2018, Vol. 34
华北克拉通是全球的著名克拉通之一，这主要是由于它不仅出露世界上为数不多3.8Ga古老岩石(Liu et al., 1992; Wan et al., 2005, 2012; Wu et al., 2008)；而且与全球其他诸多典型克拉通对比，华北地壳的形成演化规律既具有一些一致性，又呈现出明显的特殊性(Zhai and Santosh, 2011, 2013; Zhai, 2014)，因此研究华北克拉通早前寒武纪地质对于探讨大陆地壳早期的形成和演化具有十分重要的科学意义。近十多年来，对于华北克拉通早前寒武纪地质的研究取得了许多瞩目的进展，其中最主要进展之一就是对于华北克拉通新太古代-古元古代构基底造格局划分(Zhai et al., 2000, 2005; Zhao, 2001; Zhao et al., 2005; Kusky and Li, 2003; Kusky et al., 2007; 翟明国, 2011; Wan et al., 2015)(图 1a, b)，虽然现今对于基底构造单元划分、演化和最终拼合时间等依然存在不同的思考和见解，但是均一致认为华北克拉通是由多个微陆块拼合而成统一的早前寒武纪基底。
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图 1 华北克拉通基底构造单元划分图(a, 据Zhao et al., 2005; b, 据Zhai et al., 2000; c, 据Diwu et al., 2016) AL-阿拉善；CD-承德；DF-登封；EH-冀东；ES-胶东；FP-阜平；GY-固阳；HA-怀安；HL-贺兰山；HQ-霍丘; HS-恒山；JN-集宁；JP-建平；LL-吕梁；LS-陇山；MY-密云；NH-冀北；NL-辽北；QL-千里山；SJ-吉南；SL-辽南；TH-太华; WD-乌拉山-大青山；WL-辽西；WS-鲁西；WT-五台；XH-宣化；ZH-赞皇；ZT-中条山 Fig. 1 Tectonic subdivision of the North China Craton (a, after Zhao et al., 200; b, after Zhai et al., 2000; c, after Diwu et al., 2016) AL-Alashan; CD-Chengde; DF-Dengfeng; EH-Eastern Hebei; ES-Eastern Shandong; FP-Fuping; GY-Guyang; HA-Huai'an; HL-Helanshan; HQ-Huoqiu; HS-Henghan; JN-Jining; JP-Jianping; LL-Lvliang; LS-Longshan; MY-Miyun; NH Northern Hebei; NL-Northern Shandong; QL-Qianlishan; SJ-Southern Liaoning; SL-Southern Liaoning; TH-Taihua; WD-Wulashan-Daqingshan; WL-Western Liaoning; WS-Western Shandong; WT-Wutai; XH-Xuanhua; ZH-Zanhuang; ZT-Zhongtiaoshan |
研究太华杂岩对于华北克拉通早前寒武纪地质具有重要意义，其重要性主要表现在以下几个方面：第一，太华杂岩位于华北克拉通中部造山带南部(图 1c)，与北部五台、阜平、吕梁、中条等地区基底杂岩一样是检验和修正华北克拉通早前寒武纪基底各种构造格局划分的重要地段。第二，根据最新的锆石U-Pb年龄测年结果显示：中太古代晚期-新太古代晚期岩石在太华杂岩中均有不同程度的出露，因此研究太华杂岩对于洞悉华北克拉通太古宙地壳生长和演化规律可提供重要素材(Wan et al., 2015; Diwu et al., 2016)。第三，最新研究发现太华杂岩在所谓的全球陆壳生长“沉寂期(2400~2000Ma)”岩浆活动异常发育，从而研究其可对所谓全球构造演化“沉寂期”的观点进行修正(Diwu et al., 2014)。第四，根据最新的离子探针、激光探针U-Pb定年结果显示，太华变质杂岩经历了漫长的变质作用时间(1.97~1.80Ga)(蒋宗胜等, 2011; Lu et al., 2013, 2017; 王国栋等, 2013; Diwu et al., 2014; Wang et al., 2014a; Chen et al., 2015)，表明华北中部造山带的南缘可能与中部及北部均具有不同的构造演化历史(Diwu et al., 2016)。因此研究太华杂岩对于华北克拉通早前寒武纪大陆地壳形成和演化，构造划分和基底拼合等具有举足轻重的科学价值。
自20世纪70年代以来，诸多研究者对太华杂岩进行了大量地质调查、岩石学、变质作用、地球化学以及同位素年代学等诸多研究工作，取得许多重要研究进展，因此本文已有的资料此讨论太华杂岩的组成；全面地厘定并讨论太华杂岩所经历构造-热事件的时代、期次和性质；总结华北克拉通南缘早前寒武纪地壳形成和演化规律的共性和独特性。
1 称谓由来太华是指位于陕西省华阴县的西岳华山，由于其西南有少华山，故称“太华”。1956-1958年秦岭区测队在编制1：20万洛南幅和洛宁幅地质图时，首次将出露于太华山脉和灵宝县小秦岭地区不整合于古元古代铁铜沟组、(或)熊耳群及高山河组之下的一套变质岩命名为太华系(陕西省地质矿产局, 1989)；阎廉泉(1959)将秦岭区内太古宙地层由下到上划分为太华群、荡泽河群、雁岭沟群和界牌群四个岩群。1962年《河南省地层初稿》(河南省地质局地质研究所, 1962)将出露在东秦岭前寒武基底岩石最下部称做华山群，又分为下部太华组和上部荡泽河组。王曰伦等(1963)将出露在华山大复背斜的核部变质程度较深的花岗片麻岩、斜长角闪片麻岩和各种混合岩组成的古老岩系称作“华山杂岩”。1965年秦岭区测队将太华系改称为太华群，并根据岩性组合和层序关系分为下太华群和上太华群(陕西省地质矿产局, 1989)。
此后，不同的研究单位按照各自认识将鲁山地区和小秦岭地区太华群细分为不同的组或段。但是由于太华群组成在横向和纵向上组成复杂多变，且后期改造强烈，因此诸多划分方案相互之间有时很难对比；而且由于早期同位素年代学测试手段限制，对于太华群的时代归属也存在很大争议。鉴于此，《中国地层典——太古宇》(《中国地层典》编委会, 1996)将太华群改称为太华岩群。
近年来，一些研究者考虑到群组的划分只适合于未变形的层状沉积岩，而不应该应用于强烈变形、变质的片麻岩、混合岩和麻粒岩等。虽然这些岩石有时的确呈现层状，但是这并不是沉积层理，而是构造变形作用所致；而杂岩是指由不同类型变质表壳岩和正片麻岩或混合片麻岩组成，由于强烈混合岩化或花岗质岩浆侵入以及复杂褶皱和变形作用模糊或改变了原岩岩性和原始层序，使之不能按照地层学单位和原则进行细分，且岩石形成时间跨度也较大，因此将太华群改称为太华杂岩(第五春荣等, 2010a及所引参考文献)。
2 组成太华杂岩广泛分布在华北克拉通南缘，总体呈北西-南东向展布，由西向东从骊山，经华山、灵宝、崤山地区，到洛宁县熊耳山地区、鲁山县背孜-马楼地区和叶县辛店-舞阳县铁山庙地区，断续延展上千千米(孙勇, 1982a, b, 1983, 1985; 张国伟等, 1982; Zhang et al., 1985; 孙枢等, 1985; Sun et al., 1994; 第五春荣等, 2010a)(图 2)，其中以河南鲁山和豫陕交界的小秦岭地区的岩石出露最为典型(Zhang et al., 1985; Sun et al., 1994; Liu et al., 2009; 第五春荣等, 2010a)。根据区域对比研究，太华杂岩向西可以延伸至甘肃的陇山地区，在那里称之为陇山杂岩(何艳红, 2004) (图 1c)；向东可以延伸至安徽地区，然而在安徽的霍邱地区无基岩出露，仅有钻孔资料(Wan et al., 2010; 杨晓勇等, 2012; 刘磊和杨晓勇, 2013; Wang et al., 2014b)；在蚌埠地区也有零星分布，分别称之为霍邱杂岩和五河群。
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图 2 华北南缘太华杂岩分布图(据Diwu et al., 2014修改) Fig. 2 Geological distribution of the Taihua Complex in the southern NCC (revised after Diwu et al., 2014) |
鲁山太华杂岩主要呈北西-南东向展布出露于背孜-瓦屋一带，出露面积达300km2，其南北分别被古元古代熊耳群和中元古代汝阳群云梦山组石英岩或寒武系地层所覆盖。早期以传统地层学划分为指导思想，多将于鲁山太华杂岩二分，分为下太华群和上太华群，或下太华亚群和上太华亚群，然后在二分基础上再分为多个组(河南省地质矿产局, 1989)。其中西北大学地质学系的划分方案最具代表性(孙勇, 1982a, b; 张国伟等, 1982; Zhang et al., 1985)，将鲁山太华杂岩自下而上划分为耐庄组、荡泽河组、铁山岭组、水底沟组和雪花沟组，前两组划归为下太华亚群，后三组划归为上太华亚群。古构造分析研究表明鲁山地区太华杂岩大致经历了三期构造变形：早期在荡泽河以北片麻岩系中形成近东西向串珠状分布的穹形构造；第二期变形形成遍布全区的北西西向复式背斜和复式向斜褶皱；晚期变形则形成轴近南北宽缓的背形及向形(张国伟等, 1982)。早期一些研究者认为鲁山原太华群下部和上部岩石为断层接触，或者为不整合接触关系(沈福农, 1986)；而一些研究者认为二者之间存在一个长期风化剥蚀面，将原太华群下部和上部岩石分别命名为“太华群(或太华杂岩)”和“鲁山群”(涂绍雄, 1996; 沈其韩和宋会侠, 2014)，将二者之间沉积间断命名为太华运动(涂绍雄, 1996)。
我们根据原上下太华群岩石组合、构造特征和同位素年龄差异，采用太华杂岩称谓，将鲁山太华杂岩分为下部片麻岩系和上部表壳岩系，二者大致以北西-南东向的荡泽河为界(第五春荣等, 2010a)(图 3)。荡泽河以北为片麻岩系，主要以深成侵入岩，即TTG质片麻岩为主，局部夹斜长角闪岩；这些岩石成层性较差，发育近东西向呈串珠状的穹窿构造、无根褶皱、透镜体构造，并出现小型的平卧褶皱，混合岩化强烈。表壳岩系出露于荡泽河以南，岩石类型复杂，主要为富铝质副片麻岩、斜长角闪岩、大理岩、石英岩、磁铁石英岩等，可与孔兹岩系对比，以石墨片麻岩和大理岩为标志层；原岩主要为陆源碎屑岩-碳酸盐岩，夹基性-中酸性火山岩；这些岩石成分层发育较好，基本不发育无根褶皱，混合岩化相对较弱(孙勇, 1982a, b; 张国伟等, 1982; Zhang et al., 1985)。这两套岩系变质程度普遍达铁铝榴石角闪岩相，局部达麻粒岩相(孙勇, 1982a, b)。
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图 3 鲁山太华杂岩地质简图(据Sun et al., 1994修改) Fig. 3 Simplified geological map of the Taihua Complex in the Lushan area (modified after Sun et al., 1994) |
根据最新已有SIMS和LA-ICPMS锆石U-Pb同位素年龄数据显示：TTG片麻岩侵位年龄为2902~2723Ma (表 1和图 4)，而富钾花岗岩侵位年龄略晚一些，为2758~2729Ma；斜长角闪岩与TTG片麻岩多呈似层状，且与TTG片麻岩具有一致片麻理，或者以透镜体状出露于TTG片麻岩中，锆石U-Pb年龄显示这些斜长角闪岩形成于2838~2730Ma，与变质深成侵入岩形成时间近乎于同时或者略晚一些，据此我们将鲁山太华杂岩下部片麻岩系形成时代限定在中古太古代晚期-新太古代早期。根据在斜长角闪岩中年龄为3091Ma捕掳锆石，推测在鲁山地区可能存在中元古代早期地壳物质(第五春荣等, 2010a)。此外，值得注意的是鲁山太华片麻岩系记录两期变质事件，早期发生在新太古代，时间为2792~2638Ma(Liu et al., 2009)；晚期发生在古元古代晚期，变质时间为1945~1865Ma。对于鲁山表壳岩，最早Wan et al.(2006)根据石墨夕线石片麻岩中最年轻的岩浆碎屑锆石U-Pb年龄(2.25~2.31Ga)和侵入原上太华群雪花沟组中花岗岩，将原太华群的形成时间限定在2.26~2.1Ga。第五春荣等(2010a)根据鲁山太华表壳岩中石英岩中最年轻且U-Pb年龄谐和的岩浆锆石(2229Ma和2258Ma)和其中变质锆石年龄，将表壳岩的形成时间限定在2.23~2.0Ga。结合侵入表壳岩系中各种花岗质岩石侵位时间，本文将鲁山太华杂岩表壳岩系形成年龄可较精确地限定在2.23~2.13Ga，而且与下部片麻岩系类似，这些表壳岩以及侵入其中的花岗质岩石也普遍经历了同时期古元古代变质事件，变质时间为1950~1902Ma(表 1和图 4b)。
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表 1 鲁山太华杂岩同位素年龄汇总 Table 1 Summary of isotopic ages for the Taihua Complex in the Lushan area |
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图 4 太华杂岩年龄频率分布图(据表 1和表 2) Fig. 4 Relative probability plots of the ages of rocks from the Taihua Complex (data from Table 1 and Table 2) |
综上所述，可以看出鲁山地区的太华杂岩由中-新太古代和古元古代早期两个不同阶段形成的地质体组成，其中以变质深成侵入岩和斜长角闪岩为主的片麻岩系形成于中太古代晚期-新太古代早期，而表壳岩系形成于古元古代晚期。
2.2 小秦岭太华杂岩小秦岭地区位于豫陕交界，西起陕西临潼骊山、经老牛山-太华山、潼关，向东进入河南灵宝、崤山、延伸至熊耳山。北以太要-故县断裂与渭河地堑相接，南以小河-巡马道(铁炉子-黑沟)断裂与北秦岭造山带相邻，东西两侧均被新生代裂陷盆地所围限，形成突起山地。小秦岭地区虽然属于华北克拉通南缘前寒武纪基底重要组成部分，具有与华北其他地方基本相同的基底和盖层，但是在后期卷入秦岭造山带中，遭受了晚古-新生代强烈的构造变形、岩浆活动和成矿作用，成为现今秦岭造山带的北缘(张国伟等, 2001)。
早期前人多以地层学为指导，将豫陕地区的原太华群划分为不同组，可是陕西省与河南省区调单位所划分的组名不仅有别，且岩石组合也不尽相同，因此很难建立对应关系(蔡乃仲和苏振邦, 1985; 阎竹斌, 1985; 沈福农, 1986; 河南省地质矿产局, 1989; 陕西省地质矿产局, 1989; 丁莲芳, 1996)。有时即使研究同一区域，对于原太华群也提出不同划分方案，甚至对各组新老关系还存在很大争议。比如对于陕西境内小秦岭原太华群，陕西区调队最早将老牛山-华山-潼关的太华群自下而上分为大月坪组、板石山组、洞沟组、三关庙组、秦仓沟组和桃峪组六个组；后又分为下、中、上亚群(陕西省地质矿产局, 1989)。沈福农(1986)则将其分为下太华群和上太华群，其中下太华群包含秦仓口组和三关庙组，上太华群自下而上分为洞沟组、板石山组和大月坪组。这主要是由于小秦岭地区的太华杂岩经历了多期岩浆-变质和复杂构造变形作用，加之中生代-新生代花岗岩侵入，导致研究区岩石变质变形更加强烈，使得各类岩石组合、原始结构构造和接触关系等很难识别。
2.2.1 蓝田-华山-潼关太华杂岩该研究区太华杂岩呈现多期构造叠加形态，主体为倾向向北，以大月坪为轴部近东西向复式倒转褶皱(沈福农, 1986)。在临潼骊山、太华山和老牛山南坡以及蓝田灞塬等地太华杂岩以北被第四系覆盖，南部多被古元古代沉积年龄为1.91~1.80Ga铁铜沟组(第五春荣等, 2013)或被古元古代高山河群或熊耳群所覆盖，而古元古代熊耳群又不整合覆盖在铁铜沟组之上。其中铁铜沟组岩性单一，主要由石英岩、含砾石英岩、白云母石英岩组成，原岩为一套成熟度较高的陆源碎屑岩。石英岩中发育对称波痕、斜层理等原生沉积构造，属滨海相沉积。
根据已有的资料以及野外地质观察，我们将老牛山-华山-潼关的太华杂岩大致也分为深成侵入岩系以及表壳岩系两大类。深成侵入岩系主体出露在华县小夫峪和华阴蒲峪，类似前人所划分的秦苍口组(桃峪组)和三关庙组(阎竹斌, 1985)，主要由黑云角闪片麻岩、角闪斜长片麻岩和斜长角闪岩组成，且这些岩石普遍经历强烈混合岩化作用；其原岩主要为以TTG为主的各种变质花岗质岩石。而表壳岩系主要出露在潼关以南，大致等同于前人所划分的洞沟组、板石山组和大月坪组(沈福农, 1986)，其中洞沟组以黑云斜长(二长)片麻岩夹角闪斜长岩或斜长角闪岩为主，夹较多磁铁石英岩，局部富集成小型铁矿；板山石组主要由石英岩、长石石英岩、黑云斜长片麻岩夹斜长角闪片麻岩和大理岩组成，其中石英岩作为此组典型标志层，且局部可以看到波痕等原始沉积层理；而大理岩可形成优质玉石矿床。大月坪组主要由混合岩化黑云斜长片麻岩和斜长角闪岩组成，其中夹石英磁铁矿。表壳岩原岩以陆源碎屑岩-碳酸盐岩为主，夹中基性火山岩。实际上对于大月坪组的归属问题存在争议，也有研究者认为该组可能是以深成侵入岩占主体(阎竹斌, 1985)。
根据表 1中的锆石U-Pb年龄显示，与鲁山太华下部片麻岩系形成年龄明显不同的是蓝田-华山-潼关太华杂岩，其主体形成年龄为~2.31Ga。现已知出露最古老的岩石年龄为2801Ma的花岗闪长片麻岩和年龄为2786Ma的奥长花岗片麻岩。此外，亦有少量新太古代晚期年龄为2511~2506Ma的英云闪长片麻岩和奥长花岗片麻岩出露。据此蓝田-华山-潼关太华杂岩以深成侵入岩为片麻岩系的形成时间跨度较大，为中太古代-古元古代早期(2801~2293Ma)。根据渭南罗敷副变质片麻岩中最年轻岩浆锆石年龄(2128Ma)和变质锆石年龄(1928Ma)(Diwu et al., 2014)，我们将此研究区表壳岩形成年龄限定在2128~1928Ma，为古元古代晚期。同时我们注意到蓝田-华山-潼关太华杂岩中岩石也普遍经历了古元古代1977~1818Ma变质。
2.2.2 崤山太华杂岩崤山太华杂岩四周主要被古元古代熊耳群所覆盖，局部被放牛山石英岩所覆盖。放牛山石英岩由石英岩夹绢云石英片岩组成，底部发育厚达20余米的底砾岩，为经历低绿片岩相变质的粗陆源碎屑岩；其上被熊耳群大古石组砂砾岩或许山组安山岩呈角度不整合覆盖。一些研究者认为放牛山石英岩可以与嵩山罗汉洞组石英岩对比，直接称之为罗汉洞组石英岩(庞振山和梁天佑, 1997; 庞振山等, 2000)。根据区域地质对比、岩石组合、岩石沉积环境等，我们认为放牛山石英岩与陕西蓝田铁铜沟组石英岩可类比，其原岩沉积年龄亦很有可能为1.91~1.80Ga(第五春荣等, 2013)。
相对陕西小秦岭蓝田-华山-潼关地区的太华杂岩，崤山太华杂岩岩石单元划分比较容易。崤山太华杂岩以变质深成侵入岩为主，所占比例为该区太华杂岩出露面积的80%以上。这些深成侵入岩以奥长花岗片麻岩占主体，其次为富钾花岗片麻岩以及石英闪长片麻岩、英云闪长片麻岩和花岗闪长片麻岩(喻积贤, 1998; 庞振山等, 2000)。根据我们未发表数据显示这些岩石主要形成于2521~2500Ma，少量花岗闪长岩和石英闪长岩侵位年龄为2322~2312Ma。此外，在崤山地区广泛分布浅变质辉长辉绿岩，呈岩墙、岩脉或小型侵入体产出。在弱变质的区段，在野外露头可以观察到这些变基性侵入岩具有明显的辉长辉绿结构，而在强变质区域则呈斜长角闪岩产出。我们未发表的斜锆石年龄数据显示这些变质基性侵入岩侵位年龄为2100~2071Ma。
崤山地区表壳岩分为兰树沟岩组和杨树沟岩组(喻积贤, 1998; 庞振山等, 2000)。兰树沟岩组呈残块产于TTG片麻岩中，主要由灰白色绢云石英片岩夹灰绿色绿泥石英片岩及黑云斜长片岩和灰绿色黑云斜长片岩、斜长角闪片岩组成，可见具变余斑状结构、交织结构及变余杏仁状构造，推测其原岩为主要为基性-中性火山岩。杨树沟岩组主要由含黑云浅粒岩夹黑云变粒岩及白云石英片岩和黑云变粒岩、黑云斜长变粒岩夹浅粒岩组成，岩石多呈残存变余砂状结构, 具成分-粒序层, 反映原岩的沉积韵律和沉积层纹特征，表明其原岩为泥砂质沉积岩(喻积贤, 1998; 庞振山等, 2000)。
2.2.3 熊耳山太华杂岩熊耳山太华杂岩出露于洛宁南部的上宫、程子以西，张舞-穆册(木柴关)一带，其西北被第四纪沉积物所覆盖，南部和东部被古元古代熊耳群火山岩所覆盖，中部被中生代燕山期花岗岩(五丈山、蒿坪、花山、金山庙等岩体)所侵入。1982年河南省地调一队在绘制洛宁县南熊耳山地区1：5万地质图时将该区原太华群自下而上划分为草沟组、石板沟组、龙潭沟组、龙门店组和段沟组5个组，后将龙潭沟组和龙门店组归并至石板沟组(王西午等, 1986)。草沟组主要为黑云斜长片麻岩、角闪黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩，其次为角闪斜长岩和斜长角闪岩，其中可见超镁铁质岩体(团块)。石板沟组在该区分布最广，占本区太华杂岩出露面积的70%~80%以上，主要以角闪斜长片麻岩、斜长角闪片麻岩夹斜长角闪岩，其次为黑云斜长片麻岩和黑云斜长变粒岩等；局部可以见磁铁石英岩、大理岩、磁铁变粒岩等典型沉积变质岩夹层或者透镜体。段沟组出露面积甚少，主要由含石榴石或者夕线石黑云斜长片麻岩，黑云斜长变粒岩和石榴黑云斜长变粒岩等组成，变余碎屑结构和纹层结构常见。一些研究者认为草沟组和石板沟组呈整合接触，石板沟组与段沟组为不整合接触(王西午等, 1986)。根据上述岩石组合和已有的资料，我们认为草沟组和龙潭沟组是以变质深成侵入岩即TTG质岩石占主体，只是龙潭沟组局部夹变质火山岩和碳酸盐岩；而段沟组是以表壳岩为主体，原岩可能是以泥质-碎屑沉积岩为主，局部夹基性火山岩。这些岩石普遍经历了强列的混合岩化作用，片麻岩多呈条带状，其变质程度可达高角闪岩相(蒋宗胜等, 2011; Chen et al., 2015)。
根据已有可靠年龄显示(表 2)，熊耳山地区太华杂岩截止目前未发现年龄为太古宙的岩石，TTG片麻岩包括相关的斜长角闪岩主体形成于2336~2305Ma，仅有1个英云闪长片麻岩和1个钾长花岗片麻岩报道的侵位年龄稍晚一些，分别为2188Ma和2065Ma(Huang et al., 2012)，由于原文中缺少详细野外岩石侵位接触关系描述，我们推测这两个岩石可能为侵位至太华杂岩片麻岩系中晚期的花岗岩。根据表壳岩中变质泥质片麻岩中岩浆锆石和变质锆石年龄，可将熊耳山表壳岩形成年龄限定在2305~1970Ma(Diwu et al., 2014)。此外，注意到有意思的现象，虽然该区太华杂岩中的TTG片麻岩和斜长角闪岩以及表壳岩中的变泥质片麻岩均记录古元古代晚期(1969~1937Ma)变质年龄，可是截止目前未见有1.85Ga左右变质年龄的报道(表 2)。
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表 2 小秦岭太华杂岩同位素年龄 Table 2 Summary of isotopic ages for the Taihua Complex in the Xiaoqinling area |
研究地壳生长和演化的关键之一就是确定地壳形成时间(Hawkesworth et al., 2010, 2013; Kemp and Hawkesworth, 2013)。确定地壳生长时间通常有两种方法：一种方法是利用以亏损地幔为参考源区计算得到的全岩Nd同位素或者锆石的Hf模式年龄；另一种方法根据锆石结晶年龄、锆石结晶年龄计算得到εHf(t)值以及模式年龄来综合判断(第五春荣等, 2012, 2013)。如果锆石具有正εHf(t)值，且锆石Hf模式年龄与结晶年龄接近(< 200~300Ma)，那么此锆石结晶年龄就近似等于新生地壳的形成时间。但是此种情况下，不适宜用模式年龄来获得新生地壳形成时间，因为所谓的模式年龄是基于大陆地壳从地幔中派生的基本假设和模型假设，计算获得的一个地壳样品从地幔源区分离至今的时间，可是这个年龄并不能像U-Pb年龄那样提供精确的时间信息，通常有200~300Ma的不确定性(Hawkesworth et al., 2010, 2013; 第五春荣等, 2012; Kemp and Hawkesworth, 2013)。如果锆石具有负的εHf(t)值，表明它结晶自古老地壳或者源区以古老地壳物质为主体，锆石Hf模式年龄可以定性地判断地壳生长时间。
根据已有的研究显示：华北克拉通地壳生长随着地质演化历史变化呈阶段性特点，尤其在中太古代中期-新太古代末期(3.0~2.5Ga)地壳生长速率较快，至太古宙末期(~2.5Ga)大约60%现今大陆地壳形成。此后，陆壳呈较缓慢速率增长，至新元古代晚期(600Ma)现今的华北克拉通大陆地壳己基本形成，这表明华北克拉通大陆地壳主要形成于太古宙和元古宙，而显生宙的增生量几乎可以忽略不计(第五春荣等, 2012)。
就目前所知，中太古宙的岩石主要出露在鲁山太华杂岩的片麻岩系中，为英云闪长-花岗闪长片麻岩，年龄为2902~2894Ma (贾晓亮, 2016)。我们也在鲁山太华片麻岩系发现年龄为2914±10Ma (MSWD=1.5)含榴黑云角闪斜长片麻岩，其中的锆石均具有正的εHf(t)值(1.1~5.6)，其对应两阶段模式年龄为3001~3219Ma(未发表数据)，表明此岩石具有新生地壳性质。在鲁山地区发现片麻岩系中的TTG岩石和与其伴生的斜长角闪岩都记录了2792~2772Ma和2671~2638Ma两期变质事件(Liu et al., 2009)，前一期的变质年龄可解释为晚期形成岩石对已有岩石破坏和改造，实际上是反映了随着地质历史演化陆核在逐步增长扩大；而对于后一期变质事件仍需要再思索其实际的地质意义。
如图 4e所示，在太古宙时期，太华杂岩最突出的岩浆年龄集中在2900~2700Ma，其峰值年龄为2760Ma。根据全岩Nd同位素和岩石中Hf同位素显示(图 5d和图 6)，2.90~2.70Ga岩石绝大多数具有正的εHf(t)值和εNd(t)，且具有与岩石形成年龄或者锆石结晶年龄接近的模式年龄(< 200~300Ma)，揭示2.91~2.50Ga为华北南部太古宙陆块最重要的形成时期。研究表明这一时期的岩石组合以TTG主，此外还有少量斜长角闪岩、闪长质岩石以及花岗岩出露。TTG片麻多具有高Al2O3、Mg#，高的Cr、Ni含量以及高Sr、(La/Yb)N和Sr/Y比值，指示其具有典型的埃达克岩的地球化学特征，因此一些研究者认为太华杂岩中的TTG片麻岩多形成于俯冲的岛弧环境，为洋壳在低角度俯冲环境的部分熔融的产物，形成熔体曾穿过上地幔并受到地幔组分的影响，与现代俯冲带板片熔体穿过地幔楔上升形成埃达克岩过程类似(林慈銮, 2006；Huang et al., 2010; Zhou et al., 2014)。
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图 5 太华杂岩中锆石εHf(t)对年龄图 数据来源于Liu et al., 2009; 第五春荣等, 2010a; Diwu et al., 2014; Huang et al., 2012, 2013; Yu et al., 2013; 贾晓亮, 2016 Fig. 5 Diagrams of εHf(t) versus ages of all zircons from the Taihua Complex Data from Liu et al., 2009; Diwu et al., 2010a, 2014; Huang et al., 2012, 2013; Yu et al., 2013; Jia, 2016 |
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图 6 太华杂岩全岩εNd(t)对年龄图(据Diwu et al., 2014修改) Fig. 6 Diagrams of whole rock εNd(t) versus ages of all zircons from the Taihua Complex(revised after Diwu et al., 2014) |
~2.50Ga岩石主要出露在小秦岭地区华山和崤山太华杂岩中，主要岩石类型为TTG片麻岩和钾质花岗岩；一些侵入TTG片麻岩中因深熔作用形成白色的脉体形成年龄也为~2.52Ga(2521Ma)(贾晓亮, 2016；未发表资料)。此外，在鲁山太华杂岩TTG片麻岩中也有少量钾质花岗岩侵入，其侵位年龄为~2570Ma。这些~2.5Ga岩石中锆石基本都具有正的εHf(t)值，且一些锆石具有都接近于亏损地幔演化线的εHf(t)值的Hf同位素特征，表明华北南缘在新太古代晚期(~2.5Ga)也经历一次重要的陆壳生长(图 5b)。
总之，我们认为太华杂岩在太古宙经历了两期明显的地壳生长时间，一期发生在2.85~2.70Ga，以鲁山太华片麻岩系中深成侵入岩和斜长角闪岩为代表；另一期发生在~2.50Ga，以小秦岭华山和崤山地区太华杂岩中各类花岗质岩石为代表(Diwu et al., 2014, 2016)。
3.1.2 古元古代早期(2.31Ga)岩浆活动根据对于全球花岗岩和碎屑锆石U-Pb年龄统计结果显示，2.45~2.20Ga是全球锆石年龄频率分布非常明显的缺失区(Condie et al., 2009a, b; Condie and Aster, 2010)，据此Condie et al. (2009b)将其称为：“地壳年龄缺失期”，也就是所谓的全球陆壳演化的“沉寂期”。在这一时期，缺失岛弧型绿岩带和TTG，也未有条带状铁建造形成，没有造山运动，视极移路径(polar wander paths)也保持静止不动。O'Neill et al. (2007)和Silver and Behn (2008)认为这是由于全球性的俯冲系统完全停滞所致，因为火山作用与板块构造有关，俯冲的停滞必然造成火山作用和地壳生长的暂停。所以Condie et al. (2009b)认为全球性较大岩浆活动的骤减开始于2.45Ga，大约持续了200~250Myr。
实际上，随着近年来研究的工作深入，在巴西的Minas造山带(Teixeira et al., 2015)、加拿大的Arrowsmith造山带(Partin et al., 2014)，印度德干克拉通的Karelian省等地区均2.45~2.20Ga岩石的报道(French and Heaman, 2010)。此外，在我国塔里木地块(Lu et al., 2008)、全吉地块(Gong et al., 2012)、阿拉善地块，以及华北克拉通中部造山带(孙大中和胡维兴, 1993; 耿元生等, 2006; Kröner et al., 2005a, b; Zhao et al., 2008)也都陆续发现这一时期岩石。尤其发现在华北克拉通南缘小秦岭太华杂岩在所谓的全球陆壳“沉寂期”的岩浆活动异常发育(第五春荣等, 2007; Diwu et al., 2014)，从而对所谓全球地壳演化“沉寂期”的观点提出修正。
由图 4c可知，小秦岭地区太华杂岩岩浆年龄集中在2360~2240Ma，峰值年龄为2310Ma，主要出露的岩石类型为TTG片麻岩、闪长质片麻岩、斜长角闪岩以及花岗岩。锆石Hf同位素以及全岩Nd同位素显示这些~2.31Ga的岩石具有变化颇大的εHf(t)值和εNd(t)值(图 5c和图 6)，表明2360~2240Ma岩浆活动既有古老陆壳物质的再循环，同时也有一定量的新生幔源地壳物质的添加。根据对~2.31Ga岩石全岩两阶段亏损地幔模式年龄和其中锆石地壳模式年龄统计，其峰值年龄为分别为~2920Ma和~2800Ma，表明在小秦岭太华杂岩出露的这些~2.31Ga的岩石部分是中太古代-新太古代早期地壳物质再循环产物。
地球化学特征显示小秦岭太华杂岩中~2.31Ga的TTG片麻岩具有中等-明显的轻重稀土分异，且具有高Sr、低Y和Yb以及Ta-Nb-Ti负异常，指示这些岩石原岩可能是由加厚的下地壳部分熔融而成，其源区有石榴子石、角闪石和金红石的残留，并经历了石榴子石和角闪石分异以及斜长石的分离结晶(第五春荣等, 2007; Huang et al., 2012)。此外，从中-新太古代至古元古代，太华杂岩中TTG岩石呈规律性变化，中-新太古宙TTG岩石普遍具有较高的(La/Yb)N和Sr/Y比值，而古元古代~2.31Ga TTG岩石的这些比值则明显降低，且更多呈现显生宙埃达克岩地球化特征，可能反映：(1)原岩岩浆源区石榴子含量再减少；(2)基性下地壳部分熔融的程度增加；(3)已具有现代板块构造体制下的俯冲、汇聚等构造环境(Diwu et al., 2014)。
对于全球各个地区2.45~2.20Ga岩浆事件构造背景有两种截然不同的的解释：一些研究者认为与俯冲-碰撞背景下的弧岩浆作用相关；另一些研究者认为与稳定大陆形成后的裂解或造山后伸展环境相关。比如有研究者提出2.45~2.20Ga的岩浆事件并非孤立的地质时间，可能代表一次全球性的构造事件，与全球最早的2.7~2.5Ga Kenorland超大陆汇聚后裂解有关(Bleeker, 2003)。对于印度德干克拉通~2.30Ga的大火成岩省镁铁质岩浆的成因就解释为与地幔柱相关，使得一个或多个太古宙大陆裂解(French and Heaman, 2010)。加拿大的Arrowsmith造山带中~2.3Ga地质事件被解释为与大陆地壳加厚相关，形成于同碰撞或后碰撞的造山环境(Hartlaub et al., 2007)。在华北克拉通中部带中部也有零星~2.3Ga岩浆活动，对这些花岗质岩浆的成因解释也存在很大分歧。比如耿元生等(2006)根据吕梁地区古元古代早期岩浆活动特征，认为年龄为2364Ma的盖家庄花岗片麻岩为华北克拉通早期拉张阶段花岗质岩浆活动的产物。而Zhao et al. (2008)将盖家庄片麻岩解释为华北克拉通西部陆块向东部陆块俯冲过程中形成的古元古代岛弧岩浆活动产物。
考虑到小秦岭地区~2.31Ga的TTG岩石形成于石榴石和角闪石或石榴子石、角闪石和金红石作为残留相的岩浆源区，表明华北克拉通南部在~2.31Ga具有较厚的大陆地壳；此外这些岩石具有较古老的全岩Nd同位素两阶段亏损地幔模式年龄(峰值年龄为~2920Ma)和锆石Hf同位素地壳模式年龄(~2800Ma)也佐证此推测(图 5c和图 6)。而这种地壳加厚可归因于造山作用、持续岩浆底侵、大洋内部板块堆叠或者大洋高原汇聚等。由于小秦岭这些~2.31Ga岩石主体为中太古代-新太古代早期地壳物质再循环产物，且在中-下地壳深度有大约500~600Myr滞留时间，因此不可能形成于大洋环境，更可能是与大陆板块俯冲-汇聚所导致地壳加厚相关，因此第五春荣等(2007)和Huang et al. (2012)认为小秦岭地区尤其是熊耳山地区~2.31Ga的TTG质岩石形成于古元古代俯冲-汇聚环境。Huang et al. (2012)认为可能是华北克拉通西部地块和东部地块汇聚造山作用结果；我们认为存在另外一种解释，可能是与华北克拉通南部太古宙陆块和其他陆块汇聚-碰撞相关。
3.1.3 古元古代晚期变质事件古元古代晚期华北克拉通最终拼合形成统一结晶基底。可是，各家对于华北拼合方案存在很大差异，其中以赵国春和翟明国的划分方案最具代表性和影响力。Zhao et al.(2001, 2005)将华北克拉通基底划分为东部陆块、阴山陆块和鄂尔多斯地块3个太古宙-早元古代陆块，以及孔兹岩带、中部造山带和胶-辽-吉3个古元古代活动带(造山带)。1.95Ga的麻粒岩相变质事件是阴山陆块与鄂尔多斯陆块碰撞拼合形成西部陆块的年龄纪录，而1.85Ga的变质作用事件是华北克拉通西部陆块和东部陆块沿华北中部造山带最终碰撞形成统一基底的结果。翟明国(2011)将华北克拉通划分为胶辽、迁怀、鄂尔多斯、集宁、许昌、徐淮、阿拉善6个微陆块。认为华北克拉通经历了两期克拉通化事件：提出第一期克拉通化微陆块拼合发生在新太古代末期(~2.5Ga)已经形成现今规模的华北古陆，以花岗质岩石侵入、岩墙群和裂谷型火山-沉积盖层为标准；第二期克拉通化发生在1.95~1.82Ga期间，以3个类似于现代陆-陆碰撞型的活动带，经历一系列裂谷-俯冲-增生-碰撞事件最终完成了华北陆块的稳定化。上述对于华北克拉通构造单元以及构造演化划分主要根据岩石学、变质作用轨迹以及同位素年代学等资料，尤其是变质作用P-T-(t)轨迹与特定的大地构造环境之间的对应关系(Zhao et al., 2001, 2005; 赵国春, 2009)。
在华北南缘太华杂岩中，最早孙勇(1983)报道在河南鲁山存在基性麻粒岩以及变质达麻粒岩相的泥质变质岩，估算得到变质温压条件为680~720℃/800~1000kbar。Lu et al. (2013)利用传统温度和压力计算表明，鲁山片麻岩系和表壳岩中斜长角闪岩类三个阶段的矿物组合形成的温度压力条件分别为：650~730℃/4.9~8.1kbar; 720~810℃/8.2~11.7kbar和730~760℃/3.5~7.7kbar，变质峰期程度达角闪岩相-高角闪岩相和麻粒岩相过渡区，且都记录了包含近等温降压退变质片段(ITD)的西阿尔卑斯型顺时针型变质作用P-T-t轨迹；并认为鲁山太华杂岩记录了古元古代晚期1.95~1.75Ga变质年龄(Lu et al., 2013)。
Wang et al. (2014a)利用传统温度计与压力计计算获得小秦岭华山地区太华杂岩中斜长角闪片麻岩进变质、峰期变质和退变质阶段的温压条件分别为：660~760℃/5.7~6.0kbar，700~820℃/6.6~7.7kbar和720~760℃/4.5~6.7kbar，且记录了含近等温降压过程(ITD)的顺时针P-T轨迹，变质峰期程度达高角闪岩相-麻粒岩相。锆石U-Pb年龄测试显示这些斜长角闪片麻岩原岩年龄为~2.31Ga，变质锆石记录变质作用的时间发生在1.87~1.85Ga(Wang et al., 2014a)。2个斜长角闪片麻岩样品中变质角闪石的40Ar-39Ar坪年龄和等时线年龄记录~1.80Ga的构造-热事件(王国栋等, 2013)。此外，利用传统温度计和压力计与相平衡视剖面图计算获得研究区泥质麻粒岩3期变质温压条件分别为520~530℃/4~5kbar、730~810℃/6.8~8.6kbar和570~740℃/4.1~6.4kbar/, 同样记录了含近等温降压过程(ITD)的顺时针P-T轨迹，变质峰期属于高角闪岩相-麻粒岩相；并利用SIMS方法获得变质锆石U-Pb年龄为1.85~1.82Ga(Wang et al., 2014a)。
蒋宗胜等(2011)利用传统温度计与压力计计算获得小秦岭熊耳山地区太华杂岩中斜长角闪片麻岩进变质、峰期变质和退变质阶段的温压条件分别为：600~680℃/7.0~7.6kbar、680~790℃9.5~10.7kbar和580~720℃/6.5~7.6kbar；岩石同样记录了含近等温降压过程(ITD)的顺时针P-T轨迹，变质峰期属于高角闪岩相-高角闪岩相与麻粒岩相过渡。由于泥质片麻岩中缺少后期退变质的反应结构，只保留了早期进变质和峰期变质两个阶段的P-T条件，估算结果分别为：620~710℃/4.9~5.6kbar和710~760℃/7.3~8.3kbar。Chen et al. (2015)利用传统矿物温度和压力计获得类似结果，认为熊耳山地区太华杂岩经历了近等温降压过程(ITD)的顺时针P-T轨迹，变质P-T轨迹从630~790℃/5.3~8.9kbar到720~820℃/8.9~10.7kbar再到690~740℃/7.1~7.7kbar，大多数岩石主体变质峰期达高角闪岩相，局部达麻粒岩相。SIMS锆石U-Pb测试显示斜长角闪岩原岩年龄为~2.31Ga，经历了1.97~1.94Ga变质作用年龄(蒋宗胜等, 2011; Chen et al., 2015)。
鉴于不同大地构造环境下地质体的变质作用演化对应相应的P-T-t轨迹特征的认识：比如包含近等温降压(ITD)顺时针的P-T变质轨迹对应于陆-陆碰撞造山带或者俯冲环境；而包含近等压降温片段(IBC)的逆时针的P-T轨迹一般与大量地幔岩浆侵位和板底垫托有关，对应于岛弧、大陆裂谷、地幔柱等构造环境(赵国春, 2009及所引参考文献)。据此，和华北克拉通的其他典型杂岩一样，可采用板块构造的俯冲-碰撞模式来解释华北克拉通南缘太华变质杂岩所记录的包含近等温降压退变质片段顺时的针变质作用P-T轨迹(图 7)，因此一些研究者也将此解释为东部陆块与西部陆块碰撞拼合的结果(蒋宗胜等, 2011; Lu et al., 2013; Wang et al., 2014a; Chen et al., 2015)。但是，我们认为也可能有另一种解释，此变质作用P-T轨迹可能与华北克拉通南部太古宙陆块与其他陆块俯冲-碰撞有关。且此过程和华北克拉通中部恒山-五台-阜平变质杂岩类似(Qian et al., 2017)，经历了一个漫长的变质演化过程，时限跨度至少达150Myr。
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图 7 太华杂岩区变质作用P-T轨迹(蒋宗胜等, 2011; Lu et al., 2013; Wang et al., 2014a; Chen et al., 2015) Fig. 7 The P-T paths of the Taihua Compex (after Jiang et al., 2011; Lu et al., 2013; Wang et al., 2014a; Chen et al., 2015) |
虽然近年来在太华杂岩变质峰期温度压力估算以及变质P-T-(t)轨迹限定等变质作用方面取得很大进展，但是仍然存在一些问题需要再研究和讨论。比如近年来对于鲁山地区太华杂岩计算获得变质岩石峰期变质普遍达高角闪岩相或高角闪岩相与麻粒岩相过渡区域，未达到麻粒岩相变质条件(图 7)，这可能是由于岩石发生强烈退变和风化，与未获得变质达麻粒岩相样品有关。因为早期的研究者，诸如孙勇(1982a, 1983)、沈其韩(1992)和卢良兆等(1996)通过变质作用研究均认为鲁山太华杂岩变质作用程度最高可达麻粒岩相，甚至可能存在高压麻粒岩(王仁民, 2009)。此外，对于太华杂岩中变质锆石年龄的解释建议尽量配套锆石内部包裹体和锆石微量元素地球化学特征等，这样可以更好地进一步约束和解释所获得的年龄对应于变质岩石所经历的具体变质阶段，比如哪些年龄对于岩石峰期变质年龄，反映陆-陆碰撞地壳加厚造山过程？哪些年龄对应岩石后期退变年龄，与造山作用后续发生缓慢的抬升和冷却过程相关？
3.2 南部太古宙地块提出及演化华北克拉通南部基底岩石主要由山西省境内的涑水杂岩、河南省境内的登封杂岩和太华杂岩以及陕西省境内的太华杂岩共同组成。伍家善等(1998)将其部分划归为晋冀陆块，部分划归豫皖陆块。Zhao et al.(2001, 2005)将华北南部基底归化为中部碰撞带的南部。Zhai et al.(2000, 2005)将其划归为许昌地块。
最近，Wan et al. (2015)根据≥2.6Ga岩石空间分布以及对早期构造-热事件系统解析，将华北克拉通划分为3个古陆块(>2.6Ga)，即东部古陆块、南部古陆核和中部古陆块。南部基底岩石归属南部古陆核。Diwu et al. (2016)也提出华北克拉通南部曾经为一个统一基底，称之为“南部太古宙地块”，并认为此古老地块形成时间为新太古代末期(~2.5Ga)。南部太古宙地块西起甘肃陇山地区，经骊山、华山、崤山、熊耳山，东至安徽的霍邱和蚌埠地区，呈北西-南东向断续展布可达上千千米。需要注意的是：不管是“南部古陆核”，还是“南部太古宙陆块”都明显跨越赵国春等(Zhao et al., 2001, 2005)提出的“中部造山带”，亦明显超越了翟明国等(翟明国和卞爱国, 2000；Zhai et al., 2005)所划分的“许昌地块”。
按照传统经典的地质观点：北秦岭造山带为早古生代华北克拉通南部的活动大陆边缘(张国伟等, 2001)，因此在北秦岭构造带西段甘肃张家庄地区奥陶纪火山碎屑岩中发现的年龄为4079Ma和4007Ma冥古宙捕获锆石应来自于华北克拉通南部基底(第五春荣等, 2010b; Diwu et al., 2013)。此外，研究发现这些冥古宙-始太古代锆石具有较负εHf(t)值和较高的δ18O值，且模式年龄显示其源区年龄可至地球形成的最初期(~4.45Ga)，表明在华北克拉通南部太古宙陆块的演化历史可追溯至地球形成最初期(Diwu et al., 2013)。此外，在华北克拉通东南缘信阳地区的中生代火山岩内的长英质麻粒岩捕虏体中获得年龄为3659Ma的捕获锆石，Hf同位素亏损地幔模式年龄可达4.0~3.9Ga，也佐证在华北克拉通南部陆块可能存在冥古宙和始太古代的地壳物质(Zheng et al., 2004)。
中太古代-新太古代(2.91~2.50Ga)为华北克拉通南部太古宙地块最主要的形成时期(图 5d)，中条山的涑水杂岩、登封地区的登封杂岩和安沟群、鲁山地区太华杂岩片麻岩系以及小秦岭地区华山和崤山地区部分深成侵入岩都形成于这一时间段(Diwu et al., 2016及所引参考文献)。这一时期花岗岩呈现规律性变化：中太古代晚期至新太古代早期(2.9~2.7Ga) TTG岩石主要以英云闪长岩占主导; 而至新太古代末期(2.6~2.5Ga)花岗闪长岩大规模出现，同时伴有壳熔富钾壳源花岗岩，如二长花岗岩和正长花岗岩也广泛分布，反映至新太古代末期陆壳已有相当厚度，其成熟度也日益增加(万渝生等, 2017)。此外，南部~2.5Ga变质事件识别以及以及深熔作用的发生都标志着南部太古宙陆块于太古宙末期已经基本形成。大规模陆壳形成使得类似现今板块构造体制的在华北克拉通可能已经启动(Zhao, 2007; 万渝生等, 2017)。
和全球其他典型克拉通一样，华北克拉通除南部地块外，其他地方也经历了2.45~2.20Ga岩浆-构造演化的静寂期(翟明国, 2011)。如图 5c和图 6所示，华北克拉通南缘尤其是小秦岭地区2.45~2.20Ga(峰期~2.31Ga)岩石以及同时期相伴生的岩石具有从较正至较负的变化颇大的εHf(t)值和εNd(t)值，表明2360~2240Ma的岩浆活动既有古老陆壳物质的再循环，同时也有一定量的新生幔源地壳物质的添加，而具有此类同位素地球化学特征的岩石往往形成于安第斯大陆边缘弧环境或者岛弧环境，如前所述，我们推测可能是与华北克拉通南部太古宙陆块和其他陆块汇聚-碰撞相关。
孙勇(1982a, 1985)最早提出鲁山太华杂岩的表壳岩系(原上太华群)原岩以碳酸盐岩、碎屑岩、半粘土岩为主的沉积岩为主，夹有基性-中酸性火山岩，具有典型孔兹岩建造特征；推测其形成于较稳定陆缘浅海区陆壳内拗陷或裂陷带中(孙勇, 1982a; 卢良兆等, 1996)。根据之前所述，现今我们可以将鲁山太华杂岩表壳岩系形成年龄可较精确地限定在2.23~2.13Ga。Diwu et al. (2014)根据对小秦岭地区和鲁山太华杂岩上部岩石组合对比、年代学以及构造地质学等综合分析，提出华北克拉通南部在古元古代(2300~1970Ga)曾为一个呈东西向展布的孔兹岩带。且太华表壳岩系可与其北部中条地区绛县群、中条群、登封地区的嵩山群对比(孙大中和胡维兴, 1993; 第五春荣等, 2008; 万渝生等, 2009; 刘玄等, 2015)。
至古元古代晚期(1.97~1.80Ga)，如表 1和表 2所示，无论是鲁山地区，还是小秦岭地区的太华杂岩中的深成侵入岩，还是其表壳岩，都发生了强烈的变质和变形，其变质作用为高角闪岩相，局部为麻粒岩相，并伴随壳熔花岗岩形成和强烈的混合岩化。此外，这些基底杂岩均记录了包含近等温降压退变质片段的顺时针变质P-T轨迹，且此过程和华北克拉通中部恒山-五台-阜平变质杂岩类似(Qian et al., 2017)，经历了一个漫长的变质演化过程，时限跨度至少达150Ma。其结果使得华北完成最终的克拉通化，形成现今的基本构造格局。
综上所述，我们将华北克拉通南部太古宙陆块形成和演化划分为5个重要的阶段：1)冥古宙-始太古代初始陆核形成时期；2)中太古代-新太古代陆壳快速形成时期；3)古元古代早期(~2.31Ga)岩浆作用异常活跃时期；4)古元古代(2.30~1.97Ga)陆内拉伸-破裂时期；5)古元古代末期(1.97~1.80Ga)南部太古宙陆块与华北克拉通其他陆块最终拼合时期。
致谢 衷心感谢万渝生研究员、吴春明教授、张华锋副教授和杜利林研究员审阅本文并给予了宝贵的修改意见。
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