2019, Vol. 35
2. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
3. 中国地质调查局天津地质调查中心, 天津 300170
2. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources, China Geological Survey, Tianjin 300170, China
板块构造何时启动？板块构造理论是否适用于前寒武纪克拉通是研究早前寒武纪大陆地壳形成和演化重要课题之一(Brown, 1979; Dewey and Windley, 1981; Mclennan and Taylor, 1982；白瑾等，1993；赵宗溥，1993；Windley, 1995; Kröner et al., 2005a)。多数学者认同板块构造始于新元古代的说法，也有一些学者认为板块构造早在太古宙就已经开始(Windley, 1995; Condie et al., 2001, 2008; Polat and Hofmann, 2003; Cawood et al., 2006; Dilek and Polat, 2008)，甚至有学者认为在太古宙的早期(3.6~3.0Ga)就存在俯冲机制(Polat, 2012; Næraa et al., 2012;Griffin et al., 2014 ; Kaczmarek et al., 2016)。其中，早期的陆壳形成过程是否是板块构造机制一直是被争论的焦点。
(1) 迄今为止地球上最老的岩石或物质记录都来自陆壳岩石：最古老岩石是分布在加拿大北部Slave地区4.03~3.94Ga的高钠长英质Acasta片麻岩(Iizuka et al., 2006)，即英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩(TTG)。最古老的矿物是在西澳的Jack Hills变沉积岩中保存的约4.4Ga的碎屑锆石，该碎屑锆石同样来源于TTG片麻岩(Wilde et al., 2001)。对于TTG片麻岩的成因有多种解释，其中一种观点认为TTG片麻岩形成于板块体制下、岛弧环境中俯冲洋壳的部分熔融，类似于典型的Adakite岩(Drummond et al., 1990; Martin, 1999; Martin et al., 2005)。
(2) 全球80%~90%的陆壳形成于早寒武纪，且主体形成于中-新太古代(Brown, 1979; Dewey and Windley, 1981; Mclennan and Taylor, 1982, 1983; Rogers, 1996; Condie et al., 2001)。早期陆壳物质经过长期演化，形成的面积较小的稳定陆壳地块，称为陆核，围绕古老陆核发生巨量陆壳增生，可形成微陆块。Jahn and Zhang(1984)对长英质片麻岩和火山岩研究发现，陆壳的巨量增生发生在2.8~2.7Ga，形成的主要岩石类型是高钠的TTG片麻岩，其次是镁铁质-超镁铁质火山岩(Jahn and Zhang, 1984)。Condie et al.(2009)通过锆石年代学统计，认为新太古代至少存在两期岩浆事件，其中，~2.7Ga的岩浆事件为全球性巨量岩浆活动事件，显示地幔柱活动特征，代表全球一次主要的地壳增生期；~2.5Ga的岩浆事件仅在中国、印度、巴西、澳大利亚以及非洲中东部等少数国家有所报道(Jayananda et al., 2000; Condie et al., 2005；沈其韩等, 2005；Drüppel et al., 2009; Clark et al., 2009; Veevers and Saeed, 2009; Wan et al., 2011a)，其形成机制目前尚无定论，但同样为一次重要的地壳生长时期。
(3) 微陆块逐渐增生、彼此发生拼合，最终成为大陆。学者们将长期稳定、未经大规模构造活动或变形作用、具有一定规模的地壳部分，称之为克拉通。克拉通的主要识别标志包括(Zhai, 2011)：①没有造山带活动，发育稳定的地台型盖层沉积；②有广泛的岩墙群侵入；③出现大量的壳熔花岗岩；④地幔岩与地壳中火成岩在时代和物质成分上存在一致性和对偶性。地球上大多数克拉通形成于太古宙2.65~2.50Ga期间，少数形成于古元古代末2.0~1.9Ga(Windley, 1978；赵宗溥等，1993)。现存太古宙克拉通基底的特征岩石组合是低级变质的花岗-绿岩地体和高级变质的TTG片麻岩地体(Windley, 1995, 2007)。其中，TTG片麻岩占克拉通面积的70%以上，构成了太古宙克拉通的主体。
华北多个地区的基底变质岩石中保留了3.8~3.0Ga的古老锆石(Liu et al., 1992, 2007a; Rogers, 1996; Song et al., 1996；万渝生等，2009；Wan et al., 2005;Wu et al., 2008 ；第五春荣等，2010)，指示了若干古老陆核的存在。中新太古宙时期，这些古老陆核周边发生陆壳巨量增生，形成了多个微陆块。多数学者认同华北克拉通早前寒武纪基底由不同微陆块拼合而来，但在基底的构造单元数目、形成机制、拼合过程、拼合时代和构造边界等方面仍存在分歧，并先后提出了多个基底构造单元划分方案(白瑾等，1993；沈其韩和钱祥麟，1995；Wang and Mo, 1996；吴昌华和钟长汀，1998；伍家善等，1998；张福勤等，1998；Zhao et al., 1998；邓晋福等，1999；李江海等，2000；Zhai et al., 2000; Kusky and Li, 2003; Faure et al., 2007a)。
华北克拉通大规模的岩浆事件发生在~2.5Ga(沈其韩等，2004)，这一过程与大陆地壳的增生密切相关(Wan et al., 2014)。目前已报道的~2.7Ga的岩浆事件零星分布于辽东、鲁西、胶东、霍邱、武川、恒山、阜平、赞皇、中条以及太华等地区，且仅在鲁西、胶东、赞皇、武川和太华地区有较大规模分布(Wan et al., 2014; Diwu et al., 2010)。华北陆壳的增生是否与全球一致，即在2.8~2.7Ga期间发生了更大规模的岩浆事件？是后期构造运动导致该时期形成的岩石难以大规模保存？还是该岩浆事件在华北并未广泛发生？这一关键科学问题对探讨华北克拉通新太古代-古元古代早期地壳形成与演化历史、以及全面理解世界克拉通早前寒武纪基底构造格局具有重要意义，亟需对华北克拉通各变质杂岩区广泛开展更为细致地研究工作。
位于华北克拉通中部的左权变质杂岩区出露大量早前寒武纪片麻岩，岩石地球化学和锆石U-Pb年代学研究发现，部分岩石为典型TTG片麻岩。该类岩石的原岩为英云闪长岩，其锆石发育明显核边结构，核部保留完整、清晰的岩浆韵律环带，岩浆结晶年龄为2731~2727Ma；锆石边部表现变质成因特征，谐和图不一致线上交点和207Pb/206Pb加权平均年龄均介于2516~2501Ma。此外，在杂岩区其他多种岩石类型中发现了~2.7Ga的碎屑或继承锆石的存在，该发现能够为进一步研究~2.7Ga的岩浆事件在华北克拉通的空间分布提供重要的研究对象。
1 区域地质概况华北克拉通(North China Craton)是由兴蒙造山带(或中亚造山带)和祁连-秦岭-大别造山带围限起来的一个早前寒武纪稳定地块。该古老克拉通拥有约38亿年漫长演化历史。与世界上其它克拉通相比，华北克拉通经历了更为复杂的、多阶段构造演化，几乎记录了地球早期发展的所有重大构造事件(Kusky et al., 2007；翟明国，2008)。
Zhao et al.(1998)认为华北克拉通的形成与板块构造有关，且微陆块的划分在于彼此间存在碰撞型造山带(赵国春，2009)。该学者在华北克拉通中部识别出一条以两条深大断裂为界、总体呈南北向展布的“华北中部造山带”(the Trans-North China Orogen，图 1)，该造山带将华北克拉通前寒武纪基底分为东部陆块(the Eastern Block)和西部陆块(the Western Block)两部分。两个微陆块于1.95~1.80Ga期间沿华北中部造山带发生陆-(弧-)陆碰撞、拼合，最终形成现今华北克拉通统一的早前寒武纪结晶基底。中部带出露的早前寒武纪基底岩石由北向南大体分布于冀北、宣化、怀安、恒山、五台、阜平、吕梁、赞皇、左权、中条、太华和登封等地区，岩石类型主要有TTG片麻岩、表壳岩、铁镁质岩墙以及同构造或碰撞后花岗岩等(Zhao et al., 2005)。
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图 1 华北克拉通前寒武纪地质简图(a, 据Zhao et al., 2005)，示左权变质杂岩构造位置图(b, 据Zhao et al., 2001b)及左权变质杂岩地质简图(c, 据杨崇辉等，2011；河北省地质局，1968①；山西省地质局，1972②等编制)及采样点 HS-恒山杂岩；WT-五台杂岩；FP-阜平杂岩；LL-吕梁杂岩；ZH-赞皇杂岩；ZQ-左权杂岩；1-古生代地层；2-中元古代地层；3-新太古代TTG片麻岩；4-采样点 Fig. 1 Geological sketch map of the North China Craton (a, after Zhao et al., 2005), showing location of the Zuoquan metamorphic complex in the Trans-North China Orogen (b, after Zhao et al., 2001b), and the geological sketch map of the Zuoquan metamorphic complex, with sample locations (c, after Yang et al., 2011) HS-Hengshan metamorphic complex; WT-Wutai metamorphic complex; FP-Fuping metamorphic complex; LL-Lüliang metamorphic complex; ZH-Zanhuang metamorphic complex; ZQ-Zuoquan metamorphic complex; 1-Paleozoic strata; 2-Mesoproterozoic Changcheng Group; 3-Neoarchean TTG gneiss; 4-sample locations |
① 河北省地质局.1968. 1:200000高邑幅、邢台幅地质图
② 山西省地质局.1972. 1:200000左权幅、长治幅地质图和地质图说明书
左权变质杂岩位于华北中部造山带的中南段，阜平变质杂岩以南，向东北紧邻赞皇变质杂岩(图 1)，总体呈北东-南西向、细条状展布，主体出露于山西省晋中市境内。在山西省地质局(1972)编制的1:20万左权幅和长治幅地质图说明书中，将左权变质杂岩与赞皇变质杂岩统称为“赞皇群”。近年来，随着TTG及变质深成岩概念的引入，杨崇辉等(2011)在赞皇地区原“赞皇群”地层中解体出大量的TTG片麻岩和二长花岗质片麻岩及花岗岩，剩余少量的表壳岩称之为太古宙赞皇岩群。从岩性分布上看，左权-赞皇区内出露最多的为TTG片麻岩，其它各类变质岩石出露面积仅约10%以内，出露的早前寒武纪变质岩石类型主要包括：(含榴)长英质(黑云斜长)片麻岩、(含榴)斜长角闪岩、(含榴)角闪斜长片麻岩、(石榴)角闪岩、(含榴)云母片岩和长石石英岩等。在赞皇杂岩区的中南部可见大理岩和含蓝晶石石榴石(石墨)黑云斜长片麻岩零星出露。长英质片麻岩和斜长角闪岩分布广泛，前者局部暗色矿物(如黑云母等)富集。左权杂岩区中南部的长英质片麻岩中，夹多层透镜状磁铁石英岩和条带状含磁铁矿角闪岩/片麻岩等，形成多个小型沉积变质铁矿床。
两个杂岩区内岩石均经受不同程度的区域变质作用和混合岩化作用。变泥质岩石、含榴黑云角闪斜长片麻岩和含榴斜长角闪岩中均记录了前进变质、峰期高角闪岩相变质和峰期后快速降压的退变质作用等至少三个阶段的变质信息。赞皇峰期变质条件可达高角闪岩相至麻粒岩相交界处，左权杂岩记录的变质条件相对赞皇略低，为高角闪岩相。该变质作用与1.95~1.80Ga华北克拉通东、西部陆块间发生的陆-(弧)-陆碰撞造山、以及造山后快速隆升这一连续的地质过程有关。Yang et al. (2013)和宋会侠等(2018)对赞皇地区的TTG片麻岩进行了详细地岩相学、地球化学和锆石年代学研究，认为其原岩为英云闪长岩和奥长花岗岩，原岩形成时代介于2702~2677Ma之间。
2 岩相学特征在研究区系统采集各类岩石样品，并对其进行细致地岩相学研究。本文采自左权杂岩区的4件样品包括：碾草渠的样品ZZ8-1、南冶村的样品ZZ9-3、小寨的样品ZZ11-2及彭庄的样品ZZ12-1。
含榴黑云斜长片麻岩(样品ZZ8-1)的主要组成矿物为石榴石、石英、黑云母、磁铁矿等(图 2a)，斜长石含量较低，小于5%。变斑晶石榴石边部呈港湾状，与基质矿物黑云母、斜长石等平衡接触。黑云母弱定向。石榴石约1~4mm，内部无明显早期矿物包裹体，多包裹同期矿物黑云母、石英、磷灰石等。研究区“长英质浅色体”可分为早、晚两期，早期长石石英岩作为深熔脉体，无规则产出于长英质(黑云斜长)片麻岩、云母片岩或斜长角闪岩中，总体平行于寄主岩石的片麻理；晚期长英质脉体多切穿片麻理分布，与围岩间接触界线截然，为后期侵入脉体。本文样品长英质浅色体(样品ZZ9-3)属前一类型，主要组成矿物为钾长石(主要为微斜长石)、斜长石和石英，与片麻岩接触处含少量黑云母(图 2b)。磁铁矿角闪片麻岩(样品ZZ11-2)的组成矿物主要有磁铁矿、角闪石和石英(图 2c)。角闪石包括绿色普通角闪石和淡黄色镁铁闪石两类。所有矿物明显定向，构成片麻理。石英呈长条状，长轴与片麻理平行。角闪黑云斜长片麻岩(样品ZZ12-1)的主要组成矿物为石英、斜长石、黑云母及少量角闪石(图 2d)。长石、石英含量大于70%。云母、角闪石弱定向。
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图 2 左权杂岩区岩石样品的显微岩相学照片 (a)含榴黑云斜长片麻岩(样品ZZ8-1)；(b)长英质浅色体(样品ZZ9-3)；(c)磁铁矿角闪片麻岩(样品ZZ11-2)；(d)角闪黑云斜长片麻岩(样品ZZ12-1) Fig. 2 Photomicrographs of representative samples from the Zuoquan metamorphic complex (a) garnet-bearing biotite-plagioclase gneiss (Sample ZZ8-1);(b) leucosome (Sample ZZ9-3); (c) magnetite-bearing amphibole gneiss (Sample ZZ11-2); (d) hormblende-plagioclase-biotite gneiss (Sample ZZ12-1) |
所有元素测试均在国家地质实验测试中心完成。主量元素采用日本岛津制作所的顺序式X射线荧光光谱仪(XRF-1500)测定，标样采用GSR-3。微量元素采用美国FINNIAN MAT公司生产的等离子源双聚焦扇形磁式质谱仪(ICP-MS ELEMENT)测定，标样采用GSR1。XRF分析精度为2%，ICP-MS的精度优于5%。肖玲玲等(2013)对采自左权和赞皇变质杂岩区的24件片麻岩样品进行了细致的岩石地球化学研究。样品ZZ8-1和ZZ12-1的岩石化学分析结果参见表 1。
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表 1 左权片麻岩样品的岩石化学成分(主量元素：wt%；微量和稀土元素：×10-6)(数据肖玲玲等，2013) Table 1 Chemical composition of gneiss samples from the Zuoquan complex (major elements: wt%; trace and REE elements: ×10-6) (data from Xiao et al., 2013) |
前期研究表明，除部分具有特征矿物组合的变质泥质岩外，左权-赞皇地区多数正、副片麻岩在野外产状和岩石组合上无明显差别，均具有稳定、一致的片麻理。根据原岩恢复A-C-FM图解和尼格里参数((al+fm)-(c+alk))-Si图解，赞皇-左权杂岩区24件片麻岩的原岩类型大体可分为两种类型，分别为泥砂质沉积岩和中酸性火成岩(肖玲玲等，2013)。其中，样品ZZ8-1的原岩为粘土岩或杂砂岩，样品ZZ12-1落入中性火山岩区。
副片麻岩(样品ZZ8-1)的SiO2含量为69.38%，Al2O3含量为7.84%，Na2O含量为0.53%，K2O/Na2O=4.36，相对富钾，铝指数A/CNK(Al2O3/CaO+Na2O+K2O，摩尔数)为1.22，属过铝质岩石。对包括ZZ8-1在内的13件副片麻岩样品进行La/Th-Hf判别分析可揭示其物源特征，结果显示样品均落在长英质源区附近，且靠近上地壳平均成分，说明其源岩物质来自上地壳，以长英质岩石为主(肖玲玲等，2013)。13件片麻岩样品稀土总量ΣREE变化较大，为73.32×10-6~567.4×10-6，(La/Sm)N介于1.11~4.81之间，(La/Yb)N为1.13~29.8，轻、重稀土略有分异。经北美页岩成分标准化的稀土配分模式较为平坦，与太古宙后澳大利亚平均页岩成分以及上地壳平均成分相似，表明研究区副片麻岩成分类似于上地壳岩石的特征，源岩物质可能来自上地壳。Eu明显负异常，δEu=0.54~0.95(样品ZZ8-1为0.86)，表明物源中可能有不成熟的年轻弧物质的加入。岩石微量元素的平均大陆上地壳标准化蛛网图则显示，Ba、K、La、Ce、Nd、Sm明显富集，U、Nb、Sr、Hf、Zr、Tb相对亏损(肖玲玲等，2013)。利用SiO2/Al2O3-K2O/Na2O双变量图解显示，样品大多落入演化岛弧和活动大陆边缘区，样品ZZ8-1落于被动大陆边缘背景环境中。考虑到K、Na等主量元素的活动性，利用不活动元素Th-Co-Zr/10判别图解对上述结果进行检验，多数样品都落在岛弧和活动大陆边缘附近区域，样品ZZ8-1落在大陆岛弧区(肖玲玲等，2013)。
据标准矿物An-Ab-Or岩石分类图解，样品ZZ12-1原岩为英云闪长岩。SiO2含量为65.74%，Al2O3含量为16.60%，Na2O含量为4.59%，K2O/Na2O=0.33，相对富钠。铝指数A/CNK为0.98，属亚铝质岩石。包括ZZ12-1在内的11件正片麻岩样品的稀土总量变化较大，ΣREE=73.32×10-6~567.4×10-6，(La/Sm)N=2.74~7.76(样品ZZ12-1为2.74)，(La/Yb)N为12.6~74.8(样品ZZ12-1为14.4)。所有样品轻、重稀土明显分异，轻稀土富集，重稀土亏损。多数样品的δEu介于1.10~2.02之间(样品ZZ12-1为1.10)，明显正异常。大离子亲石元素Ba、Rb、K相对富集，高场强元素Nb、Ta、Ti明显亏损，类似于火山弧花岗岩特征(肖玲玲等，2013)。在花岗岩的Ta-Yb构造判别图解中，包括ZZ12-1在内的10件样品落在火山弧花岗岩区。La/Yb-Th/Yb图解显示类似结果，10件样品均落在大陆边缘弧范围内，而样品ZZ12-1则落在远离岛弧和大陆边缘弧的空白区域(肖玲玲等，2013)。
4 锆石LA-ICP-MS年代学和单矿物地球化学所有样品的锆石LA-ICP-MS年代学测试分别在中国地质调查局天津地质调查中心和中国地质大学(北京)进行，部分样品(ZZ12-1)的锆石稀土微量元素分析在中国地质大学(北京)进行。
中国地质大学(北京)所使用的多接收电感耦合等离子质谱仪为Agilent 7500a ICP-MS，激光器为Geolas-193 UV。中国地质调查局天津地质调查中心所使用的多接收电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)为美国Thermo Fisher公司生产的NEPTUNE，激光器为美国ESI公司生产的NEW WAVE 193-FX ArF准分子激光器。束斑直径为35 μm。测年方法和原理已有专文作过详细介绍(Liu et al., 2007c)。采样方式为激光单点剥蚀。U-Th-Pb同位素比值分别采用标准锆石91500(中国地质大学(北京)；1065.4Ma，Wiedenbeck et al., 1995)和GJ-1(天津地质调查中心；609Ma，Jackson et al., 2004)为外部标准校正获得。微量元素浓度计算以国际标样NIST610玻璃作为外标，29Si作为内标(锆石中SiO2含量约为32.8%)进行计算。普通Pb校正方法据Steiger and Jäer(1977)。运用ICPMSDataCal(Liu et al., 2010)程序进行数据处理，运用ISOPLOT程序(Ludwig, 2003)进行谐和曲线绘制。同位素比值和单个年龄实测误差为1σ，加权平均年龄误差为95%置信度。
4.1 含榴黑云斜长片麻岩(ZZ8-1)该样品中锆石多呈浅黄色或无色，透明至半透明，粒度30~150μm不等，锆石形态多为浑圆状、短柱状，少数呈长柱状，少数颗粒含黑色矿物包裹体。阴极发光(CL)图像显示，部分锆石发育核边结构(图 3a)，个别锆石边部发育相对较宽(>30μm)，能够同时获得同一样品的核部与边部的年龄数据。对样品中的27颗锆石进行了29个点分析，年代学分析数据见表 2。根据该岩石中锆石阴极发光图像特征，可将其划分为两种类型。
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图 3 含榴黑云斜长片麻岩(样品ZZ8-1)的锆石年代学相关图 (a)锆石阴极发光(CL)图像，圆圈代表测试点位；(b)锆石207Pb/206Pb年龄与Th/U相关关系图；(c)第一类锆石的U-Pb谐和曲线图；(d)第二类锆石的U-Pb谐和曲线图.测点号参见表 2 Fig. 3 Chronological diagrams for the analyzed zircons from garnet-bearing biotite-plagioclase gneiss (Sample ZZ8-1) (a) CL images, and the circles represent the spots from which LA-ICP-MS measurements were taken; (b) Th/U ratios and 207Pb/206Pb relation diagram; (c, d) U-Pb concordia diagram. The numbers refer to the analytical data listed in Table 2 |
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表 2 研究区各类岩石样品的锆石U-Pb同位素分析结果 Table 2 Zircon U-Pb analytical data of the samples from the Zuoquan complex |
第一类为发光性不均匀、具有弱或明显岩浆环带的锆石或锆石核部(图 3a)，为岩浆成因锆石。对16颗该类锆石进行了16个点分析，获得U含量为40×10-6~829×10-6，Th/U比值为0.30~1.01(图 3b)，207Pb/206Pb年龄介于2706~2525Ma之间，点No.19的207Pb/206Pb年龄最小，为2525±14Ma。所有点的不一致线上交点年龄为2688±17Ma(MSWD=3.3)，8个近谐和线分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2685±10Ma(MSWD=1.7)(图 3c)。三个分析点No.4、No.6和No.25分别获得了2702±14Ma、2699±13Ma和2706±15Ma的207Pb/206Pb年龄。以上数据表明，岩石物源区存在~2.7Ga的一期主要岩浆事件，且该岩石的原岩沉积年龄应小于2688Ma。
第二类锆石发光性均匀，内部结构一致，为第一类锆石的暗色边部微区或单独的锆石颗粒(图 3a)。对13颗该类锆石进行了13个点分析，获得U含量变化于63×10-6~430×10-6之间，Th/U比值为0.18~1.41(图 3b)，207Pb/206Pb年龄多数介于2614~2468Ma之间，点No.28和No.29的207Pb/206Pb年龄分别为2698±18Ma和2797±18Ma。9个有效分析点的不一致线上交点年龄为2499±9Ma(MSWD=1.19)，6个近谐和线分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2497±11Ma(MSWD=0.84)(图 3d)。根据阴极发光图像特征和已有数据(如Th/U比值)，初步推测为变质年龄。对于无核边结构的个别锆石颗粒，如点No.28，其获得了与第一类锆石类似的207Pb/206Pb年龄(2698±18Ma)，且相应锆石CL图像较亮(图 3a)，推测其与第一类锆石成因类似，亦为岩浆锆石，因受后期热事件影响，其韵律环带并未保留。另外，两类锆石均显示不同程度的Pb丢失(图 3c，d)，表明锆石受后期热事件的影响明显。
4.2 长英质浅色体(ZZ9-3)样品中锆石呈浅黄色或无色，半透明，颗粒大小不一，最大颗粒直径可达300μm，呈浑圆状或柱状，个别颗粒含有暗色矿物包裹体。CL图像中，多数锆石发育明显核边结构(图 4a)。对样品中的22颗锆石进行了39个点分析，年代学分析数据见表 2。
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图 4 长英质浅色体(样品ZZ9-3)的锆石年代学相关图 (a)锆石阴极发光(CL)图像，圆圈代表测试点位；(b)锆石207Pb/206Pb年龄与Th/U相关关系图；(c)第一类锆石的U-Pb谐和曲线图；(d)第二类锆石的U-Pb谐和曲线图.测点号参见表 2 Fig. 4 Chronological diagrams for the analyzed zircons from leucosome (Sample ZZ9-3) (a) CL images, and the circles represent the spots from which LA-ICP-MS measurements were taken; (b) Th/U ratios and 207Pb/206Pb relation diagram; (c, d) U-Pb concordia diagram. The numbers refer to the analytical data listed in Table 2 |
第一类为锆石的核部微区，多具有微弱或明显韵律环带(图 4a)，为岩浆成因锆石。对19颗该类锆石进行了17个点分析发现，锆石U含量变化非常大(94×10-6~1295×10-6)，Th/U比值为0.02~0.36，207Pb/206Pb年龄介于2796~2342Ma之间(图 4b)，其中，No.3获得的207Pb/206Pb年龄为2796±17Ma。15个有效数据点获得不一致线上交点年龄为2491±7Ma(MSWD=1.4)，位于谐和曲线附近的13个点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2491±9Ma(MSWD=1.0)(图 4c)，代表原岩形成时代。
第二类锆石为发光性均匀的锆石或锆石边部，内部结构较为一致(图 4a)。对21颗该类锆石进行了21个点分析，其U含量在334×10-6~1858×10-6之间变化，Th/U比值为0.02~0.11(图 4b)，207Pb/206Pb年龄介于2520~1895Ma之间。受后期热事件影响，经历不同程度的Pb丢失，不一致线上交点年龄为2489±34Ma(MSWD=21)(图 4d)。根据阴极发光图像特征和Th/U比值，初步推测其为变质成因锆石，2489Ma代表浅色体所经历的变质时代。显然，在该岩石结晶成岩后的非常短的时间内(约2Myr)就遭受了一期变质作用事件的改造。
4.3 磁铁矿角闪片麻岩(ZZ11-2)样品中锆石粒度较大，约200~500μm，多柱状。CL图像显示，锆石均呈现微弱环带，无核边结构，受变质重结晶作用影响，原有韵律环带被部分重置(图 5a)。对该样品中16颗锆石的16个点分析表明，锆石U含量变化不大，介于40×10-6~233×10-6之间，Th/U比值在0.02~1.25之间变化(图 5c)。分析点No.6的207Pb/206Pb年龄为2623±20Ma，No.10的207Pb/206Pb年龄为2600±20Ma，No.13的207Pb/206Pb年龄为2709±14Ma，No.16的207Pb/206Pb年龄为2336±15Ma。其余12个数据点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2464±11Ma(MSWD=2.9)(图 5b)，解释为岩浆锆石结晶年龄。
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图 5 磁铁矿角闪片麻岩(ZZ11-2)的锆石年代学相关图 (a)锆石阴极发光(CL)图像，圆圈代表测试点位；(b)锆石的U-Pb谐和曲线图；(c)锆石207Pb/206Pb年龄与Th/U相关关系图.测点号参见表 2 Fig. 5 Chronological diagrams for the analyzed zircons from magnetite-bearing amphibole gneiss (Sample ZZ11-2) (a) CL images, and the circles represent the spots from which LA-ICP-MS measurements were taken; (b) U-Pb concordia diagram; (c) Th/U ratios and 207Pb/206Pb relation diagram. The numbers refer to the analytical data listed in Table 2 |
该样品中锆石多呈浅褐色或无色，透明，粒度100~300μm不等，锆石自形程度高，多为柱状，几乎不含矿物包裹体。阴极发光图像显示，部分锆石发育明显的核边结构，且锆石边部发育相对较宽(图 6a、图 7a)。在CL图像中，可识别出两种成因类型的锆石。第一类锆石或锆石核部具有明显韵律环带，为典型岩浆成因。第二类锆石内部结构一致，发光性均匀，显示变质成因锆石特征，表现为第一类锆石的边部或独立的锆石颗粒。在中国地质调查局天津地质调查中心对样品的30颗锆石进行了40个点的同位素年代学分析(表 2)，在中国地质大学(北京)对51颗锆石进行了53个点的同位素年代学和稀土微量元素分析(表 3)。
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图 6 角闪黑云斜长片麻岩(样品ZZ12-1)的锆石年代学相关图 (a)锆石阴极发光(CL)图像，圆圈代表测试点位；(b)锆石207Pb/206Pb年龄与Th/U相关关系图；(c)第一类锆石的U-Pb谐和曲线图；(d)第二类锆石的U-Pb谐和曲线图.测点号参见表 2 Fig. 6 Chronological diagrams for the analyzed zircons from amphibole-biotite-plagioclase gneiss (Sample ZZ12-1) (a) CL images, and the circles represent the spots from which LA-ICP-MS measurements were taken; (b) Th/U ratios and 207Pb/206Pb relation diagram; (c-d) U-Pb concordia diagram. The numbers refer to the analytical data listed in Table 2 |
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图 7 角闪黑云斜长片麻岩(样品ZZ12-1)的锆石年代学相关图 (a)锆石阴极发光(CL)图像，圆圈代表测试点位；(b)锆石207Pb/206Pb年龄与Th/U相关关系图；(c、d)球粒陨石标准化的锆石稀土元素配分模式图；(e、f)第二组锆石的U-Pb谐和曲线图.测点号参见表 3 Fig. 7 Chronological diagrams for the analyzed zircons from amphibole-biotite-plagioclase gneiss (Sample ZZ12-1) (a) CL images, and the circles represent the spots from which LA-ICP-MS measurements were taken; (b) Th/U ratios and 207Pb/206Pb relation diagram; (c, d) chondrite-normalized REE distribution pattern; (e, f) U-Pb concordia diagrams. The numbers refer to the analytical data listed in Table 3 |
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表 3 左权杂岩区角闪黑云斜长片麻岩(样品ZZ12-1)的锆石U-Pb同位素分析结果 Table 3 Zircon U-Pb analytical data of amphibole-biotite-plagioclase gneiss (Sample ZZ12-1) from the Zuoquan complex |
中国地质调查局天津地质调查中心的测试结果显示，第一类锆石(在20颗锆石上进行了20个点分析)的U含量变化大(52×10-6~814×10-6)，Th/U比值为0.44~1.52(图 6b)。多数测试点的207Pb/206Pb年龄介于2758~2657Ma之间，点No.11和No.39的207Pb/206Pb年龄与第一类锆石相近，分别为2551±14Ma和2522±14Ma，点No.29的207Pb/206Pb年龄为2986±13Ma。18个有效数据点(除点No.11和No.29外)的不一致线上交点年龄为2727±14Ma(MSWD=3.6)(图 6c)，代表TTG岩浆岩的结晶年龄。第二类锆石(在20颗锆石上进行了20个点分析)U含量变化于44×10-6~314×10-6之间，Th/U比值为0.17~1.14(图 6b)。20个分析点均位于谐和曲线附近，不一致线上交点年龄为2516±8Ma(MSWD=1.5)，207Pb/206Pb加权平均年龄为2516±6Ma(MSWD=1.08)(图 6d)。根据阴极发光图像特征和Th/U比值，本文倾向于认为其代表了岩石的变质时代。
根据中国地质大学(北京)测试结果，所有锆石稀土元素配分模式均具有轻稀土亏损、重稀土富集特征，Eu存在明显负异常(图 7c，d)。按轻稀土亏损程度，锆石可分为两组。
第一组(16个数据点)锆石轻稀土略亏损(图 7c)，(La/Sm)N=0.105~1.004，(La/Yb)N=0.003~0.143。该组包括11个核部锆石(第一类锆石)分析点和5个边部锆石(第二类锆石)分析点。前者的207Pb/206Pb年龄较为分散，为2726~2327Ma，后者207Pb/206Pb年龄介于2507~2338Ma之间，二者年龄无明显分布规律(图 7b)。
第二组锆石(37个分析点)轻稀土更为亏损(图 7d)，(La/Sm)N=0.003~0.229，(La/Yb)N=0.000~0.005。该组包括18个核部锆石(第一类锆石)分析点和19个边部锆石(第二类锆石)分析点，两类锆石年龄分布规律明显(图 7b)。第一类锆石的U含量为28×10-6~160×10-6，Th/U比值为0.49~1.14(图 7b)。12个有效数据点的不一致线上交点年龄为2731±12Ma(MSWD=1.2)(图 7e)，207Pb/206Pb加权平均年龄为2732±9Ma(MSWD=1.08)，代表TTG岩浆岩的结晶年龄。第二类锆石的U含量为38×10-6~377×10-6之间，Th/U比值为0.27~1.32(图 7b)。位于谐和曲线附近的17个分析点获得不一致线上交点年龄为2501±8Ma (MSWD=1.3)，207Pb/206Pb加权平均年龄为2502±9Ma(MSWD=1.9)(图 7f)，可能代表岩石的变质年龄。
5 讨论 5.1 TTG岩石及其地球化学特征TTG或TTG岩套(TTG suite)这个概念由Jahn et al.(1981)首次提出，是英云闪长岩(Tonalite)、奥长花岗岩(Trondhejmite)和花岗闪长岩(Granodiorite)三类中酸性侵入岩的英文首字母缩写(Martin and Arndt, 2014)。TTG片麻岩是指主要由上述三类中酸性侵入岩发生变质变形作用所形成的片麻岩组合。这类片麻岩在野外多呈灰色，因此也常常被称为灰色片麻岩(郭安林和张国伟，1989)。虽然TTG并非太古宙独有，但在太古宙分布最广、是太古宙富有特色的一种岩浆建造(王仁民，1994)，其变质演化历史能够为研究早期地壳演化和古板块构造提供重要信息。
典型的TTG是由石英+斜长石+黑云母组成的、具等粒结构的深成侵入岩。TTG岩石中钾长石通常缺失或含量很少，较初始的组分中通常富含角闪石，副矿物可出现褐帘石、绿帘石、磷灰石、锆石和钛磁铁矿等(Martin and Arndt, 2014)。TTG岩石具有富硅、高钠和低钾特征，其中SiO2>64%(一般为70%或更高)，3.0%≤Na2O≤7.0%，K2O/Na2O < 0.5，该类岩浆的分异过程无钾元素富集；岩石富铝、贫铁镁质组分(Fe2O3T+MgO+MnO+TiO2≤5%)；稀土元素分异明显，轻稀土富集、重稀土亏损，La/Yb可高达150；微量元素亏损Nb、Ta和Ti，高Sr，Sr、Eu无异常或正异常(刘富，2010)。与现代新生陆壳相比，太古宙TTG片麻岩稀土元素分异程度相对较低、Yb含量较高、La/Yb比值较低。太古宙的TTG片麻岩和显生宙的埃达克岩具有相似的地球化学特征(Rollinson and Martin, 2005; Martin et al., 2005)，即高铝、富钠、低钾、高锶、稀土元素强烈分异、贫重稀土以及Y和Yb含量低。埃达克岩的地球化学特征表明其来源于变质玄武质源区(Defant and Drummond, 1993)。
左权样品ZZ12-1的SiO2含量为65.74%，K2O/Na2O=0.33，具有富硅、高钠和低钾特征，属亚铝质岩石，铁镁质组分为6.81%。稀土元素分异明显，轻稀土富集、重稀土亏损，(La/Yb)N为14.4，微量元素Nb、Ta和Ti明显亏损，Sr含量高(498×10-6)且无异常，Eu正异常(δEu=1.10)(肖玲玲等，2013)。样品的原岩为英云闪长岩，属TTG岩石。
5.2 太古宙TTG片麻岩成因及形成的构造环境自20世纪70年代以来，地质学家对太古宙TTG片麻岩提出了多种岩石成因模式(Arth and Hanson, 1972; Moorbath, 1975; Barker and Arth, 1976; Arth et al., 1978; Jahn and Zhang, 1984; Foley et al., 2002; Rapp et al., 2003; Nair and Chacko, 2008; Martin et al., 2005; Martin and Arndt, 2014)。其中，含水、低钾的玄武质岩石，在石榴石±角闪石稳定的高压条件下(如榴辉岩或榴闪岩)发生部分熔融形成TTG岩浆，这一模式逐渐得到了多数学者的认同(Arth and Hanson, 1972; Martin, 1987; Drummond and Defant, 1990; Atherton and Petford, 1993; Rapp and Watson, 1995; Winther, 1996; Foley et al., 2002; Rapp et al., 2003; Nair and Chacko, 2008; Moyen and Martin, 2012; Martin and Arndt, 2014)。但关于玄武质岩石的具体组分(Winther, 1996)和变质程度(Foley et al., 2002; Rapp et al., 2003; Nair and Chacko, 2008)目前仍存在争议。TTG岩套总体缺乏铁质端元，说明其形成过程占主导作用是部分熔融，而不是分异结晶(Condie, 2005; Martin and Arndt, 2014)。造成玄武质岩石部分熔融形成TTG岩浆的构造环境，大致存在板块构造模式和非板块构造模式两种观点(刘富，2010)。
板块构造模式认为TTG岩浆形成于温度较高的太古宙俯冲洋壳的部分熔融(Drummond et al., 1990; Martin, 1999; Martin et al., 2005)。原因在于：(1)Martin et al.(2005)对保留原始组分的太古宙TTG片麻岩的研究发现，随着时代从老到新，其成分有系统的变化，如Mg#(分子比Mg/(Mg+Fe2+))、Ni和Cr含量会增加。同时，一些关键的元素含量要高于玄武质岩石部分熔融所形成的熔体，推测与地幔橄榄岩的交代作用有关(Martin et al., 2005)，俯冲带中的地幔楔理论更易解释该现象(刘富，2010)。(2)TTG岩套的形成所需压力较高，地球化学特征与埃达克岩类似，埃达克岩的发现和细致研究为探讨其形成环境提供了强有力的参考。(3)新生代的埃达克岩大致出露于环太平洋俯冲带上，其形成与年轻(< 25Ma)、热的玄武质洋壳俯冲至75~85km深处发生部分熔融作用有关(Defant and Drummond, 1990)。(4)太古宙地热梯度(约25~30℃/km；刘富，2010)明显高于现代，其正常热流值已与现代俯冲带“热俯冲”相当(Martin and Arndt, 2014)，故太古宙TTG片麻岩形成的构造过程可与埃达克岩相对比，即形成于“热俯冲”大洋板片的部分熔融(Martin, 1986; Martin et al., 2005)：温度较高的洋壳发生俯冲，板片进入石榴石稳定相区(石榴角闪岩相-榴辉岩相)，俯冲洋壳在尚未脱水的情况下开始发生部分熔融，从而产生类似埃达克岩的TTG岩浆，而不似近代俯冲带那样生成钙碱性的岩浆(Martin, 1987)。然而，太古宙是否板块构造是一个充满争议的问题，目前尚未发现该时期典型的蓝闪石片岩和蛇绿岩套，学者们对于太古宙板块构造的探索多集中在高压麻粒岩上(王仁民等，1991)。另外，太古宙的地壳生长有明显的峰期(Condie et al., 2009)，而板块俯冲很难在短时间内形成巨量的TTG岩石。
非板块构造模式认为TTG岩浆由加厚下地壳的部分熔融形成(Atherton and Petford, 1993; Smithies and Champion, 2002; Whalen et al., 2002)。但多数研究者认为地幔难以直接熔融出陆壳岩石的平均成分，即使最早的少量花岗质岩石可以通过科马提质岩浆高度分异而来(Jordan, 1978)，但大量的TTG片麻岩的形成可能更需借助二次岩浆分离模式来完成(Martin, 1987)。而该岩浆分离模式是否基于板块机制，至今未有定论(Barker and Arth, 1976; Glikson, 1979; Martin et al., 2005; Smithies et al., 2007, 2009)。由于板块构造和地幔柱构造的产物常常密切共生，而且地幔柱构造的发育多造成地壳快速且巨量地生长，故部分学者认为地幔柱构造与板块构造的交互作用支配了前寒武纪的构造演化(Richter, 1985)。
5.3 华北克拉通太古宙主要岩浆序列华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，其最早的陆壳生长事件可追溯至约3.8Ga(Liu et al., 1992, 2007a; Song et al., 1996；万渝生等，2009；Wan et al., 2005)。近二十年来，随着锆石微区U-Pb年代学测试方法的推广与利用，大量高精度原位锆石年代学资料显示，华北克拉通最强烈的构造热事件发生在新太古代晚期(伍家善等，1998；Zhai et al., 2000, 2005; Zhao et al., 2001b, 2002, 2008; Guan et al., 2002; Gao et al., 2004; Kröner et al., 2005b；沈其韩等，2005；Wilde et al., 2005)，基于此，多数学者认为，与世界其他克拉通广泛分布~2.7Ga的构造热事件不同(Condie, 1998, 2000; O’Neill et al., 2007)，华北克拉通的早前寒武纪的地壳生长存在特殊性，其最主要的陆壳生长期发生在~2.5Ga(Windley, 1995)。
关于~2.5Ga岩浆事件的构造机制，目前存在岛弧岩浆作用和幔源岩浆底板垫托作用两种不同认识。前一观点认为微陆块拼贴作用导致俯冲板片的部分熔融，形成了华北克拉通大规模的岩浆事件(Kröner et al., 2005b; Wilde et al., 2005; Li et al., 2002; Nutman et al., 2011)，华北克拉通东部大规模的TTG岩浆岩便形成于该过程。底板垫托观点认为高温的幔源基性岩浆侵入于下地壳或地壳底部，使上覆地壳物质发生部分熔融从而形成了花岗质岩浆(肖庆辉等，2005；Yang et al., 2008)。Zhao(2007)从变质作用角度支持地幔柱是新太古代晚期地壳形成和演化的主要构造机制，依据在于华北克拉通东部新太古代基底岩石在其形成后不久便发生了变质作用，且变质作用轨迹显示典型逆时针近等压冷却型特征。
近年来，不同学者先后对华北克拉通基底和现代河流分别进行了全岩Nd同位素亏损地幔模式年龄(Wu et al., 2005)和碎屑锆石Hf模式年龄(Yang et al., 2009)研究，并根据研究结果提出了另一种可能性，即与世界众多克拉通类似，华北克拉通最主要的地壳生长事件发生亦在2.8~2.7Ga，而~2.5Ga的地壳生长事件应处于次要地位(Wu et al., 2005)。同时，华北克拉通~2.5Ga壳源花岗质岩石的全岩Nd同位素模式年龄和锆石Hf同位素模式年龄结果显示，其峰期均介于2.9~2.7Ga之间(Geng et al., 2012; Wan et al., 2014)，推测华北克拉通~2.5Ga的地壳来自于中太古代-新太古代早期初生地壳的重熔或再造作用(Wu et al., 2005; Wan et al., 2014)。
刘富(2010)研究表明怀安片麻岩为~2.5Ga的初生地壳，推测新太古代晚期华北克拉通既有初生地壳的增生，又有古老物质的再造作用发生(Wilde et al., 2005; Wan et al., 2014)。
5.4 华北克拉通~2.7Ga TTG片麻岩在中部带的空间分布近年来，华北克拉通~2.7Ga的年龄数据相继被报道(Zheng et al., 2004, 2009; Kröner et al., 2005a, b; Jahn et al., 2008; Jiang et al., 2010; Wan et al., 2011b；董晓杰等，2012；Han et al., 2012; Yang et al., 2013; Zhu et al., 2013；路增龙等，2014；宋会侠等，2018)。这些年龄数据的获得多数来自~2.7Ga的TTG片麻岩的岩浆锆石。Wan et al.(2014)对近年来华北克拉通识别出的~2.7Ga的TTG岩石的空间分布、岩石类型、地球化学和Nd、Hf同位素组成进行了系统的综述和对比，研究发现该类岩石在胶东半岛、鲁西、赞皇和武川杂岩区有大面积出露，在恒山、阜平和中条等杂岩区有零星分布。岩石成分均以英云闪长质为主，普遍经历了新太古代晚期强烈的变质作用、变形作用和深熔作用改造，野外难以与~2.5Ga TTG区分。此外，Diwu et al.(2010)认为太华杂岩的鲁山地区亦有大面积TTG质片麻岩出露，其主体形成于2794~2752Ma。刘超辉等(未发表数据)在蚌埠杂岩区也发现了~2.7Ga的TTG质片麻岩，原岩年龄为2731±9Ma。
根据前人研究工作和Wan et al.(2014)综述结果，现将华北克拉通~2.7Ga的年龄记录在中部带不同变质杂岩区的主要分布情况详述如下。
5.4.1 恒山杂岩恒山变质杂岩由四个基本岩性单元组成，包括：恒山TTG片麻岩、基性麻粒岩/斜长角闪岩、朱家坊表壳岩和义兴寨花岗岩体(田永清等，1991；Zhao et al., 2001a, 2007)。其中，恒山TTG片麻岩约占80%，多形成于~2.5Ga，亦有少量~2.7Ga的年龄信息报道(Kröner et al., 2005a; Faure et al., 2007b)。基性麻粒岩/角闪岩和局部保留的榴辉岩残片多以包体、布丁状或似层状产出于恒山片麻岩中。TTG岩石经历了麻粒岩相-角闪岩相变质作用和多期变形作用改造，混合岩化作用强烈，局部显示原位熔融和高级深熔作用特征(Zhao et al., 2001a, 2007)，来源于地幔基性岩石的部分熔融，就位于岩浆弧环境(Kröner et al., 2005a, b)。
Kröner et al.(2005a)分别对杂岩区的奥长花岗片麻岩和混合岩化片麻岩(来自英云闪长质成分岩石)的富含角闪石的暗色体进行了锆石SHRIMP年代学测试，各自获得位于锆石岩浆微区、近谐和线的6个有效分析点，其U含量分别为46×10-6~296×10-6和54×10-6~152×10-6，Th/U比值分别为0.46~0.73和0.30~0.66，207Pb/206Pb加权平均年龄分别为2701±5.5Ma(MSWD=0.95)和2712±2Ma(MSWD=0.02)，两者均被解释为原岩就位时代。
Faure et al.(2007b)对混合岩的浅色体(Migmatitic leucosome)进行了锆石LA-ICP-MS年代学研究，获得位于锆石岩浆微区、近谐和线的7个有效分析点，其U含量和Th/U比值分别为96×10-6~205×10-6和0.29~0.57，207Pb/206Pb加权平均年龄分别为2686±7Ma(MSWD=1.5)，代表了熔融形成浅色体的岩浆岩原岩的年龄。
5.4.2 阜平杂岩阜平变质杂岩包括阜平TTG片麻岩、龙泉关眼球状片麻岩、阜平表壳岩、湾子表壳岩系和南营花岗质片麻岩等组成单元(Zhao et al., 2002)。其中，阜平TTG片麻岩约占60%，主体形成于2523~2475Ma(Guan et al., 2002)，经历高角闪岩相-麻粒岩相变质作用及强烈的多期变形作用，基性麻粒岩和斜长角闪岩以包体形式产出于其中。岩相学和地球化学数据表明阜平片麻岩来自于幔源玄武质岩石的部分熔融(Zhao et al., 2002)。
Guan et al.(2002)在~2.5Ga的花岗质片麻岩中发现了~2.7Ga的片麻状角闪英云闪长岩透镜体。后者的锆石SHRIMP年代学研究结果显示，岩浆锆石的18个分析点的U含量和Th/U比值分别为53×10-6~440×10-6和0.31~0.94，近谐和线的9个有效分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2708±11Ma(MSWD=1.1)，解释为英云闪长质原岩的结晶年龄。
程裕淇等(2004)对大柳树地区的长英质麻粒岩进行了岩相学、地球化学和锆石SHRIMP年代学测试，认为其为副片麻岩，并非前人(吴昌华等，2000；刘树文等，2002)所认为的TTG。获得碎屑岩浆锆石6个测试点的U含量和Th/U比值分别为25×10-6~469×10-6和0.40~1.14，6个点位于谐和线上或附近，207Pb/206Pb加权平均年龄为2693±17Ma(MSWD=7.3)，解释为源区火成岩的结晶年龄。
Han et al.(2012)在由浅色和灰色成分层相间排列的阜平TTG片麻岩中，发现了~2.7Ga的浅色英云闪长质成分条带。后者的锆石LA-ICP-MS年代学研究发现，32个岩浆锆石的分析点的U含量和Th/U比值分别为67×10-6~358×10-6和0.28~1.03。22个点获得的上交点年龄为2753±35Ma(MSWD=2.2)，其中近谐和曲线的9个有效分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2760±18Ma(MSWD=1.8)，代表了初始的侵入脉体英云闪长岩的形成年龄。
路增龙等(2014)对东城铺地区的英云闪长质片麻岩进行了锆石SHRIMP年代学测试，32颗岩浆锆石的Th/U比值为0.4~1.2，位于谐和线上19个点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2669±10Ma(MSWD=0.004)，代表原岩形成年龄。
5.4.3 赞皇杂岩赞皇变质杂岩主要由TTG片麻岩类、深熔花岗岩类和变质表壳岩组成。赞皇群富铝片麻岩和斜长角闪岩变质程度可达高角闪岩相至麻粒岩相过渡带，后者以透镜状或似层状方式产出于TTG片麻岩中(Xiao et al., 2011, 2014；肖玲玲等，2011)。Yang et al.(2013)认为杂岩区存在~2.7Ga和~2.5Ga两类TTG片麻岩，且二者分布广泛。
Yang et al.(2013)对该地区的条带状英云闪长岩进行了锆石SHRIMP年代学研究，32个岩浆锆石测试点获得的U含量和Th/U比值分别为145×10-6~2044×10-6和0.02~1.81，其中，15个分析点组成的上交点年龄为2677±13Ma(MSWD=2.6)，近谐和线的一个分析点的207Pb/206Pb年龄为2692±12Ma，推测原岩的形成时代约为2.69Ga(Yang et al., 2013)。
宋会侠等(2018)在孟家庄-白鹿角一带发现英云闪长质和奥长花岗质片麻岩，锆石LA-ICP-MS和SHRIMP年代学测试表明，岩浆锆石U含量和Th/U比值分别为41×10-6~321×10-6、45×10-6~244×10-6和0.22~0.71、0.22~0.48，207Pb/206Pb加权平均年龄分别为2702±13Ma(MSWD=0.18，N=24)和2690±10Ma(MSWD=3.0，N=17)，均代表原岩形成年龄。
5.4.4 中条杂岩中条变质杂岩主要由涑水杂岩、同善杂岩、绛县群、中条群、担山石群和西洋河群等组成(刘树文等，2007；张晗和孙丰月，2012)。新太古代TTG主体出露在涑水杂岩和同善天窗内(张晗和孙丰月，2012)，锆石年代学数据显示，涑水杂岩主要花岗岩侵入时代介于2.55~2.45Ga之间(田伟等，2005；郭丽爽等，2008；赵凤清，2006)。
Zhu et al.(2013)在涑水杂岩发现~2.7Ga的英云闪长质片麻岩和片麻状奥长花岗岩。SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb锆石年代学研究发现，英云闪长质片麻岩中岩浆锆石17个分析点的U含量和Th/U比值分别为22×10-6~617×10-6和0.08~0.69。近谐和线的12个分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2694±6Ma(MSWD=0.75)，代表原岩就位时代。片麻状奥长花岗岩中岩浆锆石19个分析点的U含量和Th/U比值分别为124×10-6~1471×10-6和0.02~0.81。近谐和线的3个分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为2713±7Ma(MSWD=0.49)，代表奥长花岗岩的形成时代。
5.4.5 太华杂岩太华变质杂岩出露于华山、灵宝、三门峡、洛宁、熊耳山、鲁山和舞钢等地区，总体呈NWW-SEE方向展布。“太华群”变质岩石包括TTG质片麻岩、斜长角闪片麻岩、泥质片麻岩和大理岩等，普遍经历角闪岩相变质作用(Lu et al., 2013; Wang et al., 2014; Chen et al., 2015)，局部地区(如鲁山)出露(高压)基性麻粒岩(孙勇，1983；沈其韩等，1992)。Diwu et al.(2010)认为鲁山地区的TTG质片麻岩主体形成于2794~2752Ma，表壳岩系的沉积时代介于2.2~2.0Ga之间。
Kröner et al.(1988)和Sun et al.(1994)分别对登封地区的暗色流纹英安岩和鲁山地区的英云闪长质片麻岩进行了单颗粒锆石年代学研究，分别获得了2841±16Ma和2806±7Ma的年代学数据，前者代表了登封地区英云闪长岩岩体的结晶时代(Kröner et al., 1988)，后者代表了鲁山花岗质岩体的就位时代(Sun et al., 1994)。
Diwu et al.(2010)对鲁山地区的奥长花岗质片麻岩、英云闪长质片麻岩和斜长角闪岩分别进行了LA-ICP-MS U-Pb锆石年代学研究。奥长花岗质片麻岩15颗岩浆锆石的U含量、Th含量和Th/U比值分别为41×10-6~116×10-6、216×10-6~385×10-6和0.11~0.63，上交点年龄为2752±5Ma(MSWD=0.47)，代表了奥长花岗质片麻岩的原岩年龄。英云闪长质片麻岩13颗岩浆锆石的U、Th含量和Th/U比值分别为52×10-6~229×10-6、28×10-6~359×10-6和0.31~1.86，上交点年龄为2763±4Ma(MSWD=0.26)，被解释为原岩年龄。2件斜长角闪岩样品均获得部分岩浆成因锆石。一件样品的14颗岩浆锆石的U含量、Th含量和Th/U比值分别为43×10-6~426×10-6、41×10-6~220×10-6和0.72~3.86，上交点年龄为2791±7Ma(MSWD=0.27)；另一件样品的U含量、Th含量和Th/U比值分别为37×10-6~275×10-6、25×10-6~121×10-6和0.27~0.90，上交点年龄为2794±5Ma(MSWD=0.45)。两个年龄均代表其岩浆岩原岩形成时代。
5.5 左权变质杂岩区~2.7Ga和~2.5Ga年龄记录及其构造指示本文锆石U-Pb年代学研究表明，左权变质杂岩区多种岩石类型中均记录了~2.5Ga和~2.7Ga两组年龄信息。
第一组(2516~2464Ma)年龄的成因，尚需更多证据做进一步核实。鉴于华北克拉通以广泛发育~2.5Ga构造热事件为特征，且该热事件既包括花岗岩类的岩浆作用，又包括变形、变质作用。本文根据已有证据初步推测，左权该组年龄中部分代表岩浆年龄，部分代表变质年龄。前者的代表性样品为ZZ9-3和ZZ11-2，其第一类锆石获得的年龄分别为2491±7Ma和2464±11Ma。该组年龄(2491~2464Ma)与新太古代末期-古元古代早期华北克拉通广泛存在的岩浆事件时间较为一致，且紧邻左权变质杂岩的赞皇杂岩区同样广泛发育~2.5Ga的花岗质岩石(如郝庄花岗岩；Wang et al., 2017)。变质年龄(2516~2489Ma)代表性样品是ZZ8-1、ZZ9-3和ZZ12-1，其第二类锆石获得的年龄分别为2499±9Ma、2489±34Ma和2516±6Ma(或2501±8Ma)。该组年龄所代表的变质事件时间上略早于2491~2464Ma的岩浆事件，区域上尚未找到合理解释，但对具体样品(如样品ZZ9-3)来说，变质年龄总小于岩浆年龄。左权~2.5Ga的变质年龄与邻近的赞皇变质杂岩区岩石中锆石所记录的变质信息明显不同，赞皇地区各类岩石样品普遍记录古元古代晚期(1868~1821Ma；Xiao et al., 2013)的一期重要变质事件，左权地区~2.5Ga的变质事件应发生在两杂岩区协调一致的区域片麻理之前。就整个华北克拉通而言，对于约25亿年的变质事件，虽部分学者认为其属造山性质，但多数学者认同其与幔源岩浆的底侵作用关系密切，岩石多经历逆时针近等压冷却型的变质作用P-T轨迹(Zhao et al., 2005)，而左权杂岩与中部带其他变质杂岩区类似，普遍记录了顺时针近等温降压型变质作用P-T轨迹(肖玲玲等，2014)，由此本文推测以上岩石中锆石所记录的2516~2489Ma的变质年龄并不代表与片麻理同期的变质高峰期时代，而指示了更早一期的变质事件。
第二组(2731~2685Ma)的成因明确，为岩浆结晶年龄，目前虽无法估计其在杂岩区的分布范围，但综合上文所述，我们可以推测~2.7Ga的年龄代表了华北克拉通更早的一期重要的岩浆事件，即新太古代早期的构造热事件，原因在于：(1)该组年龄在杂岩区多种岩石类型中均有记录，包括原岩为沉积岩的含榴黑云斜长片麻岩(ZZ8-1)、与片麻岩共生的长英质浅色体(ZZ9-3)、磁铁矿角闪片麻岩(ZZ11-2)以及原岩为英云闪长岩的角闪黑云斜长片麻岩(ZZ12-1)。其中，副片麻岩ZZ8-1中碎屑锆石记录的主期岩浆事件年龄为2685±10Ma，且有三颗锆石记录了2702±14Ma、2699±13Ma和2706±15Ma的207Pb/206Pb年龄；TTG片麻岩样品ZZ12-1更具有代表性，其在不同实验室获得的原岩结晶年龄分别为2727±14Ma和2731±12Ma。(2)由上文讨论可知，该组年龄在中部带乃至整个华北克拉通多个杂岩区均有所报道。与研究区邻近的赞皇杂岩区亦存在~2.7Ga TTG片麻岩，且分布广泛(Yang et al., 2013；宋会侠等，2018)。据Wan et al.(2014)统计结果，~2.7Ga的花岗质岩石除在赞皇外，在胶东、鲁西和武川等地区均有较大面积出露，且在恒山、阜平杂岩区的局部也有分布，此外，~2.7Ga的碎屑和(/或)继承锆石在华北其他地区亦有零星报道。(3)大量高精度年代学结果显示，华北克拉通~2.5Ga花岗质岩石的全岩Nd同位素模式年龄和锆石Hf同位素模式年龄的峰期均介于2.9~2.7Ga之间，新太古代晚期的岩石可能来自2.9~2.7Ga初生地壳的重熔或再造(Wu et al., 2005; Wan et al., 2014)。因此，与~2.7Ga年龄信息有关的地壳物质在华北克拉通的分布应比已有预期的更多、更广。(4)该年龄与全球多数克拉通广泛记录的同期岩浆事件结果一致，而后者为早前寒武纪一次重要的全球性地壳生长期。同时，华北克拉通多数新太古代早期的岩石具有高正的εHf(t)值，证实~2.7Ga是重要的初生地壳生长时期(Wan et al., 2014)。
6 结论本文通过初步的地球化学和年代学工作发现，左权变质杂岩区多种岩石类型中记录了新太古代两组岩浆年龄和一组变质年龄信息：
(1) 新太古代早期~2.7Ga的岩浆年龄。副变质岩(含榴黑云斜长片麻岩)、与片麻岩共生的长英质浅色体和磁铁矿角闪片麻岩中的碎屑和继承锆石，以及TTG片麻岩(角闪黑云斜长片麻岩)中的岩浆结晶锆石均存在~2.7Ga的岩浆年龄记录。TTG片麻岩原岩为英云闪长岩，在不同实验室获得的岩浆结晶年龄分别为2727±14Ma和2731±12Ma。结合前人工作，推测该年龄与华北克拉通新太古代早期一次重要的地壳生长事件有关，且该事件在中部带多个杂岩区均有不同程度的记录和响应。
(2) 新太古代晚期~2.5Ga的岩浆年龄。与片麻岩共生的长英质浅色体和磁铁矿角闪片麻岩中的碎屑和继承锆石记录了2491~2464Ma的一期岩浆事件，该事件与华北克拉通广泛发育的~2.5Ga构造热事件同期。
(3) 新太古代晚期~2.5Ga的变质年龄。含榴黑云斜长片麻岩、长英质浅色体和TTG片麻岩中均获得了2516~2489Ma年龄信息，相应锆石的CL图像特征与上述同时代岩浆锆石明显不同，初步推测其代表了与~2.5Ga构造热事件有关的变质年龄，该构造热事件可能与华北克拉通东部陆块~2.5Ga所遭受的大规模幔源岩浆的底侵作用有关。
致谢 感谢中国地质大学(北京)激光等离子质谱实验室在实验测试过程中给予的帮助；感谢两位匿名审稿专家和俞良军博士给予本文的中肯建议。
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