岩石学报  2018, Vol. 34 Issue (4): 1019-1057   PDF    
华北克拉通古元古代地层划分与对比
杨崇辉1 , 杜利林1 , 宋会侠1 , 任留东1 , 苗培森2 , 路增龙1     
1. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
2. 中国地质调查局天津地质调查中心, 天津 300170
摘要:华北克拉通古元古代地层分布广泛,主要集中于胶辽吉带、中部带和西部孔兹岩带三个带状区域。近年来华北克拉通古元古代地层研究取得了很大的进展,根据作者的研究和前人的大量工作,本文对华北克拉通主要的古元古代地层的组成、时代、形成的构造背景等进行了总结。发现华北克拉通古元古代底部2.47~2.35Ga间的地层普遍缺失,反映了华北克拉通地质演化历史上的一个静寂时期。~2.3Ga在华北克拉通中条山及鲁山等地发育了少量的冷口变质火山岩以及上太华岩群变质地层。大量的年代学资料表明华北克拉通以往认为时代大致始于2.5Ga的滹沱群、甘陶河群、辽河岩群、绛县群、中条群等众多地层实际年龄多集中在2.2~1.9Ga之间,而且大多数地区所划分的不同的古元古代地层在时间上是并置或叠合的,没有新老或上下关系,仅在中条山地区和五台地区的古元古代地层具有从老到新连续演化的特征。目前,古元古代早期2.4~2.3Ga的地层研究程度还不高,形成的构造背景存在岛弧和裂谷两种不同的认识,我们倾向于活动大陆边缘环境,推测在鲁山-华山-中条山-吕梁山一带存在古元古代早期的岛弧与活动大陆边缘的相互作用。2.2~1.9Ga这一阶段的地层除孔兹岩系外,通常为变质火山-沉积岩系,且火山岩基本都具有双峰式火山岩特征,表明它们应该形成于伸展环境,但对伸展的机制还存在裂谷与弧后盆地的争议,根据作者等的工作本文倾向于它们形成于陆内裂谷环境,反映了华北克拉通可能从2.2Ga开始经历了强烈的伸展活动,最终导致了原有基底的裂解。
关键词: 古元古代     地层     地层划分     裂谷     岛弧     构造背景     华北克拉通    
Stratigraphic division and correlation of the Pleoproterozoic strata in the North China Craton: A review
YANG ChongHui1, DU LiLin1, SONG HuiXia1, REN LiuDong1, MIAO PeiSen2, LU ZengLong1     
1. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
2. Tianjin Center, China Geological Survey, Tianjin 300170, China
Abstract: Paleoproterozoic strata are widely distributed in the North China Craton and mainly concentrated in three belts of the Jiao-liao-Ji Belt, Central Belt (Trans-North China Orogen) and western Khondalite Belt. In recent years, great progresses have been made on the Paleoproterozoic stratigraphic research of the North China Craton. Based on previous work and new data, this paper summarizes the main Paleoproterozoic strata in the North China Craton, including the composition, formation age and tectonic setting. There is a general lack of strata of ca. 2.47~2.35Ga, reflecting a Paleoproterozoic quiescence with a shutdown in magmatic activity in the North China Craton. A few stratums of~2.3Ga, including the Lengkou meta-volcanic rocks and metamorphic strata of the Upper Taihua Complex Group, were found in the Zhongtiao Mountains and Lushan area. Geochronological data indicate that the formation ages of Paleoproterozoic strata of the North China Craton, such as the Hutuo Group, Gantaohe Group, Liaohe Group, Jiangxian Group and Zhongtiao Group, are mostly concentrated in the age range of 2.2~1.9Ga. Moreover, different Paleoproterozoic strata in most areas are juxtaposed or overlapped in formation age; there is no relationship between old and new or up and down. Only the Paleoproterozoic strata in the Zhongtiao Mountains area and Wutai area show continuous evolution from old to young. At present, the strata of 2.4~2.3Ga in the Early Paleoproterozoic have not been identified. There are two different opinions on the tectonic setting of island arc and rift; we consider that an active continental margin environment was more believable. It is presumed that the interaction between the Early Paleoproterozoic arcs and active continental margin occurred in the Lushan-Huashan Moutain-Zhongtiao Moutain-Lüliang Mountain area. The strata of 2.2~1.9Ga are usually metamorphic volcano-sedimentary rocks rather than khondalite series, and the volcanic rocks are basically characterized by bimodal volcanic rocks, indicating that they should be formed in the extension environment, but the mechanism of extension (rift or back-arc basin) is still debatable. We tend to an intracontinental rift environment. This means that the North China Craton might undergo a strong extensional activity from 2.2Ga, eventually leading to dissociation of the original basement.
Key words: Paleoproterozoic     Strata     Stratigraphic Division     Rift     Arc     Tectonic Setting     North China Craton    

时空格架是地质研究的重要基础,时间维度对地质科学具有特殊的意义,而地层就是地质演化过程研究最有效的时间载体。由于前寒武纪,特别是早前寒武纪岩石往往缺少化石记录,普遍遭受强烈改造,使得可参照的自然界限/面非常有限,从而使前寒武纪地质年代和地层划分与显生宙有很大的不同,划分的依据主要是某些重要的地质事件所对应的同位素年龄记录。这是目前早前寒武纪地质年代和地层划分存在不同方案和较大争议的主要原因。

近年来前寒武纪地层和年代学研究取得了很大的进展。随着先进定年技术的应用,使得原有层界的年代学资料不断完善,促进了新的地质年代表(Geological Time Scale, 简称GTS)和国际地层表(International Stratigraphic Chart, 简称ISC)的不断推出,如GTS2004、GTS2008、GTS2012、GT 2016等,国际地层委员会每年都会更新推出新的ISC版本(ISC 2008~ISC 2017,http://www.stratigraphy.org/index.php/ics-chart-timescale)。新的研究思路是将早前寒武纪地层及年代划分和地球系统巨变密切结合,促使全球前寒武纪研究工作提升到地球系统科学的层面和高度(Ogg et al., 2016; 梅冥相, 2016)。人们对早前寒武纪年代划分和地层的研究已开始更加注重地质体本身的内涵,而不仅仅是依据人为划定的绝对年龄值,如Gradstein et al.(2004, 2012)等建议以关键事件(Key event)作为地层分界的标志,以便对早前寒武纪年代分界和地层划分更加客观。Van Kranendonk et al. (2012)以及Ogg et al. (2016)等尝试以显生宙地层金钉子(GSSP)的方法标定前寒武纪地层的界限,提出了一些潜在性的GSSP,建议了新的前寒武纪地质年代划分方案(Precambrian Time Scale)。新太古界-古元古界地层除了绿岩、不整合等传统的研究外,还要充分考虑地球系统中的其他重要记录和标志,如特定表壳岩的最早出现、稳定沉积盆地的形成、宏观化石的首现、大陆溢流玄武岩的出现、干酪根碳同位素异常的首现、Hamersley型BIF的出现、大氧化事件、红层的出现、δ13C正向漂移事件、巨型放射性岩墙群的出现、冰川沉积的开始、撞击事件、超大陆的汇聚,等等。

Gradstein et al. (2004)认为太古宙与元古宙间的26~23亿年是地球演化的一个重要的跃迁期/转折期,并以巨型铁建造和红层的出现作为底、顶界限。而Van Kranendonk et al. (2012)建议的ISC2012则将原来古元古代的成铁纪(2500~2300Ma)划归太古宙,界限设定在2630~2420Ma,以2420Ma作为太古宙与元古宙的分界年龄,该界限代表了全球最大规模BIF的顶界和最早全球性冰期(休伦冰期)的底界。但到目前为止国际地层委员会尚未采用这一方案,仍以2500Ma作为太古宙与元古宙的分界年龄(ISC 2017)。这一重要的分界年龄主要来自于早期太古宙与元古宙不整合界面的K-Ar测年数据的综合分析,人为给定了一个整数的年龄值,并无直接地质证据。这就割裂了前寒武纪岩石记录与地球演化过程之间的内在联系(陆松年等, 2005a, b, 2006; Ogg et al., 2016; 梅冥相, 2016),没有反映出太古宙到元古宙这样一个全球性巨变的演化特征,实际上在全球不同地点从活动的太古宙过渡到有稳定岩石圈的元古宙并不都在一个统一的时间点,而是穿时的。在目前还存在争议的情况下,我们以正式通过的国际地质年表为准,但目前在缺乏明确的古元古代底部地层情况下,根据我们的研究和前人已有的工作,结合我国的实际情况,建议将太古宙与元古宙的界限大致放在24.7亿年左右,以华北克拉通太古宙末期普遍存在的A型钾质花岗岩的最小年龄为主要标识,标志太古宙岩浆演化旋回的结束,开始形成刚性克拉通,不必非以一个25亿的整数值,截然地划分太古宙和元古宙(赵宗溥, 1993; 杨崇辉等, 2015a)。如冀西北、冀东、辽西以及太行山等地区的岩石形成年龄及变质年龄从新太古代晚末期一直可延续到24.7亿年,个别甚至可以到24.5亿年(刘树文等, 2002; Yang et al., 2008; Nutman et al., 2011; Shi et al., 2012; 杨崇辉等, 2015a; 李伦等, 2017),但显然这些岩浆活动和变质作用都属于太古宙末期地质演化的组成部分,而不能依据它们小于25亿年而机械地划为元古宙事件或地层。

对于古元古代与中元古代之间的年代分界还存在很大的争议,国际地质年表GTS2004-GTS2017将该事件定性为全球第一个超大陆的最终闭合时间,时间设定在16亿年。我国根据长城系底界的年龄(推测为18亿年),一直以18亿年为古/中元古分界年龄(陆松年, 1999, 2002a, b, 2006;陆松年等, 2005a, b; 苏文博等, 2012苏文博,2014)。Gradstein et al. (2004)建议的国际地层表采纳了我国以18亿年做为划分古元古代与中元古代的界限,但是对于这期事件的性质却存在不同认识。Gradstein et al. (2004)认为该事件为全球第一个超大陆的最终闭合时间,其主要依据全球不同地段克拉通的高压麻粒岩的形成年龄集中在2.1~1.8Ga的年代学资料推断的。但是也有些学者,依据同期或稍后某些克拉通内出现的大规模基性岩墙群,认为当时陆壳很可能处于一种拉张的环境(李江海等, 1998; 翟明国等, 2001, 翟明国, 2004; 翟明国和彭澎, 2007; Zhao et al., 2009; Peng et al., 2012; Peng, 2015; Wang et al., 2013)。正式通过的国际地层表ISC2012~2017版仍将16亿年做为古元古代与中元古代的分界年龄。Van Kranendonk et al. (2012)建议的GTS2012将还原相硫化物首次出现的1782Ma作为该界限年龄,接近于我国地层表一直坚持的1800Ma。Peng et al. (2012)根据密云岩墙群的年龄推测长城系的底界年龄为1730Ma。近年来的研究发现中元古界长城系底部的常州沟组不整合覆盖在环斑花岗岩脉之上,而环斑花岗岩脉发育古风化壳,其年龄为1682~1708Ma(李怀坤等, 2009, 2010, 2011; 和政军等, 2011a, b),与密云环斑花岗岩主体的形成年龄1685Ma(高维等, 2008)基本一致。李怀坤等(2011)测得花岗斑岩脉锆石ICP-MS U-Pb年龄为1673±10Ma,认为长城系的底界年龄很可能接近于1650Ma。高林志等(2008)测得长城系大红峪组中火山岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为1626±9Ma。基于上述年龄数据,一些学者建议可以将华北克拉通中元古界底界年龄限定在1.68~1.63Ga之间,最有可能接近于1.65Ga(高林志等,内部资料)。总之,现有的研究表明长城系的底界年龄小于18亿年,如果以18亿年作为划分古-中元古界的年龄,仍以长城系的底界作为划分古-中元古界的标志显然是不适合的。但在华北克拉通内还发育有熊耳群等火山-沉积岩系,该套地层的年龄接近于1.8Ga,与之可对比的西洋河群、汉高山群和小两岭组火山岩等时代也都接近于1.8Ga,所以有学者认为以1.8Ga作为古-中元古代分界仍是合理的,只不过中元古的底界应以熊耳群及与之对应的地层作为划分标志(乔秀夫和王彦斌, 2014; 赵太平等, 2015)。目前对该分界年龄代表的地质意义还存在争议,一些学者认为从熊耳群等地层的岩石组合和岩石性质看,其形成的构造背景应为裂谷环境,所以该分界年龄应该是超大陆开始裂解的时间。而有些学者认为熊耳群岩浆活动具有岛弧性质,该年龄代表了超大陆的会聚时间。本文仍使用1.8Ga作为古元古代和中元古代的分界年龄,以熊耳群及与之对应的地层作为中元古代的底界。

古元古代是地球历史上最重要的一个转折时期,华北克拉通不同地区发育有大量的古元古代地层。这些地层不但记录了这一转折过程的重要信息,而且也伴随着铁、铜、金、硼、石墨等重要矿产的形成,是我国重要的成矿时期。作者等近年来对绛县群、中条群、界河口岩群、吕梁群、岚河群、野鸡山群、滹沱群、甘陶河群、湾子群、官都群、辽河岩群、集安岩群等古元古代地层或原划为古元古代的地层进行过研究,本文重点对这些地层的组成、时代、变质变形及形成的构造背景等进行简单介绍,结合前人的研究工作提出华北克拉通古元古代地层划分对比的建议,建立基本的年代格架(表 1)。

表 1 华北克拉通古元古代主要地层划分对比方案 Table 1 Stratigraphic division and correlation of the Pleoproterozoic strata in the North Craton
1 华北克拉通古元古代地层分布

华北克拉通古元古代地层主要集中于三个带状区域,以往多称之为古元古代活动带,现今更多地称为造山带或构造带。东部的胶辽吉带由南而北分布有皖北的凤阳群,胶东的荆山群和粉子山群,辽东南地区的南、北辽河岩群,吉南地区的集安群和老岭群等。中部带由北而南分布有冀西北-内蒙地区的丰镇岩群(上集宁岩群)、红旗营子岩群(原红旗营岩群中属于古元古代的部分)以及化德群等,五台地区的高凡亚群、滹沱群等,太行山地区的湾子岩系/湾子群、甘陶河群,吕梁山地区的界河口岩群、吕梁群、野鸡山群、岚河群及黑茶山群等,中条山地区的绛县群、中条群、担山石群以及冷口变质火山岩等,豫西的嵩山群和上太华岩群等。西北部的大青山-乌拉山-贺兰山-千里山孔兹岩带分布有上集宁岩群、上乌拉山岩群、千里山群和贺兰山群等,详见图 1(Zhai and Santosh, 2011, 2013; 翟明国和彭澎, 2007; 翟明国, 2011; 杨崇辉等, 2015a; 刘福来等, 2015)。

图 1 华北克拉通古元古代活动带分布图(据Zhai and Santosh, 2011) Fig. 1 Sketch map showing the distribution of Paleoproterozoic orogenic belts in the North China Craton (after Zhai and Santosh, 2011)

需要指出的是,程裕淇(1990)主编的1:500万中国地质图说明书指出“对由于构造复杂或受到高度混合岩化作用的影响,或强烈花岗质岩浆活动的干扰,或出露不全,因而无法建立完整层序的表壳岩系”称为“岩群(Group Complex)”,相当于群一级的岩石-构造地层单位,而对由成层无序或层状无序的一种或几种岩石的组合构成的组级岩石-构造地层单位称为“岩组(Association)”以区别于能正式建立完整、可信层序的“群”和“组”。此后,区域地质调查工作中,“岩群”和“岩组”概念被广泛应用于那些具有一定共性而部分或全部成层无序或顶底不全或顶底无法确定的表壳岩系,如“界河口岩群”、“辽河岩群”、“集安岩群”及其组成单位“蚂蚁河岩组”、“荒岔沟岩组”和“大东岔岩组”等等。但在实际学术交流或相关论著出版中,有些本属于“岩群”或“岩组”范畴的地层,习惯使然仍多数称之为“群”或“组”,需要注意其内涵。

2 中条山地区古元古代地层

中条山呈北东-南西走向,处在华北克拉通“中部带”的南缘,西邻鄂尔多斯盆地,南接秦岭造山带。主要由早前寒武纪变质侵入岩和表壳岩组成,蕴藏有丰富的矿产资源,是我国重要的铜资源基地,亦是我国前寒武纪地质研究的经典地区之一。尽管目前还存在许多不同的认识,但将中条山地区的早前寒武纪地层划分为新太古代西姚表壳岩、古元古代冷口变质火山岩、古元古代绛县群、古元古代中条群及担山石群(图 2),已为多数学者所认同。中条山地区古元古代各地层单位间的关系目前还有不同的认识,苗培森和赵凤清(2013)认为绛县群横岭关亚群和铜矿峪亚群、中条群下亚群和上亚群、担山石群、宋家山群、银鱼沟群等,呈推覆构造形成的堆垛地层系统,各群之间为断层接触。

图 2 中条地区地质简图(据赵凤清, 2006; 刘树文等, 2007) Fig. 2 Geological sketch map of the Zhongtiao area (after Zhao, 2006; Liu et al., 2007)
2.1 冷口变质火山岩

冷口变质火山岩是我国出露少有的古元古代早期地层,主要出露于中条山绛县冷口村-烟庄村之间几条冲沟内,出露面积不足10km2(赵凤清, 2006)。推测黄土覆盖之下应该是连续分布的冷口变质火山岩。

冷口变质火山岩是一套高绿片岩相-低角闪岩相的变质岩石组合,其西侧被第四系覆盖,南侧被英云闪长质片麻岩所侵入。主要岩石是变质基性火山岩,岩性以角闪片岩为主,包括少量黑云片岩、角闪黑云片岩、绿泥黑云片岩、方柱黑云片岩以及绢云石英片岩等。在变质基性火山岩中,夹有少量变质英安岩、晶屑凝灰岩等。山西地质局214队(1984)的1:5万绛县幅地质图将冷口变质火山岩定为太古宇的涑水岩群冷口组。但从实际情况看,冷口火山岩由于已遭受强烈变质变形作用改造,顶底不清,因而其原始层序较难恢复,加之研究程度较低,时代较特殊,尚未达到建组的条件,暂称为冷口(变质)火山岩为宜(赵凤清, 2006)。

① 山西地质局214队.1984. 1:5万绛县幅地质调查报告

起初,冷口火山岩与涑水杂岩的时代一并归为太古宙。孙大中等(1991)对冷口变质火山岩中的变质中酸性火山岩进行了离子探针测试,获得了2333±5Ma和2440~2560Ma两组不同的年龄结果,认为2333±5Ma代表了火山岩锆石的结晶年龄,而2440~2560Ma代表了捕获或继承性锆石的年龄。我们采取冷口变质基性火山岩(角闪片岩)进行了定年,锆石大都具有密集的震荡环带,显示酸性岩浆锆石的特征,应该为基性岩浆上升过程中捕获围岩的锆石,结果显示它们具有近一致的年龄,位于谐和线上数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2508±7Ma,应代表了岩浆捕获围岩锆石的年龄(杨崇辉等, 2015a)。我们对发现的冷口变质基性火山岩中的酸性火山岩夹层进行了定年(见电子版附表 1)。样品为黑云石英片岩,糜棱岩化强烈,黑云母多已转变成了绿泥石。样品中多数锆石具有密集的震荡环带,部分为自形柱状,部分颗粒外形溶蚀圆化,大多具有狭窄甚至不连续的亮边,应为变质增生边。这类外形圆化的锆石测点多数位于谐和线上,部分发生了铅丢失,但可以很好地拟合成一条不一致线,采用谐和线上7个数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2501±11Ma,与基性火山岩中捕获的锆石年龄在误差范围内一致。有2个岩浆锆石的测点(3.1和10.1)位于谐和线上,207Pb/206Pb加权平均年龄为2315±27Ma(图 3),应代表了冷口变质火山岩的形成年龄。冷口变质火山岩及其同期形成的侵入岩类的具有一定的岛弧和碰撞构造特征(赵凤清, 2006; 杨崇辉等, 2015a),推测形成于古大陆边缘。

附表 1 锆石SHRIMP U-Pb分析数据 AppendixTable1 SHRIMP zircon U-Pb isotopic data

图 3 冷口变质酸性火山岩锆石U-Pb谐和图 Fig. 3 U-Pb concordia for zircon from the Lengkou metamorphic acid volcanic rocks
2.2 绛县群

绛县群主要分布于绛县横岭关-垣曲县铜矿峪一带以及上玉坡-胡家峪背斜的核部(图 2)。绛县群由白瑾(1962)命名建立(金文山等,1996),自下而上划分为平头岭组、横岭关组和铜矿峪组,归属为太古宇地层。中条山铜矿地质编写组(1978)将该套地层划归古元古界。山西地质局214队(1984)将横岭关组改称铜凹组,与平头岭组合并称为横岭关亚群。将原铜矿峪组升格为铜矿峪亚群,自下而上依次为后山村组、园头山组、竖井沟组、西井沟组和骆驼峰组等5个岩组,两个亚群构成了绛县群,时代归为太古宙。山西省区域地质志(山西省地质矿产局, 1989)将绛县群改称为绛县超群中的上绛县群,自下而上分为平头岭组、横岭关组、圆头山组、铜矿峪组,归上太古界。孙大中和胡维兴(1993)仍将其称为绛县群,沿用上述四分方案,归古元古界(金文山等, 1996)。

横岭关亚群平头岭组主要为灰白色细粒石英岩。前人认为平头岭石英岩与涑水杂岩为沉积不整合关系。据我们的观察,平头岭组底部没有明显的不整合特征,从现存的关系看平头岭组石英岩与涑水杂岩为构造接触关系。横岭关亚群铜凹组(相当于原横岭关组),以绢云片岩和云母片岩为主,局部夹斜长角闪岩,原岩主要是泥质-半泥质岩,变质程度为高绿片岩相。

铜矿峪亚群后山村组由石英岩和绢英岩构成,偶含砾石。与下伏铜凹组呈平行不整合接触,与上覆圆头山组呈整合接触。铜矿峪亚群圆头山组底部为石英岩,含少量砾岩,向上为含有较多凝灰质成分的绢英片岩和绢云片岩,原岩为砂岩-火山沉积岩组合。铜矿峪亚群竖井沟组以变质富钾酸性火山岩为主,岩性包括变质流纹岩、变玻基斑岩和变质流纹质凝灰岩、变火山角砾岩,底部夹有石英岩薄层透镜体。铜矿峪亚群西井沟组主要为变质基性火山岩,已变质为黑云片岩和绿泥片岩,变余气孔-杏仁构造发育。铜矿峪亚群骆驼峰组主要为酸性火山凝灰岩和半泥质岩沉积,伴有熔岩喷发和次火山岩的侵入。铜矿峪亚群骆驼峰组为中条山主要含铜层位之一,矿床主体与酸性火山-侵入杂岩有密切的关系。

绛县群的时代归属多年来一直存在较大争议,白瑾等(1997)徐朝雷等(1994)以及1:5万绛县幅地质图(山西地质局214队,1984)等认为绛县群的形成时代为新太古代。孙大中等(1991)对胡家峪背斜核部的绛县群铜矿峪组变质流纹质凝灰岩进行了锆石SHRIMP U-Pb测年工作,获得了2115±6Ma(14点)、2530±3Ma(10点)和2770±16Ma(1点)3组年龄。其还用TIMS方法测得铜矿峪变流纹质凝灰岩的锆石U-Pb年龄为2166±1Ma。孙大中等(1991)孙大中和胡维兴(1993)认为2100~2200Ma代表了绛县群火山岩的结晶年龄,而较老的年龄为继承和/或捕获锆石的年龄信息。赵凤清(2006)测得铜矿峪组变质流纹岩锆石SHRIMP年龄为2273±18Ma。李宁波等(2013)用LA-ICP-MS方法测得铜矿峪变石英二长斑岩的锆石U-Pb年龄2117±13Ma。刘玄等(2015)对绛县群铜凹组斜长角闪岩进行了离子探针锆石U-Pb测年,锆石普遍铅丢失较为严重,谐和线上没有数据点,不一致线的上交点年龄2189±120Ma,误差很大。他们认为绛县群形成于2160~2190Ma间。杨崇辉等(2015b)通过SHRIMP测试获得铜矿峪骆驼峰组变质石英斑岩/流纹斑岩的207Pb/206Pb加权平均年龄为2179±7Ma, 竖井沟组变质酸性火山岩锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为2142±11Ma(图 4)。因此,可以限定铜矿峪亚群大致形成于2180~2140Ma。根据地质、地球化学特征,骆驼峰组酸性火山岩形成于大陆边缘由挤压向伸展过渡的环境,竖井沟组变质酸性火山岩具有A2型花岗岩的特征,西井沟组变质基性火山岩的原岩为受陆壳混染的大陆玄武岩,二者构成了双峰式火山岩,共同形成于造山后的伸展阶段。根据构造演化关系,并结合同位素年龄,我们认为骆驼峰组变质石英斑岩/流纹斑岩的层位应位于竖井沟组变质酸性火山岩之下,铜矿峪亚群由下而上的顺序应为后山村组、圆头山组、骆驼峰组、西井沟组和竖井沟组,但这还需要进一步研究证实(杨崇辉等, 2015b)。在铜矿峪地区铜矿峪亚群地层由下而上从后山村组、圆头山组、骆驼峰组、西井沟组到竖井沟组等地层由北而南依次分布,而这些地层的残余成份层及片理总体均向北西倾,所以现今该套地层应是倒转分布的。

图 4 绛县群变质酸性火山岩锆石U-Pb谐和图(据杨崇辉, 2015b) (a)骆驼峰组变质酸性火山岩;(b)竖井沟组变质酸性火山岩 Fig. 4 U-Pb Concordia for zircons in metamorphic acidic volcanic rocks from the Jiangxian Group (after Yang et al., 2015b)

考虑到铜矿峪亚群之下横岭关亚群铜凹组斜长角闪岩2189Ma的年龄(刘玄等, 2015),我们大致可以限定绛县群形成于2200~2140Ma。

2.3 中条群

中条群在中条山地区广泛出露,构成中条山脉中段的主体,主要分布在闻喜-垣曲一带,北东-南西延长近百千米,最宽达15km(见图 2)。中条群由王植和闻广(1957)创名,下部主要是一套陆源碎屑-碳酸盐岩沉积建造,上部主要是片岩、石英岩夹大理岩。近年来,中条群的层序划分基本取得了共识,分为上下2个亚群共8个组,由下至上依次为下亚群的界牌梁组、龙峪组、余元下组、篦子沟组和余家山组及上亚群的温峪组、吴家坪组和陈家山组。下亚群5个组在北部地区大量发育,而上亚群3个组仅出露在南部地区。

中条群下亚群主要为一套陆源碎屑-碳酸盐岩沉积建造,底部界牌梁组是中条群底部的标志层,出露宽度不大,但延伸稳定。界牌梁组由变质砾岩(图 5a)、变质含砾长石石英砂岩、变质长石石英砂岩和石英岩(图 5b)等组成。界牌梁组底部砾岩的砾石成分与涑水杂岩相似,而与其下伏的绛县群的组成明显不同。龙峪组以青灰色变质砂岩和板岩为主,夹少量钙质千枚岩、长石石英岩,顶部则以大理岩为主。余元下组主要为含电气石变斑晶的白云石大理岩和方柱石大理岩夹少量板岩,顶部大理岩含有较多的金云母。篦子沟组岩性较为复杂,是中条山主要含铜岩系之一。篦子沟组主体为黑色炭质片岩及十字石榴绢云片岩,夹薄层不纯大理岩、斜长角闪岩等。从岩石组合特点上篦子沟组可以划分为两部分,下部为黑云石英片岩、二云片岩、十字石榴绢云片岩夹薄层不纯大理岩(图 5c)、斜长角闪岩(图 5d)等,局部见有变质酸性火山岩的夹层(图 5e);上部为富碳黑色片岩夹不纯大理岩和钠长浅粒岩。余家山组是中条群分布最为广泛的一个地层单位,下段为青灰色、灰白色条带状大理岩为主(图 5f),夹深灰色板岩-粉红色白云质大理岩及少量绢云片岩(图 5g)。在灰白色条带状大理岩中常可以见到不对称的复式褶皱,并见有叠层石(图 5f)。上段以灰红色-粉红色厚层白云石大理岩为主,含自形四方柱状的方柱石变斑晶(图 5h)。

图 5 中条群野外照片(说明详见正文) Fig. 5 Outcrop photographs of the Zhongtiao Group in Zhongtiao Mountains (see text for illustration)

中条群上亚群主要出露于中条山南段,分布范围有限,下部温峪组岩性为绢云片岩和含铁白云质大理岩,局部夹十字云母片岩,与余家山组为平行不整合接触。中部吴家坪组为淡红色薄层含长石石英岩,偶夹黑色板岩和砂质白云石大理岩,顶部以青灰色含铁石英岩与陈家山组分界。陈家山组岩性以绢云片岩、绢云石英片岩为主,顶部有含石榴绢英片岩,与担山石群呈断层接触(赵凤清, 2006)。

中条群可以鉴别出3期变质矿物的共生组合,与绛县群基本一致,说明两者经历了相同变质热事件。

关于中条群的沉积时代,已有初步的研究,但还没有准确限定。孙大中和胡维兴(1993)曾获得中条群篦子沟组底部角闪变粒岩(原岩为变英安质凝灰岩)的单颗粒锆石U-Pb年龄为2059±5Ma,故推测中条群形成于~2060Ma。Li et al. (2011a)曾对中条群中长石石英岩中的碎屑锆石进行了LA-ICP-MS测年,所获得的年龄在2132~2784Ma之间,限定中条群形成时代应在2100Ma之后。Liu et al. (2012a)根据中条群底部界牌梁组石英岩和上部吴家坪组绢云母石英岩碎屑锆石最小年龄值分别为2165Ma和1848Ma,限定中条群大致形成于2160~1850Ma左右,时间跨度较大。刘玄等(2015)获得篦子沟组底部与余元下组接触部位斜长角闪岩的锆石U-Pb不一致线上交点年龄为2086±68Ma,结合篦子沟组酸性火山岩2059±5Ma的年龄(孙大中和胡维兴, 1993),认为中条群应形成于较2060~2090Ma。

我们对中条群底部的界牌梁组石英岩进行了LA-ICP-MS锆石年龄测定。测年样品ZT11-1为灰白色中细粒石英岩,风化面为黄白色(图 5b),锆石外形为米粒状或卵圆形,为典型的经过搬运磨蚀的碎屑锆石。阴极发光图像显示绝大多数锆石具有密集的震荡环带,应来自酸性岩浆岩,少数具有杉树叶状结构以及灰白色无环带结构,应为变质锆石,但其外形轮廓也为米粒状或卵圆形,明显经过磨蚀(图 6)。所以从锆石特征看,该石英岩源区物质主要为酸性岩浆岩和少量变质岩类。我们随机测试了70粒锆石,锆石207Pb/206Pb年龄最大值为2882Ma,最小值为2453Ma(见电子版附表 2图 7a)。其中有21颗锆石年龄在2884~2600Ma之间, 峰值在2760Ma(图 7b),有47颗锆石年龄在2600~2500Ma之间(图 7b),最大峰值为2520Ma(图 7b)。说明源区岩石主要为~2.7Ga和~2.5Ga两期新太古代的岩浆岩,而新近的研究表明涑水杂岩以~2.5Ga的TTG片麻岩为主,并陆续鉴别出一些~2.7Ga的TTG质片麻岩(Zhu et al., 2013; 张瑞英和孙勇, 2017),与该样品的锆石年龄及成因可以对应,所以我们推测界牌梁石英岩的物质来源应为涑水杂岩及其内部的少量表壳岩,尽管现今的产状是中条群位于绛县群之上,但锆石年龄谱表明绛县群并没有为其提供明显的物源,这从另一个方面说明中条群与绛县群应是后期构造使它们并置在一起的,他们并不是典型的上下层位关系。

图 6 中条群界牌梁组石英岩(ZT11-1)锆石CL图像(比例尺为100μm) Fig. 6 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from quartzite (ZT11-1) from the Jiepailiang Formation of the Zhongtiao Group

附表 2 LA-ICP-MS锆石U-Pb分析数据 AppendixTable2 LA-ICP-MS U-Pb zircon isotopic data

图 7 中条群界牌梁组石英岩(ZT11-1)锆石U-Pb谐和图(a)和年龄直方图(b) Fig. 7 U-Pb concordia (a) and age histogram (b) for zircons from quartzite (ZT11-1) from the Jiepailiang Formation of the Zhongtiao Group

我们还采集了篦子沟组中具有自形长石斑晶的酸性火山岩进行了SHRIMP U-Pb锆石测年。锆石以柱状为主,CL图像为灰色多具有板状环带的锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为2139±10Ma(附表 1图 8),代表了篦子沟组酸性火山岩的形成年龄。另一类锆石CL图像为灰白色,具有密集的震荡环带,部分颗粒为圆粒状,其年龄多在2520Ma左右,还有2个数据点为~2.7Ga(图 8),它们代表了残留或捕获锆石的年龄,也与涑水杂岩的年龄普一致(Zhu et al., 2013; 张瑞英和孙勇, 2017)。根据篦子沟组酸性火山岩形成年龄为2139±10Ma,可以限定中条群底部年龄大致始于2140Ma,比绛县群略为年轻,根据孙大中和胡维兴(1993)获得的篦子沟组酸性火山岩2059±5Ma的年龄,大致可以限定中条群形成于2140~2059Ma。准确的上限年龄还有待进一步工作。

图 8 中条群篦子沟组变质酸性火山岩(ZT91-1)锆石U-Pb谐和图 Fig. 8 U-Pb concordia for zircons from metamorphic acidic volcanic rock (ZT91-1) from Bizigou Formation of the Zhongtiao Group
2.4 担山石群

担山石群呈北北东向的狭长带状分布于中条群及绛县群的东侧,以角度不整合覆盖于绛县群和中条群之上,其与东侧西阳河群多为构造接触关系。担山石群为一套很浅变质的砂砾岩组合。由下至上划分为周家沟组变质砾岩、西峰山组变质砂岩及沙金河组变质含砾砂岩。周家沟组变质砾岩的砾石多为次滚圆状,砾石大小悬殊(几厘米到五十厘米),分选差。砾石成分复杂,以变质长石砂岩砾石为主,还见有石英岩、花岗岩、片麻岩、片岩、变质基性火山岩、变质酸性火山岩等成分的砾石。变质砂岩及含砾砂岩层理、交错层理等沉积构造保存完好,变质含砾砂岩中的砾石较为简单,多为白色的石英岩且磨圆较好,砾径多为2~5cm。担山石群这套岩石组合为典型的磨拉石建造。Liu et al. (2012a)通过碎屑锆石年龄限定其最大沉积年龄为~1848Ma,而担山石群又被1.78Ga西洋河群火山岩不整合覆盖(He et al., 2009),赵太平等(2015)综合研究认为熊耳群形成于1800~1750Ma,所以可以大致限定担山石群群形成于1840~1800Ma,与五台地区同为磨拉石建造的郭家寨(亚)群时限基本一致。

3 太华-登封地区古元古代地层

华北克拉通南缘登封-鲁山-华山一带出露有大量的前寒武纪变质杂岩。鲁山-华山一带的变质岩系称为太华杂岩,新进从其中解体出了古元古代的表壳岩系,称为上太华岩群。嵩山-淇山一带的变质岩系称为登封杂岩,其中古元古代地层为嵩山群。前人曾在登封杂岩的临汝地区划分过古元古代安沟群,杨崇辉等(2009)证实其为新太古代地层,应归属登封(岩)群。

3.1 上太华岩群/鲁山岩群 3.1.1 原太华群的分布及划分沿革

太华群最早由秦岭区测队于1959测制1:20万地质图时正式命名(丁莲芳,1996),并根据地质产状划分为上太华群和下太华群。原太华群是指断续出露于华北克拉通南缘的变质岩系(包括变质侵入岩和表壳岩),其西起陕西蓝田,向东从陇山、骊山,经小秦岭地区华山、潼关、灵宝、崤山等地区向东到洛宁熊耳山、鲁山至舞阳地区,再向东可能到皖北的霍邱和蚌埠地区,断续延伸近千公里。沈福农等(1978)在1:25000地质填图的基础上,将铁山岭向西沿荡泽河以南划分为太华群上亚群,由上而下包括雪花沟组、水底沟组和铁山岭组,荡泽河以北划分为太华群下亚群,包括上部的荡泽河组和下部的耐庄组,总称太古宙太华群(沈福农, 1994)。此后,一些单位和学者大体沿用这一方案(Zhang et al., 1985; 河南省地质矿产局, 1989; 沈福农, 1994)。涂绍雄(1996)将鲁山地区的太华群分为晚太古界的下部岩群(包括荡泽河组和铁山庙组)和早元古界的上部岩群(包括雪花沟组和水底沟组),认为上下两岩群之间存在不整合,建议将下部岩群称为太华群,而将时代较新的上部岩群命名为鲁山岩群。丁莲芳(1996)根据小秦岭太华群上亚群地层中微体化石特征,认为河南小秦岭一带的太华群上亚群应属古元古早期。杨长秀(2008)通过地质填图,在原太华群下亚群中解体出大量变质侵入体和TTG岩系,将原太华群重新划分为古元古界太华岩群(包括雪花沟组、水底沟组和铁山庙组)和新太古代荡泽河表壳岩,而原耐庄组全部以及原荡泽河组部分为正片麻岩,归入新太古代魏庄TTG岩系,认为古元古代太华群铁山岭岩组不整合于新太古代荡泽河岩组和TTG岩系之上(沈其韩和宋会侠, 2014)。为了避免太华群的歧义和名词混乱,沈其韩和宋会侠(2014)建议将原上太华岩群中的古元古代表壳岩命名为鲁山岩群,而原下太华岩群的太古宙TTG岩系和少量表壳岩命名为太华杂岩。这是很好的建议,希望能够推广使用。本文强调严格限定其内涵,首先无论是下太华岩群还是上太华岩群/鲁山岩群都狭义地专指地层(表壳岩系),而不包括变质侵入岩(正片麻岩)。由于原太华群中的太古宙表壳岩系(主要为荡泽河表壳岩)大多以残片或包体型式存在于TTG岩系中,顶底和层序均不清楚,建议称之为下太华岩群,将原太华群中的古元古代表壳岩定义为鲁山岩群/上太华岩群。

3.1.2 上太华岩群/鲁山岩群的组成及层序

鲁山和洛宁地区的太华杂岩(原太华群)被划分为下太华岩群和上太华岩群,东西向分布,北东部分被元古宙汝阳群和寒武系盖层覆盖或呈断层接触,西南部被熊耳群不整合所覆盖。原下太华群(或下太华岩群)以TTG质片麻岩为主,混合岩化发育。有少量的表壳岩,称为荡泽河岩组(Zhang et al., 1985; 沈福农, 1994; 涂绍雄, 1996)。上太华群(或上太华岩群)以表壳岩系为主,岩石类型复杂,主要为富铝质副片麻岩、斜长角闪岩、大理岩、石英岩等(第五春荣等, 2010)。在熊耳山地区,上太华群(或上太华岩群)主要为变酸性火山岩和沉积岩(Huang et al., 2012)。在华山-小秦岭地区,上太华群主要为石英岩、变泥质片麻岩、片岩、大理岩等(Huang et al., 2013)。

本文的上太华岩群是指从原太华群中解体出来的具有一定规模的古元古代表壳岩,与太古宙TTG岩系表现为构造接触关系,其经历了复杂的变质变形,变质程度达到了角闪岩相,局部可达麻粒岩相。杨长秀(2008)沈其韩和宋会侠(2014)等系统总结了上太华群(其称为鲁山岩群)基本组成和大致的层序,由下而上划分为铁山岭岩组、水底沟岩组、雪花沟岩组。

铁山岭岩组:下部为磁铁石英岩、磁铁变粒岩、透辉大理岩夹石榴斜长角闪岩;中部为条带状黑云斜长片麻岩夹斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩;上部以斜长角闪岩、条纹状石榴斜长角闪岩为主,夹石榴夕线片麻岩。岩石组合及厚度在区内变化较大,原岩为含硅铁质沉积物的碎屑沉积-火山岩建造。

水底沟岩组:岩性以石墨黑云斜长片麻岩、石墨夕线黑云斜长片麻岩、石墨透辉斜长片麻岩、石墨石榴黑云斜长变粒岩、石墨黑云变粒岩、石墨大理岩、石墨透辉大理岩为主,夹含石墨硅质大理岩、石榴石石英岩等,以普遍含石墨为特征,局部地段富集成石墨矿。该岩组横向分布稳定,厚度变化较大。原岩为含炭质碎屑沉积、碳酸盐岩,相当于孔兹岩系。

雪花沟岩组:下部为斜长角闪岩、斜长角闪变粒岩、角闪斜长透辉变粒岩及阳起斜长变粒岩;中部为透辉斜长变粒岩、斜长角闪岩及角闪斜长片麻岩;上部为黑云斜长片麻岩、斜长浅粒岩、角闪斜长变粒岩、斜长角闪岩夹石英二长浅粒岩。原岩为中基性、中酸性火山-碎屑岩建造。

3.1.3 上太华岩群/鲁山岩群的年龄

早期上太华岩群的时代也被认为是太古宙,近年来随着新的测年技术的应用,逐步确定其为古元古代地层。杨长秀(2008)在水底沟岩组石墨夕线片麻岩中获得最年轻的碎屑锆石SHRIMP U-Pb年龄为2.25~2.31.Ga,变质锆石年龄为1.84±0.07Ga;在侵入于雪花沟岩组的石榴钾长花岗片麻岩中获得岩浆锆石SHRIMP U-Pb年龄为2.15±0.02Ga,变质锆石年龄为1.87±0.01Ga,从而确定上太华岩群的形成时代为古元古代,其上限年龄应大于2.15Ga。第五春荣等(2010)在鲁山地区上太华岩群石英岩样品中获得最年轻的碎屑锆石LA-ICPMS U-Pb年龄分别为2229Ma和2258Ma,因此认为石英岩的最大沉积年龄不大于2.2Ga,且该样品也记录了大约2.0~1.8Ga的变质事件。其还获得陕西小秦岭渭南市罗夫地区变质副片麻岩中锆石的年龄为2269Ma,并且同样记录了2.0~1.9Ga的变质年龄(Diwu et al., 2014),考虑到华北克拉通古元古代所记录的变质年龄多为1.95~1.8Ga,2.0Ga的变质年龄可能偏大。蒋宗胜等(2011)对洛宁地区上太华岩群4个斜长角闪(片麻)岩中的锆石进行了SHRIMP和LA-ICPMS U-Pb年代学研究,4个样品中锆石的核部年龄均在2304~2336Ma范围内,认为是斜长角闪(片麻)岩的原岩形成年龄;4个样品中锆石变质增生边的年龄在1938~1967Ma期间,接近于峰期角闪岩相变质的时代。王国栋等(2013)获得华山地区上太华岩群斜长角(片麻)岩样品锆石LA-ICPMS U-Pb年龄分别为2293±7Ma。其后又获得了上太华岩群斜长角岩两个样品的CAMECA锆石U-Pb年龄分别为2332±23Ma和2282±24Ma,同时获得了~1.9Ga的变质年龄(Wang et al., 2014)。Chen et al. (2015)用CAMECA U-Pb法测试了洛宁地区上太华岩群3件斜长角闪岩的年龄,获得其形成年龄分别为2315Ma、2317Ma和2319Ma(是否是基性岩浆的原生锆石,还值得进一步研究),变质年龄集中在1940~1944Ma之间。同时其还测试了2件上太华岩群变泥质岩的锆石年龄,1件样品的碎屑锆石年龄主要集中在2516Ma左右,有少量2714Ma的年龄,代表了源区锆石的年龄。另1件样品的碎屑锆石年龄主要集中在2314Ma左右,同时获得了1937Ma的变质年龄。Sun et al. (2017)通过对鲁山地区变质基性岩和表壳岩年龄研究,限定上太华岩群形成于2.23~2.13Ga间。综合上述年龄数据可以限定上太华岩群大致形成于2.33~2.15Ga左右,并经历了~1.9Ga左右的变质作用。上太华岩群的研究程度还较低,层序的划分和年龄的限定可能都还存在一定的问题,有待进一步深入研究。

与上太华岩群共生/伴生有大量同时代的2.2~2.3Ga变质侵入岩,包括类TTG质的片麻岩和花岗质片麻岩,但其成因和构造背景目前还存在俯冲-造山(Huang et al., 2012, 2013; Yu et al., 2013; Diwu et al., 2014)和陆内伸展或裂解(黄道袤等, 2012; 张阔等, 2016)的争议。

3.2 嵩山群

在登封杂岩中还有一套著名的古元古代地层——嵩山群,广布于嵩山-箕山地区,构成了峻极峰、挡阳山、五指岭等嵩山的主体峰群。嵩山群与下面的太古宙登封群和花岗质岩石为不整合或断层接触,其上为中新元古代的五佛山群不整合覆盖。嵩山群自下而上分为罗汉洞组、五指岭组、庙坡山组和花峪组(河南省地质矿产局, 1989)。

罗汉洞组:底部通常有1~2层标志性的变质砾岩,砾石成分以石英岩为主,有少量硅质岩、脉石英、磁铁石英岩、千枚岩、云母石英片岩等,砾石磨圆程度较好,后期变形导致定向排列。下部为厚层-巨厚层粗粒含长石石英岩;中部为白色细粒石英岩;上部为厚层粗粒石英岩夹薄层绢云石英片岩。该组除底部砾岩外,以石英岩为主,所以又简称为罗汉洞石英岩。

五指岭组:下部为石英岩与绢云石英片岩互层;中部为千枚状绢云片岩夹薄层石英岩、白云岩等;上部为绢云石英片岩与千枚岩互层,夹白云岩、磁铁石英岩。

庙坡山组:以往曾称为庙坡组,以石英岩为主,下部为白色-浅绿色细粒石英岩,上部为紫色条带状粗粒石英岩夹磁铁石英岩和绢云石英片岩。

花峪组:以往曾称为小花峪组,以千枚岩和石英岩互层夹白云岩,局部含磷矿层为特征。

嵩山群各组石英岩中普遍保留有交错层理、斜层理和波痕等原始的沉积构造。在一些地方由细粒磁铁构成的交错层理十分明显。结合嵩山群的岩性和结构构造特征来看,其原岩应为滨浅海相的陆源碎屑-碳酸盐岩沉积岩建造。嵩山群的变质程度较低,属低绿片岩相。主要的变质矿物组合为白云母+绿泥石+钠长石±黑云母+石英。

由于嵩山群不整合于新太古代的登封群之上,又被中新元古代的五佛山群不整合覆盖,所以嵩山群形成于古元古代,但由于嵩山群以变质碎屑岩为主,未发现可测年的火山岩,所以对沉积形成的时代还有不同的认识。第五春荣等(2008)对嵩山群石英岩碎屑锆石进行了LA-ICP-MS年龄测定,获得最年轻的锆石207Pb/206Pb年龄为2337±23Ma,认为该年龄可以作为嵩山群的最大沉积年龄。万渝生等(2009)也对嵩山群石英岩的碎屑锆石进行了SHRIMP年龄测定,锆石207Pb/206Pb主体年龄为~2.5Ga,最年轻的年龄为2.45Ga。Liu et al. (2012b)通过LA-ICP-MS U-Pb锆石测年,获得罗汉洞组石英岩最年轻碎屑锆石年龄为2350Ma,五指岭组最年轻碎屑锆石年龄为1960Ma,结合未变形的1775Ma的花岗岩侵入切割了嵩山群,限定嵩山群形成于2350~1780Ma。考虑到嵩山群底部砾岩可与滹沱群底部砾岩对比,以及区域变质作用的年龄,可以限定嵩山群沉积时限应在2.2~1.95Ga之间。

4 五台地区古元古代地层

五台地区位于华北克拉通中部,区内主要的早前寒武纪地质单元为新太古代五台群(台怀亚群和石咀亚群)、新太古代变质侵入岩、古元古代高凡(亚)群、滹沱群和零星分布的古元古代花岗岩类。

4.1 高凡(亚)群

高凡亚群长期被认为属于新太古代五台群最上部的一套地层(白瑾, 1986; 田永清, 1991)。该套地层主要分布于五台山西部的代县滩上-洪寺一带,面积约160km2,主要由一套浅变质的泥砂质岩石和少量变质基性火山岩组成。由下至上划分为张仙堡组、磨河组和鹞口前组。近年的研究表明高凡亚群应为古元古代地层(万渝生等, 2010; Liu et al., 2016a; Peng et al., 2017a),所以高凡亚群应从新太古代的五台群中解体出来,升格为古元古代高凡群。

张仙堡组以变质碎屑岩为主夹少量千枚岩和炭质板岩,是高凡亚群分布最广的一个组。张仙堡组底部局部地段分布有一套变质砾岩——探马石砾岩,以往作为高凡亚群不整合于台怀亚群之上的证据。探马石砾岩为杂色,砾石分选不好,大小相差悬殊。砾石成分主要是石英岩、绢云片岩、千枚岩、BIF、角闪片岩等,基质为泥砂质,已变质成为绢云片岩,常见大颗粒的石榴石和角闪石晶体。探马石砾岩变形强烈,片理发育,在YZ面上砾石多呈椭圆状或圆状,但在XZ面上砾石强烈定向拉长,长宽比多为5:1~10:1。有人认为探马石砾岩与滹沱群四集庄砾岩可对比,因而将高凡亚群与滹沱群对比,但我们发现探马石砾岩与滹沱群砾岩有较明显的区别,探马石砾岩变质变形更为复杂,基质中出现石榴石和角闪石等变质矿物,而滹沱群四集庄砾岩中还未发现石榴石和角闪石等变质矿物出现。此外,在高凡亚群底部的洪寺石英岩中亦出现大量的石榴石等变质矿物,表明高凡亚群的变质程度明显高于滹沱群,说明它们经历了不同的地质演化过程,高凡亚群的时代应早于滹沱群。张仙堡组底部稳定地分布有一套石英岩,厚度不大,但延伸稳定,在探马石村北及洪寺村一带石英岩及其云母片岩夹层中普遍发育自形-半自形的石榴石变斑晶。张仙堡组中上部主要是粗细韵律性变化的泥砂质沉积,反映出一套浊积岩建造。

磨河组是一套变质细碎屑岩,主要岩性为细粒石英岩、变质粉砂岩、千枚岩及少量炭质板岩等,保留有一些原生沉积构造。

鹞口前组分布局限,以变质基性火山岩为主夹有少量变质粉砂岩、绢云片岩、千枚岩。变质基性火山岩原岩为玄武岩,见有大量气孔和杏仁构造,呈层状间隔分布,说明有多个火山喷发旋回。在野外可以观察到含气孔和杏仁构造的基性火山岩与辉长岩为过渡关系,变质中细粒-中粒-粗粒辉长岩的分布范围要远大于变质玄武岩的分布范围。

由于高凡群主体以碎屑沉积岩为主,其确切的时代较难准确限定。万渝生等(2010)通过该套地层中石英岩最年轻碎屑锆石年龄为2.47±0.03Ga,认为高凡亚群可能为华北克拉通最早的古元古界地层。Liu et al. (2016a)通过高凡群中碎屑锆石年代学研究认为其最大沉积时限为2348Ma。Peng et al. (2017a)发现磨河组石英岩中夹有绢云石英片岩,认为其原岩应为凝灰岩,测得锆石U-Pb年龄为2186±8Ma,综合考虑碎屑锆石年龄等资料限定高凡群形成时限为2350~2150Ma。但我们测得侵入高凡群的大洼梁岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄为2170Ma(杜利林等, 2018),考虑到侵入岩与围岩的时差,高凡群的上限年龄限定在不小于2180Ma是比较合适的。

4.2 滹沱群

滹沱群主要出露于五台山南坡台怀-士集一线以南,石咀-定襄一线以北,东起台山河上游,西至原平奇村一带,总面积约1500km2(图 9)。在五台山北坡代县滩上到原平白石一带约有200km2,繁峙县中台等地也有零星分布。通常根据岩石组合、沉积层序、构造等将滹沱群划分为豆村亚群、东冶亚群和郭家寨三个亚群(图 10)。由于郭家寨亚群不整合覆盖于褶皱变形的东冶亚群之上,其与下伏地层形成于不同的构造过程,所以郭家寨亚群应该从滹沱群中解体出来,单独建群(杜利林等, 2011; Du et al., 2012c, 2017)。

图 9 滹沱群地质简图(据杜利林等, 2011) Fig. 9 Geological sketch map of the Hutuo Group in the Wutai area (after Du et al., 2011)

图 10 滹沱群地层柱状图(据杜利林等, 2011; Du et al., 2017) Fig. 10 Stratigraphic column of the Hutuo Group in the Wutai area (after Du et al. 2011, 2017)

对滹沱群地层的详细划分还存在不同意见,田永清(1991)山西省地质矿产局(1989)将滹沱群分为三个亚群12个组;而白瑾(1986)将滹沱群分为三个亚群14个组(图 10),本文采用此划分方案。豆村亚群自下而上依次划分为四集庄组、南台组、大石岭组和青石村组。总体上,该亚群地层以砾岩、砂岩和碳酸盐岩组合为主,底部发育厚层的砾岩,而顶部发育标志性的玄武岩,称之为刘定寺玄武岩(白瑾, 1986)。滹沱群底部砾岩中,砾石成分以花岗岩、石英岩为主,另外含有BIF、绿泥石片岩和少量的火山岩、砂岩砾石。砾石组成和砾石的锆石U-Pb年代学研究进一步表明,滹沱群底部四集庄组砾岩应来自于下伏的五台群和五台地区花岗岩(Zhang et al., 2006; Du et al., 2012c, 2017)。东冶亚群自下而上划分为纹山组、河边村、建安村组、大关洞组、槐荫村组、北大兴组和天蓬垴组(白瑾, 1986)。总体上,东冶亚群以白云岩为主。底部纹山组以紫红色砂-板岩为主,向上出现含叠层石的碳酸盐岩;河边村组下部为石英砂岩,上部出现大量的含叠层石的碳酸盐岩,顶部出现区域标志性的玄武岩,玄武岩中可见褐色氧化壳。建安村组下部为叠层石的白云岩,岩性和沉积特征、地层产状与其之下的河边村组一致,中部出现千枚岩夹紫红色砂岩,顶部出现薄层的石英岩。从大关洞组至北大兴组,皆以白云岩为主,在天蓬垴组出现灰绿色的千枚岩。

长期以来,滹沱群被认为是华北克拉通最为典型的古元古界地层,沉积始于25亿年。近年来,对其形成时代出现了几种不同的观点和认识。伍家善等(1986)最早从滹沱群豆村亚群青石村组变质玄武岩中获得了锆石U-Pb等时线年龄2366+103/-94Ma,为滹沱群形成于古元古代奠定了年代学基础。但是,由于滹沱群中玄武岩为陆相火山岩,岩浆喷溢过程中受到地壳影响很大,可能捕获了大量的~2.5Ga的锆石,所以该年龄结果也可能是混合年龄。而Li and Kusky (2007)根据侵入于滹沱群豆村亚群中新太古代花岗岩的年龄(2549±22Ma; 白瑾等, 1992),提出豆村亚群的时代为新太古代,从而认为滹沱群开始沉积的时代应为新太古代,而非古元古代。Zhang et al. (2006)杜利林等(2011)Du et al. (2012c)对滹沱群底部四集庄组砾岩砾石的详细研究发现,这些砾石源区为五台地区新太古代五台群和同期的花岗岩,表明滹沱群开始沉积的时代应在新太古代之后。

Du et al. (2010)从滹沱群底部的四集庄组玄武安山岩中获得一组锆石U-Pb年龄为2140±14Ma,大致限定了滹沱群底界的年龄。杜利林等(2015)认为蒋村砾岩可归属为四集庄组,并在其中发现了许多石英斑岩砾石,通过对石英斑岩定年获得锆石207Pb/206Pb年龄别为2166±17Ma和2138±17Ma。据此,间接限定蒋村地区滹沱群砂砾岩的沉积时代不早于2.14Ga(杜利林等, 2015)。同时滹沱群下部碎屑岩中也获得许多2.2~2.1Ga年龄值(图 11a),结合华北区域上2.2~2.0Ga岩浆性质与滹沱群沉积-火山岩系(豆村和东冶亚群)形成于相同的构造环境中,认为滹沱群的底界时代为~2.2Ga(杜利林等, 2011, 2013, 2015; Du et al., 2017)。

图 11 滹沱群碎屑锆石锆石U-Pb谐和图与年龄直方图 Fig. 11 207Pb/206Pb concordia and age histogram for zircons from meta-clastic rock of the Hutuo Group

Wilde et al. (2004)在豆村亚群上部青石村组变质流纹岩中获得一组年轻的锆石年龄为2087±9Ma。杜利林等(2011)在青石村组砂岩中也获得大量~2.1Ga的碎屑锆石,我们推断豆村亚群的时限大致为2.18~2.09Ga。

东冶亚群纹山组底部砂岩获得最年轻的碎屑锆石年龄为2070Ma(图 11b),近似限定东冶亚群的底界为2.07Ga(杜利林等, 2011; Du et al., 2017)。由于东冶亚群除河边村组出露有玄武岩外,主体是以碳酸盐岩为主,顶界的时代无法准确限定。根据滹沱群豆村和东冶亚群的沉积序列和沉积环境与区域上2.2~2.0Ga裂谷事件一致。因此,我们推测东冶亚群的时限为2.07~2.0Ga。

4.3 郭家寨(亚)群

郭家寨(亚)群呈明显的角度不整合于东冶亚群之上,自下而上划分为西河里组、黑山背组和雕王山组(白瑾, 1986)。郭家寨(亚)群底部以紫红色板岩-粉砂岩为主,后逐渐过渡为中-粗粒砂岩;黑山背组以石英砂岩为主,期间夹有砾岩,其中砾石以石英岩为主,同时可见与纹山组砂岩相似的紫红色砂岩砾石;上部雕王山组由砾岩组成,其中砾石主要为白云岩砾石,此外可见少量的紫红色砂岩砾石。最为特殊的是,在白云岩砾石中保留有叠层石,和滹沱群下部豆村亚群和东冶亚群中含叠层石白云岩极为相似。由此可以推断,这些白云岩砾石很可能来自于滹沱群下部地层。

Liu et al. (2011a)根据所获得的东冶亚群上部碎屑锆石年龄,认为东冶亚群上部建安村组-天蓬垴组和郭家寨亚群沉积于1.88Ga之后。杜利林等(2011)Du et al. (2017)在郭家寨(亚)群底部砂岩中获得最年轻锆石的谐和年龄为1958±10Ma(图 11c),因而提出郭家寨(亚)群沉积于1.95Ga之后,并应该从滹沱群中独立出来并单独建群。郭家寨群自下而上主要的沉积组合为粉砂岩、砂岩和砾岩,其沉积环境类似于前陆盆地环境,形成于挤压环境。与伸展环境下的长城系明显不同。郭家寨群的沉积应明显早于古元古代末(1.78~1.75Ga)的基性岩墙群(Peng et al., 2005, 2008)和长城系(Lu et al., 2008)。因此,我们限定郭家寨群沉积时代为1.9~1.8Ga,与华北克拉通古元古代最终的克拉通化过程有关(Du et al., 2017)。

5 阜平-赞皇地区古元古代地层

阜平杂岩-赞皇杂岩位于太行山北段-中南段,是我国前寒武纪研究的经典地区。阜平杂岩位于太行山的中北段,属于Zhao et al. (2005)所划分的华北克拉通中部带的中段,主要由经历高角闪岩相-麻粒岩相变质的新太古代TTG片麻岩、变质表壳岩(阜平岩群)以及古元古代湾子群(湾子岩系)和古元古代的南营正片麻岩以及变质基性岩脉等组成(Guan et al., 2002; 程裕淇等, 2004; Liu et al., 2004; 杨崇辉等, 2015a)。赞皇杂岩主要出露于华北克拉通中部带的中南段,主要由新太古代TTG片麻岩、钾质-二长花岗质片麻岩、新太古代赞皇岩群、新太古代官都群、古元古代甘陶河群组成(河北省地质矿产局, 1989; 杨崇辉等, 2011a, b, 2015a; Yang et al., 2013; Wang et al., 2015; 2017a;李伦等, 2017)。官都群原被划为古元古代地层(河北省地质矿产局第十一地质大队, 1989),但新的研究表明其主体应为新太古代地层(Wang et al., 2015, 2017a; 李伦等, 2017),所以赞皇杂岩中古元古代地层目前只有甘陶河群。

① 河北省地质矿产局第十一地质大队. 1989. 1:5万测鱼幅、王家坪幅、摩天岭幅区域地质调查报告

5.1 湾子群

湾子群是从原阜平群中解体出来的一套古元古代变质沉积岩系,亦有学者称为湾子岩系或湾子表壳岩。原阜平群内湾子组、宋家口组及文都河组等地层中有一套由厚层浅粒岩、斜长角闪岩和钙硅酸盐岩及大理岩等组成的稳定的岩石组合,大体相当于伍家善等(1989)划分的阜平群中亚群部分地层。它们在区内不同地方均以同样的组合出现,并且层序稳定,是一套沉积特征明显的表壳岩,原岩主要由具有明显沉积韵律的厚层—巨厚层岩屑砂岩、长石砂岩、粉砂岩、泥灰岩和碳酸盐岩组成。湾子群变形主要表现为标志性明显的褶皱构造,不同于阜平岩群以塑性流变为特征变形特点。湾子群主要分布于阜平穹状隆起之南缘和南西缘,并且常常以大理岩为核部构成向斜构造,从而使大理岩层局部加厚。湾子群与阜平岩群主要为构造接触关系,局部可能为被后期构造改造了的不整合接触(程裕淇等, 2004; 杨崇辉等, 2015a)。

湾子群主要岩性为浅粒岩、变粒岩、斜长角闪岩、钙硅酸盐岩及大理岩,普遍遭受深熔作用的影响,发育粉红色钾长石+石英构成的脉体,这些深熔脉体总体平行于片理,局部切割片理。湾子群岩性层位稳定,根据岩性和沉积旋回特征可分为下组和上组两个组。

湾子群下组的主要岩性是厚层钾长浅粒岩及磁铁矿浅粒岩、中薄层二长浅粒岩、条带状钾长浅粒岩等,局部见有石英岩楔状体。有些地段原岩中含泥质成分较多,而形成含透闪石浅粒岩,含云母钾长浅粒岩等,使原岩的层理构造显示得更加清楚。在本组局部地段钾长浅粒岩内见有与深熔作用有关的夕线石石英球集合体,风化后突出表面,呈椭球状、饼状,局部见脉状,主要由石英70%~90%,夕线石5%~20%,以及少量白云母、长石、磁铁矿、黑云母等组成。

湾子群上组主要由大理岩及变粒岩、斜长角闪岩和钙硅酸盐岩等组成。上部的大理岩以白色大理岩、含橄榄白云石大理岩、金云母大理岩及透闪大理岩为主,夹玫瑰红色透辉大理岩。在宋家口、长峪等地褶皱加厚,可达600m左右。下部是含钙镁较高的杂色岩石组合,由变粒岩、斜长角闪岩、透辉变粒岩、透辉浅粒岩、透闪透辉岩和方解石透辉变粒岩等组成。

尽管湾子群归属古元古界已为多数学者所接受,但具体形成年龄还存在争议。一些学者据湾子群副变质岩中最年轻的碎屑锆石年龄限定,湾子岩群/岩系的沉积作用应在2.1~2.0Ga之后(吴昌华等, 2000; Zhao et al., 2002; Xia et al., 2006c)。Guan (2000)曾获得湾子群细粒长英质片麻岩SHRIMP U-Pb锆石年龄为2096±46Ma,认为其原岩是火山岩,故代表了湾子岩系的形成年龄,推测其与~2.1Ga南营片麻岩岩浆活动有关。程裕淇等(2000)测得湾子群钾长浅粒岩内深熔团块中锆石年龄为2.08±0.07Ga,认为代表了钾长浅粒岩发生深熔作用的时代,湾子群形成时代应早于该年龄。李基宏等(2005)曾获得湾子群钾长浅粒岩碎屑锆石增生边的年龄为2081±47Ma,与程裕淇等(2000)所获得深熔浅色体的年龄一致。Ren et al. (2013)研究了湾子群石英岩的锆石年龄,认为所获得的2.0~2.1Ga锆石年龄不是碎屑锆石的年龄,而是熔体渗入或岩浆注入所形成的“岩浆锆石”的年龄,反映了混合岩化作用的时代,故湾子群的沉积时代应该在~2.1Ga之前。我们在灵寿县长峪剖面采取湾子群下组中的石英岩样品(F50-1)进行了碎屑锆石的LA-ICP-MS U-Pb测年工作,得到的碎屑锆石年龄在2430~2590Ma之间(附表 2),多数年龄数据由于铅丢失而偏离了谐和线,但可拟合成一条不一致线,其上交点年龄为2479±13Ma,与最大峰值2480Ma的年龄一致(图 12),说明该地区湾子群的物源主要来自新太古代末期地质体。碎屑锆石中没有~2.1Ga的年龄峰值,说明~2.1Ga的南营片麻岩没有为湾子群提供物源。结合野外观察到~2.1Ga南营片麻岩中有湾子群的包体,且湾子群中~2.1Ga的深熔浅色体局部切割片理或片麻理,所以湾子群的沉积年龄应大于2.1Ga,但目前湾子群的下限年龄目前还无法准确限定,结合五台-阜平-赞皇地区尚未发现~2.3Ga的岩浆活动,我们推测其沉积下限可能与滹沱群类似,都在~2.2Ga左右。

图 12 湾子群石英岩(F50-1)锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 12 U-Pb concordia for zircons from quartzite (F50-1) of the Wanzi Group
5.2 甘陶河群

甘陶河群出露于赞皇杂岩的西北部,总面积约600km2(图 13),自下而上划分为南寺掌组、南寺组、蒿亭组和牛山组(河北省地质矿产局, 1989)。牛山组仅局限于石家庄鹿泉市(以前称为获鹿县)附近,并且与下伏各组没有直接的接触关系,该组地层主要由千枚岩和碳酸盐岩组成,与官都群岩石组合相似(河北省地质矿产局, 1989)。因此,可以将牛山组从甘陶河群中剔除,这样甘陶河群自下而上划分为南寺掌组、南寺组和蒿亭组(河北省地质矿产局第十一地质队, 1989; 杨崇辉等, 2015a; Du et al., 2016a)。

图 13 赞皇杂岩地质简图(Du et al., 2016a) Fig. 13 Geological sketch map of the Zanhuang Complex (Du et al., 2016a)

南寺掌组不整合于新太古代片麻岩和赞皇群之上,与古元古代许亭花岗岩呈构造接触(杨崇辉等, 2011a; Du et al., 2016a)。该组地层主要由变质砾岩、变质砂岩、板岩和变质玄武岩组成(图 14)。变质砾岩分选性较差,其中有花岗岩、板岩和石英岩等砾石,砾石呈棱角状-次圆状,具有近源沉积特征。变质砂岩主要包括中-粗粒长石砂岩、杂砂岩与含砾砂岩互层,含磁铁矿的交错层理常见。板岩出露厚度不大,本组上部主要由变质拉斑玄武岩组成,其中保留枕状构造。在南寺掌组顶部变质玄武岩中,局部夹有8~10m厚的变质英安岩。

图 14 甘陶河群地层柱状图(据Du et al., 2016a) Fig. 14 Stratigraphic column of the Gantahe Group in Zanhuang Complex (after Du et al., 2016)

南寺组中-下部主要为变质中-粗粒砂岩组成,含互层状深灰色板岩(图 14),变质砂岩中可见槽状交错层理和波痕构造。变质砂岩中可见中元古代早期1.78~1.75Ga镁铁质岩墙穿切(Peng et al., 2005, 2008)。南寺组上部主要由变质拉斑玄武岩、火山角砾岩组成,并被中元古界长城系不整合覆盖(Xie et al., 2012; 杨崇辉等, 2015a; Du et al., 2016a)。

蒿亭组主要由变质中-细粒砂岩、板岩和变质拉斑玄武岩组成,底部出露有约100m的碳酸盐岩(图 14)。板岩中局部保留有波痕构造,变质玄武岩中可见柱状节理构造和枕状构造。蒿亭组变质砂岩被中元古界长城系不整合覆盖(杨崇辉等, 2015a; Du et al., 2016a)。

通常认为甘陶河群地层可与五台地区的滹沱群对比,其初始沉积时代为~2.5Ga(河北省地质矿产局, 1989)。近年来,甘陶河群年代学研究取得了很大的进展。Xie et al.(2012)从南寺掌组中部的变质玄武岩中获得SHRIM PU-Pb锆石年龄为2087±16Ma;Liu et al. (2012c)报道了南寺掌组上部斑状流纹岩的LA-ICPMS锆石U-Pb年龄为2088±8Ma。Peng et al. (2017b)报道了与南寺组玄武岩同时代的辉绿岩席SIMS U-Pb斜锆石年龄为2090±3Ma。这些年龄结果指示甘陶河群时代为古元古代中期,但该套地层的初始沉积时代和沉积时限目前还没有很好地限定。

Du et al. (2016a)从甘陶河群底部砾岩(ZH11-3)中获得一组年轻的碎屑锆石年龄为~2.1Ga,表明甘陶河群的初始沉积时代应晚于~2.1Ga。Du et al. (2010)杜利林等(2011, 2013, 2015)曾确定滹沱群的初始沉积时代为~2.2Ga,前已叙及,根据最新资料,滹沱群的底界年龄可能放在2.18Ga更为合适。因此,看来甘陶河群可能较滹沱群开始沉积的时代稍晚一些。南寺掌组顶部英安岩的锆石207Pb/206Pb年龄为2090±14Ma(Du et al., 2016a),可以初步限定南寺掌组的沉积时限为2.1~2.09Ga。Peng et al. (2017b)在南寺组下部获得与变质玄武岩同期的辉绿岩的斜锆石年龄为2090±3Ma,表明南寺组开始沉积的时代为~2.09Ga。在蒿亭组变质砂岩中,54粒年轻的碎屑锆石获得207Pb/206Pb加权平均年龄为2081±10Ma,间接限定蒿亭组沉积晚于2.08Ga(Du et al., 2016a)。甘陶河群地层被中元古界长城系覆盖,并被1.78~1.75Ga的辉绿岩墙穿切(Peng et al., 2005, 2008; Du et al., 2016a),表明甘陶河群沉积时代应早于1.78Ga。另一方面,甘陶河群遭受绿片岩相区域变质作用(河北省地质矿产局, 1989; Xie et al., 2012; 杨崇辉等, 2015a),可能与赞皇杂岩中1.95~1.80Ga变质作用时代一致。因此,我们可以进一步限定,甘陶河群沉积时代为2.1~1.95Ga,而非有些学者认为的1880~1810Ma(Faure et al., 2007; Trap et al., 2009, 2012)。同时,根据甘陶河群中碎屑物质组成特征,碎屑锆石年龄分布特征和区域上2.2~2.0Ga岩浆事件的性质,我们进一步推断,甘陶河群形成于古元古代中期裂谷环境(杨崇辉等, 2015a; Du et al., 2013, 2016a, b)。

6 吕梁杂岩中古元古代地层

吕梁杂岩位于华北克拉通中部带的中段, 前寒武纪基底主要由古元古代变质深成岩和多套古元古代地层组成,在东部分布有新太古代的花岗岩类和五台群地层。以往吕梁杂岩中古元古代地层由下而上划分为界河口岩群、吕梁群、岚河群、野鸡山群和黑茶山群(山西省地质矿产局, 1989),近年来有人认为这几套地层的年龄相似,不是上下叠置的关系,可能为同时异相或构造并置(吴昌华和钟长汀, 1998; 万渝生等, 2000; 苗培森和赵凤清, 2013)。

6.1 界河口岩群

早期的界河口群包含有大量的变质侵入岩,本文的界河口岩群是指扣除上述变质侵入岩后的表壳岩组合。该套表壳岩经过多期复杂的变形、变质作用的强烈改造,其原生沉积构造、沉积厚度、岩相标志、层序等难以查明,故而称之为“界河口岩群”。界河口岩群是吕梁地区变质最深的地层,总体经历了角闪岩相变质,局部可达高角闪岩相。界河口岩群呈北北东向带状分布于吕梁杂岩的西部及西北部,在东南部的交城县西榆皮等地也有零星出露。山西省地质矿产局(1989)将这套岩层自下而上划分为奥家滩组、小蛇头组、黑崖寨组、马国寨组以及烧炭沟组。目前,比较共识的是界河口岩群由下至上可分为园子坪岩组、阳坪上岩组、贺家湾岩组三个岩组(山西省地质调查院, 2004)。园子坪岩组原岩建造是一套碎屑沉积-火山岩系,主要岩性为长石石英岩类夹斜长角闪岩等。阳坪上岩组为一套变质碳酸盐岩建造,主要岩性为含石墨大理岩、透辉大理岩等。贺家湾岩组主要为变质泥质岩组合,以富铝为特征,主要岩性为含榴夕线二云片岩、夕线白云石英片岩、黑云母石英片岩及含榴二云变粒岩等。总的来看,界河口岩群的岩石组合可与典型的孔兹岩系对比。

① 山西省地质调查院. 2004. 1:25万岢岚县幅区域地质调查报告

关于界河口岩群的形成时代,以往认为是太古宙(山西省地质矿产局, 1998; 山西省地质调查院, 2004),耿元生等(2000)刘建忠等(2001)认为界河口岩群形成于太古宙末至古元古代初。通过近年来的工作,多数学者认为属于古元古代(吴昌华和钟长汀, 1998; 万渝生等, 2000; Wan et al., 2006; Xia et al., 2009; 刘超辉等, 2013)。笔者曾对界河口岩群条带状石榴黑云斜长片麻岩进行了SHRIMP U-Pb测年工作(杨崇辉等, 2015a)。锆石变质增生边SHRIMP U-Pb年龄为1.85~1.93Ga,代表了界河口岩群的变质年龄,最老的碎屑锆石年龄为2.75Ga,表明源区有太古宙岩石的存在,其余碎屑锆石集中于~2.5Ga、~2.3Ga和2.2~2.1Ga,最年轻的碎屑锆石年龄为2137Ma。与石榴黑云斜长片麻岩共生的斜长角闪岩变质锆石的年龄为1938Ma(杨崇辉等, 2015a)。所以可以限定界河口岩群形成于2.1~1.95Ga之间,与华北克拉通其他地区的孔兹岩系的形成年龄一致。

6.2 吕梁群

吕梁群主要出露于吕梁杂岩中部岢岚近周营-皇姑山-罗家岔一带,大体近南北向分布。东部与盖家庄花岗岩呈断层接触,西部被岚河群不整合覆盖。该群早期划分多达10个组,但研究表明原划为地层的赤坚岭组实际为侵入成因的杂岩体,杜家沟组基本为糜棱岩化的浅成侵入体。吕梁群现被广泛接受的划分方案为袁家村组、裴家庄组和近周营组三个组,是一套经受中-低级变质作用的含铁陆源碎屑岩-火山岩岩系,为浅海陆棚沉积环境。吕梁群底部与顶部分别与不同岩体呈韧性断层接触,呈东老西新的倒转层序产出,为一缺失顶底的推覆构造片体(山西省地质调查院, 2004)。卢保奇和王赐银(2001)认为吕梁群由北至南存在由低绿片岩相-高绿片岩相-低角闪岩相的递增变质带。

袁家村组呈近南北向分布于宁家湾-寺头-尖山一带,下部与盖家庄片麻状花岗岩呈韧性断层接触,顶部与裴家庄组整合接触;主要岩性为炭质绿泥片岩、千枚岩、绢英片岩、菱铁绢云绿泥片岩夹BIF,是我国少见的苏必利尔型条带状铁建造。裴家庄组主要出露于簸箕山-皇姑山-正王背一带,主要岩性为千枚岩、变质粉砂岩及含硬绿泥石绢云片岩、石英岩。近周营组主要出露于后山-京家岔-柳林寺一带,主要为一套发育气孔、杏仁构造的变质基性火山岩,局部夹有变质酸性火山岩,因此有学者认为属双峰式火山岩(于津海等, 2004)。

关于吕梁群的时代近年来取得了很大的进展。于津海等(1997)曾用单颗锆石U-Pb定年方法测得吕梁群上部变基性火山岩和变酸性火山岩的年龄分别为2051±68Ma和2099±41Ma(原杜家沟组火山岩),并获得1806Ma变质年龄信息。耿元生等(2000)获得近周峪组变质酸性火山岩单颗粒锆石U-Pb年龄为2360±95Ma,变质基性火山岩Sm-Nd等时线年龄为2351±56Ma,限定近周峪组火山岩的时代为2350~2360Ma。杜利林等(2012)获得杜家沟长石斑岩(原划杜家沟组变质酸性火山岩)2个样品的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为2189±6Ma和2186±3Ma。Liu et al. (2012e)获得吕梁群近周峪组变质基性次火山岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为2213±47Ma,Liu et al. (2014b)获得变玄武岩的年龄分别为2209Ma、2178Ma和2196Ma,最年轻的一组碎屑锆石年龄峰值为2205Ma。Wang et al. (2015)根据袁家村组一组最年轻的碎屑锆石年龄为2348Ma,结合近周营变质火山岩2213Ma的年龄,吕梁群袁家村组的沉积时代限定在2350~2200Ma之间。赵娇等(2017)获得吕梁群变质基性火山岩LA-ICP-MS U-Pb锆石年龄为2180±19Ma,以上数据大致限定了吕梁群形成时代为2.2~2.1Ga。

6.3 岚河群

岚河群为一套经历了中浅变质及较强变形的陆源碎屑岩-碳酸岩建造,主要分布于野鸡山群的东侧。前人曾将这套变质地层自下而上划分为凤子山组、前马宗组、后马宗组、石窑凹组和乱石村组。该岩群底部发育较厚的变质砾岩,不整合于吕梁群之上(山西省地质矿产局, 1989)。张建中等(1997)在1:5万区域地质调查的基础上,认为岚河群本身为一走向北北东的紧闭倒转向斜,原来划分的部分地层属于向斜的两翼,因此将岚河群自下而上划分为前马鬃组、两角村组和石窑凹组。前马鬃组下部为变质砾岩到变质砂岩的一套由粗至细的变质碎屑近滨沉积岩系,上部主要为大理岩夹千枚岩组成。两角村组岩性主要为灰白色厚层硅质白云石大理岩、含金云母白云石大理岩,属碳酸盐台地浅滩相沉积夹火山沉积岩。石窑凹组/乱石村组为一套碎屑沉积,主要岩性为变质砾岩、石英岩、千枚岩等,局部夹变质基性火山岩。

尽管岚河群形成于古元古代已取得共识,但准确的形成年龄还未很好地限定。我们曾对岚河群上部乱石村组变质长石砂岩进行了锆石SHRIMP U-Pb年代学研究,获得了较为一致的2164±7Ma碎屑锆石年龄峰值,只能限定岚河群形成要晚于2164Ma(杨崇辉等, 2015a)。Liu et al. (2016b)获得岚河群碎屑锆石LA-ICPMS U-Pb最小年龄为2.17Ga,并根据吕梁地区1.81~1.79Ga的花岗岩侵入事件,将岚河群的形成时代确定为2.17~1.81Ga。最近,胡育华等(2017)对岚河群底部含砾砂岩样品的碎屑锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb定年,获得一组最年轻碎屑锆石年龄为2.2Ga,该群经历了1.87Ga的区域变质作用,因而限定岚河群沉积于2.2~1.87Ga之间。不同作者获得的碎屑锆石年龄结果大体一致,考虑到岚河群不整合在2.2~2.1Ga吕梁群之上,以及吕梁杂岩存在1.94~1.80Ga变质年龄区间,可以大致限定岚河群形成于2.1~1.95Ga。

6.4 野鸡山群

野鸡山群分布于界河口岩群东侧,为一套经受了中浅变质及较强变形的陆源碎屑岩-火山沉积岩系,保留有各种较好的层理、波痕及粒序结构变化等沉积现象。自下而上分为青杨树湾组、白龙山组和程道沟组。下部青杨树湾组为一套由粗至细的变质碎屑沉积岩。中部白龙山组主要为变质基性火山岩夹石英岩和大理岩。上部程道沟组为一套富含碳酸盐的变质泥砂质沉积岩。野鸡山群总体为绿片岩相变质。

耿元生等(2000)曾测得野鸡山群白龙山组长英质凝灰岩单颗粒锆石U-Pb年龄为2124±38Ma。Liu et al. (2011b)曾在野鸡山群底部变质砂岩中获得最年轻一组碎屑锆石年龄为2122Ma,但根据顶部层位砂岩中碎屑锆石年龄为1833±26Ma,认为野鸡山群沉积时代为1840Ma之后,白龙山组变质基性火山岩应该归属吕梁群。此后Liu et al.(2014a, b)用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法,获得侵入白龙山组厚层变质玄武岩的基性次火山岩年龄为2210±13Ma,以及变质基性火山岩的锆石的2124±38Ma和2188±48Ma的上交点年龄,限定野鸡山群时代可能为2.2~2.0Ga。作者等对野鸡山群白龙山组中与变质基性火山岩互层的二云母石英片岩的样品进行了锆石SHRIMP U-Pb定年,锆石年龄较分散,可以识别出~2.5Ga、~2.4Ga、2.2~2.1Ga和1960~1927Ma四组年龄,限定沉积年龄在1.9Ga之后(杨崇辉等, 2015a)。目前,获得的变质基性火山岩锆石年龄要老于变质碎屑岩的锆石年龄,尤其在基性火山岩与碎屑岩互层的情况下,很难解释(基性火山岩中的锆石不是岩浆成因)。Wang et al. (2017b)认为目前为止所获得的白龙山组变质基性火山岩的年龄数据质量不高,所获的年龄不一定代表了火山岩的准确形成时间。其对青杨树湾组6个碎屑岩锆石样品进行了定年工作,获得最年轻的一组年龄峰值为1870Ma,同时根据1779Ma的基性岩墙侵入了野鸡山群,所以限定野鸡山群沉积年龄为1870~1779Ma,认为时代稍老的白龙山组应划归吕梁群。尽管目前野鸡山群的同位素年龄数据不少,但还不能很好地限定其准确地形成年龄,碎屑锆石定年有时也会出现年龄数据要比实际年轻的情况,究其原因一个是受后期事件影响锆石同位素体系变化,再有就是Ren et al. (2013)曾指出岩浆注入、渗入也会形成锆石,它们的年龄不代表真正的碎屑锆石年龄。而吕梁杂岩发育~2.3Ga、2.2~2.1Ga、~1.9Ga和~1.8Ga等多期岩浆活动,可能会影响碎屑锆石定年,这是今后工作需要注意的问题。综合考虑本文暂将野鸡山群的形成时间限定在2.1~1.95Ga,与岚河群的形成时代基本一致。

黑茶山群仅分布于兴县黑茶山,主要岩性为变质砾岩,含砾长石石英岩,长石石英岩,为一套浅变质粗碎屑沉积岩(低绿片岩相),具磨拉石建造的特征,本文暂置于岚河群和野鸡山群之上。

由于岚河群、野鸡山群和黑茶山群彼此不直接接触, 三个群的新老关系存在争议,通常认为自下而上为岚河群、野鸡山群、黑茶山群。新的区调工作认为岚河群、野鸡山群和黑茶山群属同期异相,而非上下叠置关系(张建中等, 1997),张兆琪等(2004)等认为野鸡山群和岚河群为同时异相的相变关系,而黑茶山群与野鸡山群和岚河群为上下关系。胡育华等(2017)认为野鸡山群下部沉积与岚河群相同,为同时异相的沉积产物。野鸡山群上部程道沟组与黑茶山群沉积序列类似,具有造山过程相关盆地的磨拉石建造组合特征,形成于1.85Ga之后,为前陆盆地快速堆积。

7 胶辽吉带古元古代地层

胶辽吉带古元古代地层包括吉南地区的集安(岩)群和老岭群、辽东地区的南辽河和北辽河岩群、胶北地区的荆山群和粉子山群,总体呈NE向展布,延伸规模长约1000km、宽约50~300km,该带由东至东南则延伸到朝鲜境内的摩天岭群,向南西则有可能穿越郯庐断裂延伸至徐州-蚌埠一带的五河群(刘福来等, 2015)。近年来刘福来研究员及其团队对胶辽吉带进行了大量的区域地质调查和研究工作,使得该带古元古代地层的研究取得了很大的进展(刘福来等, 2015; 刘平华等, 2017; 田忠华等, 2017; 王舫等, 2017; 许王等, 2017; 高铂森等, 2017)。

广泛出露于辽东南和吉南地区的古元古代沉积岩系称为广义的辽河岩群。吉林南部通化、集安、临江一带的古元古代地层称为集安(岩)群和老岭群。辽东南地区的古元古代地层称为辽河岩群,又分为南辽河岩群和北辽河岩群,通常认为集安(岩)群可与南辽河岩群及荆山群对比,老岭群可与北辽河岩群及粉子山群对比。

前人曾在通化地区东北部的柞木、光华、双庙一带建立了古元古代光华岩群(欧祥喜和马云国, 2000; 陆孝平, 2004; Lu et al., 2006),该套变质岩系整体呈近东西向带状展布。由于后期二长花岗质片麻岩侵入破坏,多呈包体残存于花岗质片麻岩中,未见顶底。其主要岩石类型包括斜长角闪岩、角闪岩、角闪片岩、黑云斜长变粒岩、含榴二云片岩、含榴黑云角闪片麻岩夹少大理岩等,为一套镁铁质火山岩及席状岩墙夹少量碳酸盐和碎屑岩沉积变质岩系(Lu et al., 2006)。路孝平(2004)对光华岩群变质基性火山岩进行了La-ICPMS锆石U-Pb定年,认为基性火山岩的形成时代为2129±20Ma。杨崇辉等(2015a)对光华岩群中的黑云变粒岩(原岩为酸性火山岩)进行了锆石SHRIMP U-Pb定年,除一个测点的年龄为2668±11Ma外,其余锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为2543±6Ma,考虑到路孝平(2004)定年结果,认为光华岩群可能形成于新太古代末期-古元古代。最近周喜文等(2018)对光华岩群进行了系统的定年工作,4件样品的碎屑锆石年龄主要集中在2.6~2.5Ga间,同时发现光华岩群地层被太古宙TTG岩石所包裹,认为光华岩群为新太古代地层,并提出可与太古宙鞍山群红透山组对比(周喜文等, 2018)。

7.1 集安(岩)群

集安岩群主要分布于吉林老岭山脉南部通化和集安一带,主要是由一套富铝片岩、片麻岩和变粒岩组成,总体相当于孔兹岩系(卢良兆等, 1996; 周喜文等, 2018)。集安岩群区域上可以与辽东南地区的南辽河岩群以及朝鲜北部的摩天岭系的底部对比。吉林省地质矿产局(1988)将集安群划分为清河组、新开河组和大东岔组。此后一些学者,将集安群地层由下至上重新厘定为蚂蚁河组、荒岔沟组和大东岔组(张景枝和张永焕, 1998; 路孝平, 2004; 王惠初等, 2015; 刘福来等, 2015),已为多数学者所接受。三个组之间均为构造接触,实际上难以区分上下层位关系(周喜文等, 2018),周晓东等(2006)也将上述三个组分别称之为蚂蚁河岩组、荒岔沟岩组和大东岔岩组。

蚂蚁河岩组:该组以含硼为特征,主要分布在集安市甲乙川、花甸子、矿山村、文字沟一带,在米架子、大清沟也有零星出露。主要岩性为各类含电气石变粒岩-浅粒岩、白云质大理岩、蛇纹石橄榄大理岩、含硼铁蛇纹岩、斜长角闪岩等,并见有混合岩。原岩为一套火山-碎屑沉积-蒸发岩建造(张景枝和张永焕, 1998; 周晓东等, 2006)

荒岔沟岩组:该组为一套含墨岩系,主要分布于通化县三半江、集安县泉眼沟、腰营子、头道、清河、文字沟北,在甲乙川、东明、大东岔、高丽沟、假石房子、大清沟、凉水也有出露。主要岩性为石墨变粒岩、含墨透辉变粒岩、含墨浅粒岩、石墨黑云片岩-片麻岩、含墨大理岩夹斜长角闪岩等。原岩为火山-碎屑沉积建造,伴有大量的有机质沉积(张景枝和张永焕, 1998; 周晓东等, 2006)

大东岔岩组:该组岩性以富铝为特征,主要分布于大泉源、清河、金厂镇等地,岩石类型以含榴堇青夕线片麻岩、石榴石黑云片麻岩、黑云变粒岩和浅粒岩为主,夹薄层石英岩等,为泥砂质沉积建造。

集安岩群的研究程度远低于辽河岩群,其时代还没有精确地限定。Lu et al. (2006)对集安岩群斜长角闪岩、含石榴石片麻岩、含石墨片麻岩和含透辉石片麻岩中锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb年龄测试,限定集安岩群形成时代大约为1.98~2.13Ga之间。秦亚等(2014)通过LA-ICP-MS U-Pb测年,认为集安岩群早期火山岩形成于2156~2189Ma,沉积开始于2.15Ga。刘福来等(2015)对吉南地区集安群中富铝变沉积岩系进行了系统的LA-ICP-MS U-Pb锆石测年,碎屑锆石有2.1~2.2Ga和2.45~2.5Ga两个主峰,结合研究区变沉积岩变质锆石记录的1.8~1.95Ga的变质年龄数据,限定集安岩群变沉积岩系的原岩形成时代为1.95~2.1Ga之间。

我们对采自集安市清河镇矿山村附近的蚂蚁河组斜长角闪岩(L24-3)进行了锆石SHRIMP U-Pb定年。锆石主要为不规则粒状,少数呈柱状。在阴极发光图像中,部分锆石具有较为明显的板状环带,表现出基性岩浆锆石的特征,还有部分重结晶锆石环带特征不明显,多数锆石具有狭窄的变质增生边(图 15)。选择其中19粒锆石完成了20个测点分析,其中5.1、11.1、13.1、15.1和16.1为变质增生边部和变质重结晶的锆石,获得207Pb/206Pb加权平均年龄为1882±12Ma,代表了变质作用的年龄。除2.1和18.1点具有较强烈的Pb丢失而使年龄偏低外,其余13个分析点,年龄结果分布于2065~1859Ma之间,沿谐和线连续分布(图 16),其中最年轻的锆石年龄结果与角闪岩相变质作用的时代相近。在中高级变质岩中这种情况通常是原有锆石被后期变质作用改造,同位素体系发生了部分重设而未达到平衡,只有最大的年龄结果可能接近于原岩的时代(Wan et al., 2011; Ma et al., 2012)。在该样品所有的岩浆锆石分析点中,最大的207Pb/206Pb年龄结果为2065±6Ma,可能近似代表原岩的时代。据此,我们推测集安群下部蚂蚁河组基性火山岩的形成时代接近~2.1Ga,根据1882±12Ma的变质年龄,大致可以限定蚂蚁河组形成于2.1~1.9Ga之间(杨崇辉等, 2015a)。

图 15 集安岩群斜长角闪岩的锆石CL图像(据杨崇辉等, 2015a) Fig. 15 Cathodoluminescence images of zircon from amphibolite of the Ji'an Group complex (after Yang et al., 2015a)

图 16 集安岩群斜长角闪岩的锆石U-Pb谐和图(据杨崇辉等, 2015a) Fig. 16 U-Pb concordia of zircons from amphibolite (L24-3) of the Ji'an Group complex (after Yang et al., 2015a)
7.2 老岭群

老岭群主要分布于通化地区老岭山脉两侧,变质程度不深,常常保留有原始沉积结构,主要由各种板岩(千枚岩)、石英岩、云母石英片岩、十字石二云母片岩和大理岩等组成,变质程度一般不超过绿片岩相,无明显混合岩化现象。原岩为一套石碎屑岩为主夹泥岩和碳酸盐岩的组合。老岭群的划分一直存在争议。姜春潮(1987)将老岭群解体为草河群、大栗子群和辽阳群。王福润等(1988)将花山组和临江组(包括大栗子组)划入集安群大东岔组,老岭群仅保留珍珠门组及以下地层,划分为新农村组、板房沟组和珍珠门组。吉林省地质矿产局(1988)将老岭群自下而上划分为达台山组/林家沟岩组、珍珠门组、花山组、临江组和大粟子组。而白瑾(1993)认为花山组和大栗子组应属同一套地层,并将珍珠门组置于花山组和大栗子组之上。

临江组主要由碎屑岩组成,其形成年龄还没有很好地限定。Lu et al. (2006)获得临江组细粒砂岩中最年轻的碎屑锆石为2039±15Ma,表明其沉积时代应晚于2.0Ga。我们对采自临江组细粒石英岩进行了SHRIMP U-Pb锆石测年。碎屑锆石为圆粒状-短柱状,大多具有磨圆特征。在阴极发光图像中,锆石均未见到明显的变质增生边。部分锆石具有岩浆震荡环带,部分锆石具有板状环带,也有无结构的变质锆石,说明锆石来源比较复杂。除一颗碎屑锆石的年龄为3015±18Ma外,其余锆石年龄主要集中于1950~2400Ma,最大年龄峰值为2.05Ga,其次是2.15~2.25Ga年龄峰,还有1个2.4Ga的小峰。所测碎屑锆石中有一最小年龄结果为1819±8Ma,该锆石U含量较高,Th/U比值为0.19,且年龄不谐和,可能是高U含量导致了铅丢失,年龄不具有明确的地质意义。所以,我们可以根据最小年龄的峰值限定临江组最大沉积时限为2.0Ga。考虑到区域变质年龄,可以限定老岭群大致形成于2.0~1.9Ga之间。从碎屑锆石的年龄组成看与集安群有明显的区别,说明可能源区不同,沉积时代也可能略晚于集安群。

7.3 辽河岩群

辽河岩群广泛出露于辽东南地区,以往普遍认为辽河岩群不整合于新太古代鞍山群和连山关花岗岩为代表的变质基底之上,而其顶部则被中元古代榆树砬子组所不整合覆盖,并将辽河岩群由下至上划分为浪子山组、里尔峪组、高家峪组、大石桥组和盖县组(辽宁省地质矿产局, 1989)。1993年,白瑾将辽河群划分为下部的变质火山-沉积岩系和上部变碎屑岩-碳酸盐岩系(金文山等, 1996)。近年来,许多研究者发现辽河岩群的岩石组合、变质和变形特征以及混合岩化强弱程度等在空间上存在明显差异。据此,以盖县-析木城-塔子岭-茳草甸子-叆阳一线为界,将界线以南称之为南辽河群,以北则称为北辽河群(刘福来等, 2015; 王惠初等, 2015)。南辽河岩群和北辽河岩群的盖县组的岩石组合基本相似,但下伏地层尤其是里尔峪组存在明显差异。南辽河岩群的里尔峪组和高家峪组的变质作用程度及混合岩化程度明显偏高,但至今未发现浪子山组地层;相比之下,北辽河岩群中的里尔峪和高家峪组的变质作用程度明显偏弱,只达到了绿片岩相-低角闪岩相,但发育浪子山组地层并角度不整合覆盖于新太古代鞍山群变质基底之上(刘福来等, 2015; 王惠初等, 2015)。

浪子山组:主要出露于北辽河岩群分布区域的鞍山、海城、本溪等一带。浪子山组的岩性以(石榴)二云片岩、云母石英片岩、含石墨云母片岩、绢云绿泥片岩等片岩类为主夹有石英岩、长石石英岩及(橄榄透辉)大理岩等岩性。浪子山组岩性组合在空间上略有差异,在本溪连山关地区,底部发育变质砾岩和石英岩不整合于钾质花岗岩之上。原岩为一套泥岩-粉砂岩细碎屑沉积夹基性火山岩建造(辽宁省地质矿产局, 1989; 金文山等, 1996)。

里尔峪组:北辽河岩群的里尔峪组主要出露于本溪草河口-辽阳大北湾地区以及辽阳隆昌-海城盘岭一带。主要由各种变粒岩、浅粒岩、(含石墨/石榴)二云石英片岩、变质火山岩、钙镁硅酸盐岩、不纯大理岩等组成。南辽河岩群中的里尔峪岩组主要分布于大石桥-岫岩-凤城-宽甸一带。主体岩性为各类浅粒岩-变粒岩组合及镁橄榄石大理岩和斜长角闪岩等,下部见有条痕状花岗岩侵入里尔峪岩组,区域上的条痕状花岗岩与各种长英质粒状岩石以及镁质大理岩构成了南辽河岩群的含硼建造(辽宁省地质矿产局, 1989; 刘福来等, 2015; 王惠初等, 2015)。

高家峪组:通常分布于里尔峪组与大石桥组之间,各地岩性有所差异,以含炭岩系为标志。北辽河岩群中高家峪组下部为片岩段,主要为二云母片岩、黑云片岩、含石榴二云石英片岩等;中部为大理岩段,主要岩性为白云大理岩、透辉-透闪大理岩和炭质方解大理岩等;上部为炭质板岩段,为黑色炭质泥砂质板岩为主,夹有含炭质石英方解大理岩、变质含炭质凝灰岩等。南辽河岩群中的高家峪岩组与北辽河岩群中的高家峪组原岩相似,但变质程度偏高,主体岩性为黑云片岩-片麻岩、夕线黑云斜长(二长)片岩-片麻岩、含石墨大理岩、含石墨透闪岩等(金文山等, 1996; 刘福来等, 2015)。

大石桥组:主要分布于钟家台、大石桥丁家岭、辽阳生铁岭、隆昌、本溪草河口、凤城通远堡、宽甸、岫岩和桓仁等地。该组岩性稳定,但厚度变化较大。大石桥组以厚层白云质大理岩、透闪石大理岩为主,夹二云母片岩、炭质板岩等。白云质大理岩中产出菱镁矿(金文山等, 1996; 刘福来等, 2015)。

盖县组:广布于草河、盖县、凤城、宽甸等地,岩性组合稳定。主要由千枚岩、十字云母片岩、夕线二云片岩、含石墨黑云片岩、长石石英岩和少量大理岩等组成,原岩为泥质-粉砂质岩(金文山等, 1996; 辽宁省地质矿产局, 1989)。

辽河岩群属古元古代地层早已成共识,但具体时限及与辽吉花岗岩的关系还有不同的认识。近年来已对辽河岩群进行了大量的年代学研究工作,积累了大量的年龄数据。Luo et al.(2004, 2008)通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法获得辽河岩群浪子山组变沉积岩石碎屑锆石年龄集中于2.05~2.19Ga之间,大石桥组碎屑锆石年龄则在2.25~2.53Ga之间,根据最年轻的碎屑锆石2.05Ga年龄,以及1.93Ga的最大变质年龄,限定辽河岩群的沉积时代在1.9~2.0Ga左右。刘福来等(2015)对南、北辽河岩群中代表性的石榴十字云母片岩、石榴云母片岩、夕线石榴云母二长片麻岩等富铝变质沉积岩样品进行了LA-ICP-MS锆石定年工作,得到继承性岩浆型碎屑锆石2.05~2.15Ga主峰和2.45~2.55Ga次峰两个年龄峰值,变质锆石中最老的年龄记录为1.95Ga左右,限定南、北辽河岩群原岩形成时代在1.95~2.05Ga之间(刘福来等, 2015)。李壮等(2015)认为辽河岩群火山-沉积-变质的时限为2.2~1.9Ga,而其又通过碎屑锆石进一步限定辽河岩群沉积的时代小于1981±13Ma(Li et al., 2015)。王舫等(2017)通过LAICP-MS U-Pb测年,发现三家子地区南辽河岩群里尔峪组变质沉积岩中碎屑锆石均呈现单一年龄峰值特征,其年龄分别为2140Ma、2150Ma和2170Ma。因而,限定南辽河岩群里尔峪组沉积时代为2.14~1.95Ga。孟恩等(2017)对南辽河岩群下部里尔峪组和高家峪组变质火山岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测试,获得了2178Ma的原岩形成年龄。陈井胜等(2017)在辽阳地区里尔峪组中识别出一套变质酸性火山岩,对其中6件样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb方法测年,得到2190~2180Ma、2110~2100Ma、1970~1960Ma三期岩浆锆石年龄,将辽河岩群形成时代限制于2.19~1.96Ga。高铂森等(2017)限定黄花甸子地区的南辽河岩群里尔峪组原岩可能形成于2150~2000Ma之间。许王等(2017)限定北辽河变基性岩的形成于~2.1Ga。

我们对采自岫岩县鲁家堡子的里尔峪组变质中酸性火山岩(黑云变粒岩)样品(L63-1)进行了SHRIMP锆石U-Pb定年,获得锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为2176±5Ma(图 17),代表里尔峪组火山岩的喷发时代。我们在岫岩县建一镇附近还发现片麻状中细粒含角闪石黑云母二长花岗岩侵入包裹大的细粒斜长角闪岩块体,我们推测该斜长角闪岩应来源于围岩里尔峪组地层,原岩可能为基性火山岩。斜长角闪岩的片麻理与其围岩二长花岗岩的片麻理不一致,局部可见二长花岗岩切割了斜长角闪岩的片麻理,还可见到二长花岗岩枝状侵入斜长角闪岩(图 18)。该片麻状二长花岗岩,即很多学者称之为的辽吉岩套、辽吉(条痕状)花岗岩(张秋生等, 1988; 陆孝平等, 2004a),在岫岩-营口-凤城一带称之为铜匠峪杂岩。我们对该斜长角闪岩样品(L62-1)进行了SHRIMP锆石U-Pb测年,获得207Pb/206Pb加权平均年龄为2173±6Ma(附表 1图 19),代表了基性火山岩的形成时代,与里尔峪组黑云变粒岩的年龄一致。同时我们对侵入包裹斜长角闪岩的铜匠峪二长花岗岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年,获得其形成年龄为2191±9Ma(附表 2图 20)。该年龄比侵入的斜长角闪岩年龄略大,但大体接近,这看似矛盾,推测可能是LA-ICP-MS方法误差稍大的原因。已有大量的年代学工作证明该花岗岩的侵位时代在2000~2170Ma左右(Sun et al., 1993; 陆孝平等, 2004a, b; Li et al., 2005, 2006; Li and Zhao, 2007; 王鹏森等, 2017),结合这些年龄结果,辽吉花岗岩侵入包裹辽河岩群部分地层在年代学上是合理的。上述年龄结果表明,不同学者限定的辽河岩群地层时代从2190Ma到1950Ma,相差240Ma,显然作为群级地层单位持续时间过长。从地质关系看,在野外可以见到辽吉花岗岩侵入包裹辽河岩群下部地层,而研究又表明辽河岩群部分地层的物质主要来源于辽吉花岗岩(Luo et al., 2004, 2006, 2008; 刘福来等, 2015; 王舫等, 2017),这也表明现今所划的辽河岩群并不是同时代连续沉积的一套地层,应该是不同地层单元叠合在了一起,应予以解体划分不同的地层单位。辽河岩群下部里尔峪组变质火山岩众多的2190~2173Ma年龄数据,以及其下还有一套浪子山组地层,表明辽河岩群沉积的起始时间应该接近于2.2Ga,与五台地区的滹沱群、中条地区的绛县群、吕梁地区的界河口群等底界年龄相当。

图 17 辽河岩群里尔峪组黑云变粒岩(L63-1)的锆石U-Pb谐和图(据杨崇辉等, 2015a) Fig. 17 U-Pb concordia for zircons from biotitite-leptite (L63-1) of the Lieryu Formation of the Liaohe Group (after Yang et al., 2015a)

图 18 二长花岗岩(铜匠峪杂岩)侵入包裹斜长角闪岩 Fig. 18 Monzogranite (Ttongjianyu Complex) intruding amphibolite of the Lieryu Formation of the Liaohe Group

图 19 斜长角闪岩捕掳体(L62-1)的锆石U-Pb谐和图 Fig. 19 U-Pb concordia for zircons from amphibolite (L62-1)

图 20 二长花岗岩(L62-2, 铜匠峪杂岩)的锆石U-Pb谐和图 Fig. 20 U-Pb concordia for zircons from monzogranite (L62-2, Tongjianyu Complex)

辽河岩群形成的构造背景目前仍存在争议,一些学者根据岩石组合及成矿特征,如A型花岗岩、双峰式火山岩、非海相裂谷型硼矿床等认为辽河岩群形成于裂谷环境(Zhang, 1988; 李三忠等, 2001, 2004; 陈荣度等, 2003; Li et al., 2004; 2005, 2006; 郝德峰等, 2004; Luo et al., 2004; 姜春潮, 2014; Zhai and Santosh, 2011; 胡古月等, 2014; 杨崇辉等, 2015a; 秦亚等, 2014; 陈井胜等, 2017)。而另一些学者根据挤压变形构造、高压麻粒岩、顺时针型P-T-t轨迹、强过铝花岗岩、具有岛弧地球化学特征玄武岩等,认为辽河岩群形成于岛弧或者碰撞的构造背景(白瑾, 1993; 白瑾等, 1996; 贺高品和叶慧文, 1998; 路孝平等, 2004a, 2005; 王惠初等, 2011, 2015; Zhao et al., 2012; Li and Chen, 2014; Meng et al., 2014; 刘福来等, 2015; 李壮等, 2015; Li et al., 2017; 刘平华等, 2017; 田忠华等, 2017; 王舫等, 2017; 许王等, 2017; 高铂森等, 2017)。

胶辽吉带南部胶东/胶北地区的古元代地层为荆山群和粉子山群,为一套富铝的变质沉积岩系,主要由富铝片岩-片麻岩、石英岩、长英质片岩-片麻岩、钙镁硅酸盐岩和大理岩组成,具有典型孔兹岩系的特征。荆山群和粉子山群原岩时代相近,应为同时异相产物。荆山群经历了高压麻粒岩相变质(周喜文等, 2004; Liu et al., 2015),粉子山群则主要为角闪岩相变质。荆山群和粉子山群的形成年龄大体限定在1.95~2.15Ga之间,变质年龄主要在1800~1950Ma间(Wan et al., 2006; Tang et al., 2007; 董春艳等, 2010; Tam et al., 2011; Zhao et al., 2012; 谢士稳等, 2014; 刘平华等, 2015; 刘福来等, 2015)。荆山群和粉子山群的基本组成、层序、形成时代,变质作用等详细情况请见Zhao et al. (2012)刘福来等(2015)刘平华等(2015)的研究综述。

8 集宁-大青山-乌拉山-千里山-贺兰山孔兹岩带

该带包括怀安变质杂岩、集宁-兴和变质杂岩、大青山-乌拉山变质杂岩、贺兰山-千里山变质杂岩、鄂尔多斯盆地北部的基底岩系等。所包含的变质地层有上集宁岩群、下集宁岩群、上乌拉山岩群、下乌拉山岩群、千里山岩群、贺兰山岩群等。以往上述这些高级变质岩均被划为太古宙地层,称为桑干群(河北省和山西省地方性命名)、兴和群、丰镇群、集宁群(内蒙古地方性命名)等,比较共识的是可用集宁(岩)群代表上述地层。近年来的研究表明这些岩石并不是同时代的产物,其下部大部分的中基性麻粒岩相岩石属新太古代,相应地命名为兴和岩群、下集宁岩群、下乌拉山岩群等,也有一些基性麻粒岩可能为元古宙侵入体变质而成。扣除上述岩石后,富铝片麻岩和石墨大理岩组合为典型的孔兹岩系岩石组合,时代为古元古代,分别称为上集宁岩群、上乌拉山岩群、千里山(岩)群、贺兰山(岩)群等(沈其韩等, 1990; 卢良兆等, 1996; 郭敬辉等, 1996)。主要由夕线石榴二长/钾长片麻岩、夕线堇青石榴黑云斜长片麻岩,含石墨黑云斜长片麻岩、变粒岩、浅粒岩等富铝片麻岩类与斜长角闪岩、中基性麻粒岩和透辉大理岩及石墨大理岩等岩性组成。原岩主要为一套含粘土的碎屑岩夹泥质岩和碳酸盐岩沉积。该带孔兹岩普遍经历了麻粒岩相变质,局部保存有高压麻粒岩和超高温麻粒岩。

近年来,该带孔兹岩系变质作用、年代学以及构造意义的研究一直是华北克拉通研究的热点和前沿问题,取得了大量的数据和显著的进展(Lu and Jin, 1993; 卢良兆等, 1996; Wan et al., 2006, 2009, 2013; Santosh et al., 2006, 2007a, b, 2009; Xia et al., 2006a, b; Yin et al., 2009, 2011; Yin, 2010; Li et al., 2011b; Dan et al., 2012; Dong et al., 2007, 2012, 2013; Zhao et al., 2010; 周喜文和耿元生, 2009; 周喜文等, 2010; 董春艳等, 2009; 徐仲元等, 2013; 王洛娟等, 2011; Guo et al., 2012; Jiao and Guo, 2011; Jiao et al., 2013a, b; Liu et al., 2012d; Ma et al., 2012; 刘平华等, 2013; 蔡佳等, 2014, 2017; Qiao et al., 2016; Wu et al., 2016; Zhou et al., 2017),本文不再赘述。

大量的年代学数据显示,孔兹岩大致形成于2.1~1.95Ga之间,新近一些研究结果显示怀安等地的孔兹岩更有可能形成于2.0~1.98Ga之间, 因为怀安等地孔兹岩系碎屑锆石普遍具有~2020Ma的年龄峰值(蔡佳等, 2017),而Zhou et al. (2017)认为1980~1900Ma为孔兹岩带中高压麻粒岩相峰期变质的时间。二者结合,似乎可以得出限定孔兹岩形成于2.0~1.98Ga的结论。但是,对达到麻粒岩相的高级变质岩石,碎屑锆石经历了高温变质作用和混合岩化(流体)的等的影响,同位素体系可能受到了扰动、改造甚至重设(Wan et al., 2011; Ma et al., 2012),而且华北克拉通普遍存在2.2~2.0Ga的岩浆活动,岩浆注入可能会产生新的锆石或对原碎屑锆石有所影响(Ren et al., 2013)。因而,碎屑岩中得到的锆石年龄,未必就是真实的碎屑年龄,应仔细研究排除上述影响。Wan et al. (2017)对呼和浩特北部的具有孔兹岩系特征的二道洼群进行了年代学研究,限定其沉积年龄在2.0~1.88Ga。由于孔兹岩系分布广泛,各地可能会有所差别,局部可能会有时代稍早或稍晚的孔兹岩(Wan et al., 2017),总体来看,目前把整个孔兹岩带的成岩年龄暂时限定为2.2~1.88Ga之间,稍微宽泛一点可能更为合理些。

9 华北克拉通主要古元古代地层的划分对比

华北克拉通古元古代地层研究近年来有很大的进展,使很多地层的时代及内涵更加明确,如原认为是古元古代的济宁群、官都群、色尔腾山岩群、安沟群以及朱杖子群/双山子群等证实为新太古代地层(济宁群:王伟等, 2010;官都群:Wang et al., 2015; 李伦等, 2017;色尔腾山岩群:张维杰等, 2000; 简平等, 2005; 马铭株等, 2013;安沟群:杨崇辉等, 2009;朱杖子群/双山子群:孙会一等, 2010; Nutman et al., 2011; Lü et al., 2012; 郭荣荣等, 2014);而原认为属于太古宙的界河口群、吕梁群、阜平岩群湾子群/岩系、上乌拉山岩群、上集宁岩群(丰镇岩群)、上太华岩群等则实为古元古代地层(沈其韩等, 2004; 耿元生和陆松年, 2014)。而原认为是古元古代地层的白云鄂博群、狼山群、东焦群等时代则为中、新元古代甚至更为年轻的地层。在古元古代地层的区域对比上,同样取得了很大的进展,如苗培森和赵凤清(2013)研究了中条山古元古代地层,提出了中条山及其邻区横岭关亚群、铜矿峪亚群、中条群上、下亚群、担山石群、宋家山群、银鱼沟群之间可能为同时异相产物,推覆构造造成地层单元的重复。苗培森等(1999)提出了吕梁山地区岚河群、野鸡山群、黑茶山群为侧向相变关系,而非前人长期认为的上下叠置关系;五台地区的滹沱群豆村亚群、东冶亚群以及系舟山的下元古界七东山组为侧向相变关系,郭家寨亚群形成于其后。这些进展拓宽和提高了人们对古元古代地层研究的思维方式和认识水平,对探讨华北克拉通的地质演化具有重要的意义。

结合前人的工作,以及笔者等近年来的研究表明华北克拉通古元古代底部地层普遍缺失。Dong et al. (2014)曾根据上乌拉山岩群中变质碎屑岩中锆石具有2.5Ga核部和2.45Ga的变质增生边,把其沉积时代限制在2.5~2.45Ga之间, 认为上乌拉山岩群中存在古元古代早期的碎屑沉积岩,称之为“大青山表壳岩”。但张琳等(2016)等发现新太古代晚期的片麻状石英闪长侵入该套地层,这套地层应为新太古代的地层。其认为尽管碎屑锆石核幔/边清晰,但由于受后期事件的改造,同位素体系受到了影响,但没有完全重置达到平衡状态,所得出的年龄可能地质含义不清的混合年龄。

以往作为古元古代底部地层的时代普遍都偏年轻,如过去认为时代大致始于2.5Ga的滹沱群、甘陶河群、辽河岩群、绛县群、中条群等实际年龄可能都不老于2.2Ga。总结年龄分布,可以明显地看到华北克拉通古元古代地层多集中在2.2~1.9Ga之间,而且只有在中条山地区和五台地区古元古代地层具有从老到新连续演化的特点,其他地区地层在时间上是重叠并置的(图 21)。2.2~1.9Ga这一阶段的地层除孔兹岩系外,通常为变质火山-沉积岩系,而且火山岩基本都具有由基性和酸性成分构成的双峰式火山岩特征。图 21还显示古元古代底部2.47~2.35Ga之间的地层普遍缺失,并且这一阶段的岩浆活动也非常不发育,反映了华北克拉通地质演化历史上的一个静寂期,这与全球该阶段的地质演化具有一致性。而~1.9Ga之后也只有担山石群、黑茶山群和郭家寨(亚)群少量地层零星分布,并且这三个群都具有磨拉石建造的一些特征,变质很浅,年龄接近,都在1.9~1.8Ga之间。通过上述总结,我们提出了华北克拉通古元古代变质地层划分对比表(表 1),以反映近年来古元古代地层研究的进展和存在的问题。从图 21看,有些地层的年代跨越过长,如上太华/鲁山岩群、嵩山群、高凡(亚)群以及辽河岩群等。上太华/鲁山岩群变质变形强烈,也许现在的地层划分不一定合理,另一个主要原因是其上限年龄还没有很好地限定。嵩山群主要由碎屑岩组成,没有可以准确定年的火成岩,其顶底年龄界限只是根据碎屑锆石年龄和变质年龄大致限定。高凡(亚)群主要是底界年龄没有很好地限定,2.35Ga的底界年龄仅仅是推测。辽河岩群各岩组基本都存在可定年的火山岩,其限定的年龄应是可靠的,可能还需要进一步解体出不同的地层单元。

图 21 华北克拉通主要的古元古代地层年龄(单位:Ga) Fig. 21 Summary plot of main Paleoproterozoic Stratigraphic age data from the North China Craton

华北克拉通太古宙地层普遍遭受强烈的变质变形作用、混合岩化作用等,从而导致原有岩石均一化,或成层无序,通常很难进行地层准确划分对比。但很多古元古代地层则具有明显的成层性,部分具有清楚层序,如豆村亚群、东冶亚群、郭家寨亚群等,有些是大套无序,局部有序。从现有的研究程度和资料看,华北克拉通古元古代地层在沉积相分析、沉积岩石组合、同位素年代学和构造背景等方面研究程度还相对较低,精准的沉积层序还没有建立起来,岩石地层单位只划分到群及组,年代地层单位只划分到了界(相当于地质年代的代级单位),尚未建立系级单位。对区域内古元古代中期2.2~2.0Ga地层形成的构造背景还有不同认识,从这一阶段地层普遍具有双峰式岩石组合及碎屑成分主要为陆源沉积碎屑特征来看,其应该形成于伸展环境,但具体是弧后盆地伸展环境,还是裂谷环境,目前还有很大的争议。从古元古代地层主要分布于Wan et al.(2015, 2016)所划分的三个大于2.6Ga的古陆块内部来看,陆内裂谷的解释也更为合理。古元古代早期(2.4~2.3Ga)的地层同样存在形成于岛弧和裂谷两种不同构造背景的认识,我们初步的研究倾向于它们形成于活动大陆边缘环境(杨崇辉等, 2015a)。

古元古代早期全球地质演化是一寂静期,但华北克拉通的豫西南、中条山、吕梁山等地却发育了复杂的~2.3Ga的岩浆活动,具有活动大陆边缘特征,推测在鲁山-华山-中条山-吕梁山一带存在古元古代早期的岛弧与活动大陆边缘的相互作用。古元古代中期(2.2Ga)华北克拉通开始进入伸展过程,形成了大量的火山-沉积岩系,在2.1Ga前后,有大量A型花岗岩以及基性岩墙发育,局部地区有镁铁质堆晶岩出现,表现出克拉通内部裂解活动特征,反映了华北新太古代晚期初步克拉通化后强烈的一期伸展事件,导致了原有基底的裂解,出现海相沉积地层。此后,在古元古代末期裂解的陆块又发生了构造拼合,它们普遍经历了1.95~1.80Ga的变质作用,尤其在华北克拉通的中部,该期事件非常强烈,几乎抹去了早期事件的所有记录。

致谢 本文前期项目研究工作是在沈其韩院士指导下完成的;成文过程中与万渝生研究员、耿元生研究员、刘福来研究员、周喜文研究员等进行过有益的交流;两位审稿人耿元生研究员和万渝生研究员提出了建设性修改意见;在此衷心感谢!
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