“火山岩层位”，暗色的胶结物中有凝灰物质，但我们认为整体属于滑塌作用成因。刘波等^[43]认为这套“火山岩”和其上至原定大红峪组砾岩之下的地层均属于大红峪组，砾岩属于扇—三角洲体系的顶部沉积，并且对“兴城运动”的存在提出质疑，提出大红峪组与下伏地层和基底的角度不整合为海平面相对上升造成的超覆，而不是地壳运动。此外，孙敬书等^[59]的意见是磨盘山剖面花岗岩之上的陆源碎屑岩地层均为大红峪组，本文同意这一观点，分歧之处在于剖面上部高于庄组的底界位置。

本文在研究过程中详细观测了研究区数十条大红峪组的底界剖面/点，填制了大比例尺地质图（图3），基本认识如下：1）大红峪组与下伏团山子组之间存在明显的沉积间断，下伏地层在大红峪组沉积前发生了褶皱变形；2）大红峪组与下伏团山子组之间是（微）角度不整合关系，也不整合在常州沟组和花岗岩基底之上；3）前人建立“兴城运动”所选择的“最代表性”剖面—小盖州/磨盘山剖面，所谓大红峪组之下的角度不整合实际为高于庄组的底界（青龙上升的记录），真正能体现“兴城运动”的剖面分布在首山、夹山地区；4）大红峪组底界不整合所代表的“兴城运动”可能不是一次大规模的地壳运动，但也不仅仅是简单的海侵超覆过程，大红峪组沉积之前的沉积间断和下伏地层的褶皱变形都能说明古地理格局发生了变化，依据和详细分析如下。

由于古地理位置的不同，大红峪组底砾岩成分和沉积特征有较大差异，现今位置越向西、南，其下伏岩石的时代越老；越往东、北，其底砾岩厚度越大，且风化残积型碎屑物越多。在最东部的葫芦岛和夹山地区，大红峪组与下伏团山子组白云岩呈现岩溶不整合关系，团山子组顶部含叠层石白云岩中发育古岩溶裂隙，填充有砂砾沉积物，且与上覆大红峪组底部沉积物连通。首山剖面大红峪组底砾岩的成分主要来自下伏团山子组砂岩，也有少量来自串岭沟组和常州沟组沉积物。茶棚庵剖面大红峪组的底砾岩成分主要是一套复成分角砾岩，角砾（部分为磨圆状砾）成分主要来自常州沟组和串岭沟组，以及少量基底花岗岩。大红峪组沉积之前下伏地层遭受一定的褶皱变形，大比例尺地质填图结果清晰的显示了这一特征（图3），从构造形态分析当时可能从南东东向北西西褶皱冲断。上述情况表明大红峪组底砾岩普遍是近源物质的快速沉积，也说明其沉积之前有明显的间断和剥蚀。八家子—铁马山—磨盘山—老官堡一线在大红峪组沉积发生时下伏均为新太古代花岗岩，不整合面之上的底砾岩为石英砂岩质砾岩，为海滩—近岸冲积扇相，与常州沟组的残积型底砾岩完全不同，与首山、葫芦岛地区层间分布的海滩相石英砂岩质砾岩也不同。所以八家子至老官堡一线有可能在兴城运动发生之前是古隆起（图7a），特别是常州沟组晚期至团山子组沉积时期为水下隆起，随着兴城运动引起盆地东侧上升，以及大红峪组时期海侵的影响，兴城局限海湾西侧的（水下）隆起区沉降接受沉积，与整个燕辽海盆完全连通。

不仅在兴城地区，大红峪组的底界性质也是燕山裂陷槽盆地重大地层学问题之一^[76,106]。天津蓟县标准剖面一直存在大红峪组底界是划分在团山子组白云岩沉积后首次出现的“小白石英岩”还是层位更高的“大白石英岩”之底两种主要意见。河北省地质矿产局^[107]以灰白色石英岩状砂岩（俗称“小白石英岩”）为底，之上发育约10 cm厚的砾岩，其下有侵蚀间断；而天津市地质矿产局^[108]将蓟县剖面大红峪组的底界置于“大白石英岩”之下，与下伏层位整合。这使得对于大红峪组在蓟县剖面的底界出现平行不整合和整合接触两种不同意见，实际上由于不同的界线划分标准所致。盆地边缘大红峪组与下伏地质体广泛存在的不整合关系说明河北省地质矿产局^[107]将底界置于“小白石英岩”之下的划分方法更为合理。综合整个盆地，大红峪组的底界在沉积盆地边缘为角度不整合、超覆，而在盆地内部是平行不整合或整合。

高于庄组的底界在磨盘山、老爷庙北沟、老官堡等地出露较好，其中在磨盘山底部一套石英砂岩质砾岩微角度不整合在下伏大红峪组长石石英砂岩之上，后两处均以石英砂岩不整合在花岗岩之上。磨盘山剖面的界线前人曾将其作为大红峪组与常州组之间的不整合^[40,58]，或者认为属于大红峪组顶部的扇三角洲沉积^[43]。我们将这套砾岩归于高于庄组底部（图2，4、图6c），认为与下伏大红峪组之间是微角度不整合，且显示出明显的冲蚀作用现象。高于庄组在蓟县标准剖面也是以一套滨岸相砂岩为底，与下伏大红峪组为平行不整合，在唐山等地高于庄组与下伏地层的不整合被称为“青龙上升”，这一不整合不只在兴城、葫芦岛地区表现得很明显，在辽宁朝阳地区高于庄组与大红峪组之间也存在间断^[89]。

兴城上长茂剖面长龙山组与下伏雾迷山组角砾状白云质灰岩（或下马岭组，见前文）为平行不整合接触，底部为一极薄的细砾岩（厚2~20 cm）和含砾砂岩，含燧石质角砾和中等磨圆的砾石，填筑于角砾状白云质灰岩顶面凹凸不平的凹坑中（图6p），向上为层面平整的中、厚层石英砂岩。类似的现象也见于太行山北段以及燕山地区的滦县、蔚县等地^[90⁃91]。与本区相近的秦皇岛柳江地区也长期处于古陆壳的剥蚀区，长龙山组不整合在新太古代绥中花岗岩之上，其下部滨海相石英砂岩的碎屑锆石年龄分布在25亿年左右^[109]。河北怀来长龙山组砂岩的碎屑锆石年龄分布在1 573~2 931 Ma之间，古地理环境制约了长龙山组碎屑物年龄构成的区域差异^[110]。辽西朝阳雾迷山组顶部也存在明显的剥蚀面^[89]。下马岭组与下伏铁岭组之间的“芹峪运动”在燕山裂陷槽盆地边缘表现最为明显^[91]，杜汝霖等^[111]建议长龙山组与下伏下马岭组或雾迷山组等层位之间的不整合命名为蔚县运动/上升。兴城地区长龙山组沉积底面与下伏蓟县系为平行不整合接触，是“芹峪上升”和“蔚县上升”共同作用的结果，其成因如下：铁岭组沉积之后华北克拉通整体上升，蓟县系含燧石碳酸盐岩之上形成广泛的岩溶平原，引起上覆青白口系底界发育接近全盆地分布的不整合。本区因为在古陆边缘，所以洪水庄组、铁岭组、下马岭组（大部分或完全）缺失。

中、新元古代时期，华北克拉通北部存在医巫闾山—山海关和太行山两个古陆 ^[11,30,76]，控制着燕山裂陷槽盆地的南部边界（图7）。盆地的形成始于距今约17亿年左右^{[7⁃8,112⁃113]}，早期大部分学者的观点是该盆地是在大陆裂谷构造背景下受同沉积拉张断裂控制形成的拗拉槽^[14]，这得到长城系裂谷性质火山岩组合的支持^[114⁃115]；后来也有观点指出燕山裂陷槽盆地形成的构造背景是沟弧盆体系下的弧后扩张^[18]；比较新的观点认为燕山裂陷槽盆地与华北克拉通北缘的“白云鄂博—渣尔泰裂谷”之间是连续的盖层沉积，如今的分布是后期构造抬升和剥蚀的结果^[20,44]，整个燕山裂陷槽只是华北克拉通北缘被动大陆边缘体系的一部分^[16]。若要解决上述争议，需要对“白云鄂博—渣尔泰裂谷”演化历史深入研究，恢复华北克拉通北侧未知地块的性质，以及系统重建燕辽海盆的沉积古地理。只以本文研究区分析，长城纪时期总体处于伸展裂陷环境，但在晚期整体上升且盆地边缘发生褶皱。常州沟组最早沉积的是滨岸相的砾岩、长石杂砂岩和细砾岩、石英砂岩等，磨圆度和分选均较差，成分成熟度和结构成熟度都较低，显示了近原地、快速堆积的特点。随着海进作用的发展，沉积环境向浅海演化,大红峪组的底界超覆在多个层位之上^{[76,116⁃117]}。燕山地区长城系的底界位于常州沟组或者大红峪组之底^[118]，由于太行山、北京、滦县、兴城等地一些以往被归入常州沟组—团山子组的地层被修订为大红峪组^{[76⁃78,116,119]}，盆地边缘区当前所知可靠的常州沟组—团山子组分布范围可能非常有限，那么这一时期的古沉积范围也许远小于以往的恢复^[113]，沉积环境的演化历史也需要重新分析。

古元古代末吕梁运动引起的差异化地形在长城纪早期海侵时尚未夷平化，本区常州沟组至团山子组主要沉积在古陆或古岛之间的海湾（图7a），不是开阔的海域。串岭沟组为粉砂质页岩、黑色页岩，团山子组具有含泥砂的白云岩，反映了总体为半封闭—封闭低能还原环境^[14]，团山子组在燕山地区夹有多层紫红色钙质页岩，盐类假晶、泥裂发育，是目前所知我国最早的红层^[49]。团山子组沉积末期发生的“兴城运动”使得盆地边缘褶皱隆起，大红峪组时期盆地中心伸展裂陷加剧，出现大陆裂谷型火山岩组合，海盆迅速扩大，海侵广泛（图7b）。以兴隆—平泉为中心的火山喷发物向东西两侧逐渐减薄。燕山裂陷槽的火山活动分为早、晚两期，早期（常州沟—团山子组）记录不多，兴城地区见有沉凝灰岩夹层；晚期（大红峪组）以钾质基性熔岩和强烈爆发的火山角砾岩、集块岩为主，具有裂谷作用双峰式岩浆活动特征^[114⁃115]。在平谷、蓟县等地出现的火山岩建造主要存在于大红峪组中下部（图4），既有强烈爆发而成的火山角砾岩和集块岩，也有熔岩和火山凝灰岩^[13]，以及脉状穿插的钾质辉绿岩、煌斑岩、正长斑岩等^[17]。

图  7  燕山裂陷槽盆地中、新元古代沉积古地理演化示意图（据文献[2，11，13，20]修改）

Figure 7.  Diagrammatic maps of the sedimentary⁃paleogeographic evolution of the Meso⁃Neoproterozoic Yanshan Trough Basin (modified after references [2,11,13,20])

在燕辽海盆中心大红峪组与下伏的团山子组平行不整合接触，而盆地边缘表现为与下伏地层的角度不整合以及与基底的沉积接触（图4），持续的海侵作用形成大红峪组由石英砂岩—粉砂质页岩—含叠层石硅质条带白云岩构成的韵律沉积。林晓辉等^[116]认为燕山西段（如北京西山）及太行山区的长城系底界为大红峪组，并有明显的海侵超覆，是“兴城运动”在燕山西段的反映。由于山海关古陆和昌平—古北口水下隆起的影响，大红峪期海侵时岸线向古陆迁移超覆，逐步海侵（图7b）。渤海辽河盆地深层也发现了前寒武纪地层以大红峪组为底^[117]，说明海侵作用影响到了山海关古隆起的内部。燕山西段的含钾页岩可以与蓟县剖面的火山岩层相对比，也支持了太行山区长城系的底界为大红峪组^[18,116]。燕山东段的唐山、承德地区长城系的序列可明显分为南部以大红峪组为底、北部以常州沟组为底^[118]。大红峪组的岩性组合横向上变化较大，河北省滦县地区大红峪组不整合在新太古代变质岩系之上，缺失常州沟组、串岭沟组、团山子组，显示出古陆边缘的特点^[119]，这些情况与辽宁八家子—铁马山—地藏寺沿线类似，他们的连线可能代表了当时的古岸线分布。

大红峪组沉积结束后，火山活动基本停止，裂谷构造背景转变为被动大陆边缘演化阶段（图2）^[8]。蓟县纪自高于庄组开始发生了广泛的海侵，形成陆表海性质的碳酸盐岩沉积（图7b）。蓟县—平泉一带受到同沉积断裂南东盘继续下落的影响，沉积物厚度较大，并在盆地中部出现代表深水环境的瘤状灰岩。继大红峪组沉积之前的兴城上升之后，发生了高于庄组之前的青龙上升以及之后的滦县上升，这些地壳上升运动在盆地边缘可能形成局部的微角度不整合，但在海盆中心仍然是连续沉积，过渡的位置出现平行不整合或者小的间断。

杨庄组和雾迷山组的沉积继承了原先盆地的格局（图7c），地层沉积厚度更大，至雾迷山组时期达到了整个中、新元古代的最大海侵期。蓟县纪后期至青白口纪，全区表现为整体升降的特点，岩性单一，厚度稳定（图7d，e）。蓟县纪末发生芹峪上升^[91]，下马岭组结束后发生蔚县上升，青白口纪末期发生蓟县上升（图2）。这些运动或上升导致的间断面在整个沉积盆地广泛可见，雾迷山组、铁岭组等大面积暴露（图7d，e）。下马岭组沉积时期可能又一次进入伸展裂陷时期，华北克拉通北缘活动大陆边缘演化启动，引起燕辽海盆的弧后伸展^[7,20,44]，盆地中的黑色页岩事件可能与同期的全球规模大火成岩省事件有关^[120]。中元古代末期华北克拉通北缘处于活动大陆边缘岛弧环境和碰撞造山过程^[121⁃122]，自新元古代900 Ma开始燕辽地区经历又一次伸展^[123]。兴城地区因为处于盆地边缘，芹峪上升和之后蔚县上升的持续时间和影响程度比盆地内部要强的多，因此表现为待建系几乎完全缺失，长龙山组与雾迷山组平行不整合接触。另外，自蓟县纪雾迷山组上部开始至青白口系长龙山组底部，在多个剖面和层位出现岩溶平原背景下的燧石质角砾岩/角砾白云岩层（图4，7）。长龙山组—景儿峪组沉积早期为陆源碎屑型沉积，环境为滨海陆屑滩相，晚期为碳酸盐沉积，这一时期的海侵大旋回特征明显，沉积环境的水动力条件为由强至弱，由浑水至清水演化。

燕山裂陷槽沉积盆地南侧的山海关古陆/古隆起是华北克拉通北部东西向—北东向延伸的古构造单元^[76,91]。该古陆构造的核心为距今20~25亿年之前侵位结晶的花岗岩以及迁西群变质岩，是克拉通盖层之下的结晶基底。该构造单元也称山海关地块（冀东隆起），古元古代时可能分隔了胶辽裂陷槽，自中元古代以来经常处于隆升剥蚀为主的环境（图7）。在中、新元古代燕山裂陷槽盆地发育时期，古陆边缘地层厚度总体较薄、长城系碳酸盐岩较少、碎屑物粒度较粗、层位缺失常见，几大沉积层序的底界超覆明显且不整合界面清晰。中元古代古陆边缘的辽宁葫芦岛、兴城、建昌，以及河北兴隆、滦县一带处于岸线区域，形成了与盆地中心（蓟县—平泉沉积区）有明显差别的地层序列。即使是在早古生代华北陆表海和晚古生代近海平原环境沉积阶段，山海关古陆范围及其边缘沉积序列与盆地中心特征也明显不同，表现出地层缺失较多，沉积层厚度较小，石炭系海相夹层不发育等特征。在中生代，兴城地区记录了中侏罗统海房沟组和下白垩统义县组与下伏太古宇的不整合接触^[124⁃125]，并且燕辽其他地区较广泛分布的晚侏罗世红层土城子组在本区缺失，这说明辽西南部在中生代也是地势较高的区域。以上特征说明山海关古陆/古隆起对辽西地区的沉积古地理有长期的影响。

对于整个燕辽海盆，1 800~1 600 Ma期间是大陆裂谷发育期，1 600~1 400 Ma转为被动大陆边缘陆表海沉降阶段，1 400~1 300 Ma是弧后深水盆地，活动大陆边缘构造启动^[8,47]。长城系火山岩建造与哥伦比亚超大陆裂解事件有关^[126]，盆地沉积物碎屑锆石的分析显示1 800~1 600 Ma期间也是华北克拉通岩浆活动的高峰期，说明造山作用在1 600 Ma之后才逐渐减弱^[8]。距今1 600 Ma原始澳大利亚（proto⁃Australia）和劳亚大陆的聚合引起地壳增厚，被认为是Nuna超大陆最终聚合的标志^[127]。这一造山事件与1 600 Ma之前华北克拉通地壳上升和盆地边缘褶皱变形——“兴城运动”发生的时代同期，所以兴城运动可能具有更宏观的构造背景。有一种观点认为南口群（大红峪组、高于庄组）与长城群（常州沟组、串岭沟组、团山子组）之间为区域性穿时超覆不整合面，大红峪组和高于庄组分别超覆，是与这一时期华北克拉通与相邻大陆分离有关的裂解/离不整合面^[8,20]，1 600 Ma对应于Columbia超大陆裂解时间，限定华北克拉通与相邻大陆之间的裂解和最终分离^[8]。如果只分析局部范围的意义，大红峪组之下的不整合标记了整个燕辽海盆演化的转折点，自大红峪组沉积开始，盆地由裂陷向稳定沉降过渡，至高于庄组时期这一转变完成。有作者认为下马岭组与铁岭组之间的芹峪上升只是一个时限短暂的区域抬升，从而否定其与罗迪尼亚超大陆聚合事件（~1 000 Ma）有关^[128]。也有观点认为长龙山组与下伏地层之间是区域性微角度不整合及平行不整合，可能代表了与北美格林维尔期造山运动同期的准造山运动^[21]，之后的长龙山组海侵和景儿峪组碳酸盐台地沉积是罗迪尼亚超大陆裂解的相关沉积响应^[123]。总之，虽然区域构造古地理的演化必然受到全球构造体制的影响，但是相关响应程度和形式还需要深入研究，尤其是燕辽地区蓟县系和青白口系之间待建系的划分方案及其演化的构造背景仍然需要开展大量工作。

（1） 辽宁兴城地区中、新元古界地层特征及其中的不整合指示了该地区长期位于盆地边缘，沉积古地理受山海关古陆的影响明显。大红峪组与下伏岩石及地层呈现非整合（沉积接触）、角度不整合、微角度不整合、岩溶不整合等多种接触方式。这些接触关系在很短的距离内剧烈变化，可能是盆地边缘或内部的断裂构造活动引起下伏地层褶皱变形，并进一步形成局部高出水面的古地貌所致。这应该是前人提出的“兴城运动”的真实表现，说明燕辽海盆大红峪组与下伏地层之间不仅仅是海侵超覆关系，至少在兴城地区大红峪组与下伏地层之间有明显的构造事件和沉积间断。

（2） 兴城磨盘山—小盖州剖面呈现了高于庄组与大红峪组之间的微角度不整合，该界线并非前人提出的大红峪组与常州沟组之间的不整合（曾作为“兴城运动”的证据之一），而是相当于“青龙上升”的地质记录。大红峪组与下伏地层的不整合在兴城首山和夹山地区出露最典型、最清晰。大红峪组和高于庄组与下伏地层接触关系在全盆地尺度的变化均契合层序地层学中对于“不整合”的定义。

（3） 兴城地区青白口系长龙山组之下洪水庄组和铁岭组完全缺失，下马岭组可能缺失。长龙山组与雾迷山组之间的接触关系是发育在岩溶平原之上的平行不整合，受芹峪运动和蔚县运动所代表的两期克拉通整体性上升控制。

（4） 华北克拉通北部构造—沉积演化的重建仍然存在较多问题，尤其是盆地边缘地区在地层划分和对比的精度方面存在不足。燕山裂陷槽盆地东、西段构造—沉积历史的协调性和特征异同目前还缺少足够的对比研究，这方面的工作有可能提供探讨两期超大陆裂解—聚合旋回背景下沉积盆地演化的关键信息。