2013, Vol. 29
2. 中国地质科学院地质研究所, 大陆构造与动力学国家重点实验室, 北京 100037;
3. 吉林大学地球科学学院, 长春 130061;
4. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
, XU ZhongYuan3, ZHANG LianChang4, DONG ChunYan1, DONG XiaoJie3, LIU ShouJie1, LIU DunYi1, WAN YuSheng1,2
2. State Key Laboratory for Continental Tectonics and Dynamics, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, China;
4. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
华北克拉通早前寒武纪基底存在多种不同的划分方案(Wang and Mo, 1995；白瑾等，1996；伍家善等，1998；邓晋福等，1999；翟明国和卞爱国，2000；李江海等, 2004a, b；Zhao et al., 2001, 2005, 2010；Kusky and Li, 2003; Kusky et al., 2007)。Zhao et al.(2001, 2005)提出了东、西部陆块碰撞的演化模式，该模式将华北克拉通基底分成东部陆块、西部陆块和中央造山带，进一步在西部陆块的阴山地块和鄂尔多斯地块间划分出了一孔兹岩带，认为阴山地块和鄂尔多斯地块在1.95Ga发生碰撞，之后作为一个整体又在1.85Ga与东部陆块碰撞，最终形成华北克拉通。李江海等(2004a, b)和Kusky and Li (2003)、Kusky et al.(2007)认为华北克拉通东西部陆块在~2.5Ga就已经相互碰撞，导致华北克拉通成为统一的基底。
固阳-武川地区位于内蒙古大青山北麓的内蒙古高原，大地构造上属华北克拉通西部陆块的阴山地块。许多地质工作者曾对该区开展过岩石组合、变质变形、地球化学及成矿作用(特别是金矿)等方面的研究(孙德育等，1990；王惠初等，1999；张维杰等，2000)。区内存在一条近东西向的固阳下湿壕-武川酒馆韧性剪切带，剪切带的北侧为太古宙高级变质岩，根据变质程度可划分为低级变质的花岗-绿岩带和高级变质的紫苏花岗岩-麻粒岩杂岩，南侧孔兹岩广泛分布(王惠初等，1999)。西乌兰不浪地区高级变质岩位于酒馆-下湿壕断裂带以北的太古宙高级变质区，前人已对该区开展1:5万区域地质调查，主要地质单元的地质特征和形成时代基本清楚。董晓杰等(2012)分辨出新太古代早期(~2.7Ga)片麻状奥长花岗岩，为进一步确定其空间分布，我们对新的岩石露头进行了锆石SHRIMP定年。作为阴山地块的重要组成部分，研究区与华北克拉通东部在新太古代年代格架方面显示出类似性，但缺少同位素组成对比研究。为此，我们对已完成定年的新太古代岩石的锆石进行了Hf同位素分析。新的研究支持了华北克拉通在新太古代晚期已成为统一整体的认识。
2 地质背景西乌兰不浪位于阴山地块南缘，南侧与孔兹岩带相邻。区内分布的早前寒武纪基底主要由新太古代兴和岩群和紫苏石英闪长质-紫苏斜长花岗质-紫苏花岗质片麻岩(狼牙山片麻岩)组成，另有少量新太古代片麻状石英闪长岩-花岗闪长岩(村空山片麻岩)分布(图 1)(Dong et al., 2012)。兴和岩群包括暗色麻粒岩、中色麻粒岩和石榴石英岩三个岩石组合(徐仲元等，2011；Dong et al., 2012)。最近，Jian et al.(2012)对包括西乌兰不浪在内的固阳-武川地区开展了广泛的锆石年代学研究，确定许多变质侵入岩形成于新太古代晚期并遭受强烈变质。
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图 1 武川西乌兰不浪地区地质简图及样品位置(据董晓杰等, 2012修改) Fig. 1 Geological map of the Xi Ulanbulang area, Wuchuan, also shown are sample locations in this study (modified after Dong et al., 2012) |
为了确定新太古代早期片麻状奥长花岗岩的分布范围，在董晓杰等(2012)的新太古代早期片麻状奥长花岗岩采样位置以北约5km处的西乌兰不浪镇附近的一个采石场(图 2a)采集了一个定年样品(NM1132)。岩石片麻理走向近南北，产状陡倾，遭受深熔作用强烈改造(图 2b)，岩石外貌与董晓杰等(2012)的定年样品(图 2c)类似。岩石主要由斜长石和石英组成，另有少量条纹长石和黑云母。斜长石呈板柱状，聚片双晶仍有保留，但大都遭受绢云母化和绿帘石化，见蠕英结构。石英呈细粒集合体条带状分布，具三连点结构或波状消光。黑云母呈褐色-浅褐色、多呈集合体形式产出。条纹长石呈他形不规则粒状。一些薄片中存在少量绿色角闪石，多退变为绿泥石。
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图 2 武川西乌兰不浪地区早前寒武纪基底岩石的野外照片 (a、b)-新太古代早期片麻状奥长花岗岩(NM1132)；(c)-新太古代早期片麻状奥长花岗岩(B1001；董晓杰等，2012)；(d)-新太古代中细粒黑云角闪二辉麻粒岩(B9007；Dong et al., 2012)；(e)-新太古代紫苏石英闪长质片麻岩(B9008；Dong et al., 2012)；(f)-古元古代蓝晶石榴长英质片麻岩(B4254-6；徐仲元等，2011) Fig. 2 Field Photos of rocks from early Precambrian basement in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan (a, b)-Early Neoarchean trondhjemite gneiss (NM1132); (c)-Early Neoarchean trondhjemite gneiss (B1001, Dong et al., 2012); (d)-Neoarchean fine-medium biotite amphibole two-pyroxene granulite (B9007, Dong et al., 2012); (e)-Neoarchean hypersthene quartz dioritic gneiss (B9008, Dong et al., 2012); (f)-Paleoproterozoic kyanite-garnet felsic gneiss (B4254-6, Xu et al., 2011) |
除新采集的新太古代早期片麻状奥长花岗岩样品NM1132外，本文还对已进行过锆石定年的8个不同类型岩石样品开展了锆石Hf同位素分析。以下有关岩石样品的野外和岩相学资料来自徐仲元、董晓杰等的研究成果(徐仲元等，2011; Dong et al., 2012; 董晓杰等，2012；徐仲元，未发表资料)。样品的详细信息见表 1。如上所述，新太古代早期片麻状奥长花岗岩(B1001)与本文定年样品的特征十分类似。二辉麻粒岩(B9007、B9009)取自桑干岩群，原岩形成时代为~2.5Ga。岩石呈灰色，具中细粒变晶结构，片麻状构造(图 2d)，主要由紫苏辉石、透辉石、斜长石及黑云母、石英组成，样品B9007中存在角闪石。紫苏辉石和单斜辉石呈半自形不规则柱状，略显定向，两者平衡共生，黑云母呈红棕色，斜长石发育聚片双晶。变质深成岩包括紫苏石英闪长质片麻岩(B9008)、花岗质片麻岩(B4206-1)、变质石英闪长岩(2P3B14-2)以及石榴花岗岩(2P4B40-1)，它们的原岩形成时代为~2.5Ga。紫苏石英闪长质片麻岩(B9008)与黑云二辉麻粒岩(B9007)为渐变过渡关系，紫苏石英闪长质片麻岩中有麻粒岩包体。紫苏石英闪长质片麻岩为中粒结构，块状-弱片麻状构造(图 2e)，主要由紫苏辉石、透辉石、黑云母、斜长石和石英组成。花岗质片麻岩(B4206-1)具有片麻状构造，主要由石英、长石和黑云母组成，矿物分布不均匀，局部可见暗色矿物聚集。变质石英闪长岩(2P3B14-2)呈中细粒结构, 主要由斜长石、角闪石、黑云母和石英组成，另有少量钾长石，斜长石可见聚片双晶。石榴花岗岩(2P4B40-1)呈中粗粒结构，矿物不均匀分布，石榴石局部聚集，主要组成矿物为斜长石、钾长石、石英、石榴石和黑云母。以上岩石，不论形成于2.7Ga或是~2.5Ga，大都遭受~2.5Ga高级变质作用改造。新太古代晚期的岩石形成年龄和变质年龄之间的差别为10~30Ma。蓝晶石榴长英质片麻岩(B4254-6)呈浅蓝灰色-浅蓝色，片麻状构造，细粒-中粗粒粒状柱状变晶结构(图 2f)，由石榴子石(15%~30%)、蓝晶石(5%~25%)、石英(40%~50%)、条纹长石(5%~25%)和少量黑云母组成，部分岩石含有少量石墨。根据锆石的结构和年龄，原作者认为蓝晶石榴长英质片麻岩的变质原岩沉积于古元古代晚期(徐仲元等，2011)。进行锆石Hf同位素分析的9个样品中，有5个位于图 1，另外4个取自图 1的邻区，它们的GPS位置见表 1。
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表 1 武川西乌兰不浪地区用于锆石Hf同位素分析的早前寒武纪基底岩石 Table 1 Rocks for zircon Hf isotope analyses from early Precambrian basement in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan |
锆石定年在北京离子探针中心SHRIMP II上完成。分析流程与Williams (1998)的类似。一次离子流O2-强度为5nA，束斑大小为25~30μm。测年采用5组扫描。测年中，标准样TEM和待测样之比为1:3~4。标准锆石TEM和M257分别用于206Pb/238U年龄和U、Th含量校正。使用实测204Pb进行普通铅年龄校正(Cumming and Richarda, 1975)。数据处理采用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig，2001)。单个数据误差为1σ，加权平均年龄误差为95%置信度。
锆石Hf同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS同位素实验室完成，使用仪器为Thermo Finnigan Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)。分析方法见侯可军等(2007)。采用静态信号采集模式，背景采集时间30s，积分时间为0.131s，采集200组数据，总计约30s。激光能量密度为15J/cm2，束斑直径为55μm。计算参数如下：176Lu衰变常数为1.865×10-11yr-1(Scherer et al., 2001)，球粒陨石的176Hf/177Hf和176Lu/177Hf比值分别为0.0332和0.282772(Blichert-Toft and Albarède, 1997)，现今亏损地幔的176Hf/177Hf为0.28325(Nowell et al., 1998)。
4 SHRIMP U-Pb锆石定年片麻状奥长花岗岩(NM1132)的锆石颗粒较大，一般为200~300μm，大多呈长柱状，少数呈浑圆状。阴极发光下，锆石具核边结构(图 3 a, b)，核部锆石发光性较强，具振荡环带或板状环带。一些锆石发生不同程度重结晶。边部锆石的发光性存在较大变化，一些显示环带结构，可能是变质和深熔作用的产物。在一些情况下，变质重结晶锆石和增生锆石难以区别，本文中把它们统称为变质锆石；一些岩浆锆石显示出重结晶的结构特征，但年龄与具岩浆环带的锆石相同，在年龄计算时仍作为岩浆锆石看待。共在18颗锆石上做了19个分析。8个岩浆锆石数据点的Th含量和Th/U比值分别为13×10-6~142×10-6和0.26~0.83(表 2)，其中4个数据集中的分析点给出的207Pb/206Pb加权平均年龄为2692±17Ma (MSWD=0.52)(图 4)，解释为奥长花岗岩的形成时代。10个变质锆石数据点分析，Th含量和Th/U比值分别为20×10-6~172×10-6和0.07~0.68(表 2)。其中2个分析点给出的加权平均年龄为2528±16Ma (MSWD=0.45)(图 4)，解释为变质时代。一些数据点给出更大的年龄，主要是岩浆锆石重结晶不完全的缘故。
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图 3 武川西乌兰不浪地区早前寒武纪基底的锆石阴极发光图像 (a、b)-新太古代早期片麻状奥长花岗岩(NM1132)；(c)-新太古代早期片麻状奥长花岗岩(B1001；董晓杰等，2012)；(d)-新太古代中细粒黑云角闪二辉麻粒岩(B9007；Dong et al., 2012)；(e)-新太古代中细粒黑云二辉麻粒岩(B9009；Dong et al., 2012)；(f)-新太古代紫苏石英闪长质片麻岩(B9008；Dong et al., 2012)；(g)-新太古代花岗质片麻岩(B4206-1；徐仲元，未发表资料)；(h)-新太古代变质石英闪长岩(2P3B14-2；徐仲元，未发表资料)；(i)-新太古代石榴花岗岩(2P4B40-1；徐仲元，未发表资料)；(j)-古元古代蓝晶石榴长英质片麻岩(B4254-6；徐仲元等，2011) Fig. 3 Cathodoluminescence image of zircons from Early Precambrian basement in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan (a, b)-Early Neoarchean trondhjemite gneiss (NM1132); (c)-Early Neoarchean trondhjemite gneiss (B1001, Dong et al., 2012); (d)-Neoarchean fine-medium biotite amphibole two-pyroxene granulite (B9007;Dong et al., 2012); (e)-Neoarchean fine-medium biotite two pyroxene granulite (B9009;Dong et al., 2012); (f)-Neoarchean hypersthene quartz dioritic gneiss (B9008, Dong et al., 2012); (g)-Neoarchean granitic gneiss (B4206-1; Xu, unpublished data); (h)-Neoarchean meta-quartz diorite (2P3B14-2; Xu, unpublished data); (i)-Neoarchean garnet granite (2P4B40-1; Xu, unpublished data); (j)-Paleoproterozoic kyanite-garnet felsic gneiss (B4254-6, Xu et al., 2011) |
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表 2 武川西乌兰不浪地区新太古代早期片麻状奥长花岗岩(NM1132)的锆石SHRIMP U-Pb年龄 Table 2 SHRIMP U-Pb data for zircons from Early Neoarchean trondhjemite gneiss (NM1132) in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan |
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图 4 武川西乌兰不浪地区新太古代早期片麻状奥长花岗岩(NM1132)的锆石SHRIMP U-Pb谐和图 Fig. 4 Concordia diagram of SHRIMP U-Pb data of zircons from Early Neoarchean trondhjemite gneiss (NM1132) in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan |
Hf同位素分析点位置与SHRIMP U-Pb定年位置相同。Hf同位素分析数据见表 3。为简便，按岩石类型和形成时代把Hf同位素分析结果分为如下4组描述。
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表 3 武川西乌兰不浪地区早前寒武纪基底的锆石Hf同位素组成 Table 3 Hf isotope compositions of zircons from Early Precambrian basement in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan |
样品NM1132和B1001的锆石特征和定年结果十分类似(图 3a-c, 表 1)，Hf同位素组成也十分类似(图 5a, b)。共在30颗锆石做了34个Hf同位素数据点分析。16个岩浆锆石数据点的εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为4.78~8.83、2663~2780Ma和2632~2845Ma。在年龄-εHf(t)图上，大部分数据点位于亏损地幔线。18个变质锆石数据点的εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为-0.92~6.03、2645~2826Ma和2689~2981Ma。
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图 5 武川西乌兰不浪地区早前寒武纪基底的εHf(t)-锆石年龄图 (a)-2.7Ga片麻状奥长花岗岩(NM1132)；(b)-2.7Ga片麻状奥长花岗岩(B1001)；(c)-中细粒黑云角闪二辉麻粒岩(B9007)；(d)-中细粒黑云二辉麻粒岩(B9009)；(e)-紫苏石英闪长质片麻岩(B9008)；(f)-花岗质片麻岩(B4206-1)；(g)-变质石英闪长岩(2P3B14-2)；(h)-石榴花岗岩(2P4B40-1)；(i)-蓝晶石榴长英质片麻岩(B4254-6)；(j)-所有早前寒武纪基底岩石样品 Fig. 5 εHf(t)-207Pb/206Pb age diagrams of zircons from Early Precambrian basement in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan (a)-2.7Ga trondhjemite gneiss (NM1132); (b)-2.7Ga trondhjemite gneiss (B1001); (c)-fine-medium biotite amphibole two-pyroxene granulite (B9007);(d)-fine-medium biotite two pyroxene granulite (B9009);(e)-hypersthene quartz dioritic gneiss (B9008); (f)-granitic gneiss (B4206-1); (g)-meta-quartz diorite (2P3B14-2); (h)-garnet granite (2P4B40-1); (i)-kyanite-garnet felsic gneiss (B4254-6); (j)-all rock samples from Early Precambrian basement |
锆石呈短柱状和浑圆状，粒径在150~200μm之间，阴极发光下具核-边结构和变质重结晶结构(图 3d, e)。原作者认为核部锆石为岩浆成因，但根据特征，它们很可能为捕获锆石(见后)。共在37颗锆石上做了38个Hf同位素数据点分析，两个样品的锆石具有类似的Hf同位素组成(图 5c, d)。27个变质锆石数据点的εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为0.43~5.23、2634~2787Ma和2731~2941Ma。11个捕获锆石数据点的εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为-2.30~8.62、2543~2954Ma和2529~3189Ma。
5.3 新太古代变质深成岩(B9008、B4206-1、2P3B14-2、2P4B40-1)锆石多呈长柱状或椭圆状，粒度在150~300μm之间。阴极发光下具核-边结构和变质重结晶结构(图 3f-i)。共在57颗锆石上做了64个Hf同位素数据点分析。22个岩浆锆石数据点的εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为-2.60~7.81、2529~2880Ma和2538~3089Ma。37个变质锆石数据点的εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为-4.21~6.78、2560~2811Ma和2593~3028Ma (图 5e-h)。
5.4 古元古代蓝晶石榴长英质片麻岩(B4254-6)锆石呈短柱状或等轴状，粒径通常在150~250μm之间。阴极发光下锆石内部结构变化很大，部分锆石具核-幔-边结构或核-边结构(图 3j)。但根据锆石内部结构和年龄，认为变质锆石形成于物源区的变质作用(徐仲元等，2011)，所以它们都是碎屑成因。共在23颗锆石上做了23个Hf同位素数据点分析。εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)分别为-7.42~7.75、2388~2812Ma和2412~3127Ma (图 5i)。
6 讨论和结论 6.1 2.7Ga新生陆壳董晓杰等(2012)首次在西乌兰不浪地区发现新太古代早期片麻状奥长花岗岩，这是在华北克拉通西部阴山地块确定的最古老岩石。本文研究进一步支持了这一认识，并表明它们具有较大的分布范围，出露面积在20km2以上。岩石虽遭受强烈变质变形，但宏观上均匀，具有岩体的产出特征。2个片麻状奥长花岗岩样品的锆石Hf同为素组成一致，tDM1(Hf)和tDM2(Hf)的平均值分别为2712Ma和2722Ma (表 4、图 6)。在年龄-εHf(t)图上，岩浆锆石数据点位于亏损地幔演化线或其附近(图 5a, b)。变质锆石(主要为变质重结晶锆石)具有与岩浆锆石类似的Hf同位素组成，变质作用对锆石的Hf同位素体系未产生明显影响。片麻状奥长花岗岩所显示的锆石亏损性质，表明岩石是地幔添加作用形成的新生物质即时再造作用的产物，尽管其形成环境和机制还不十分清楚。
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表 4 武川西乌兰不浪地区早前寒武纪基底的锆石Hf同位素组成小结 Table 4 Summary of Hf isotope compositions of zircons from Early Precambrian basement in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan |
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图 6 武川西乌兰不浪地区早前寒武纪基底的锆石Hf同位素模式年龄直方图 (a)-一阶段模式年龄；(b)-二阶段模式年龄 Fig. 6 tDM1(Hf) and tDM2(Hf) spectra for zircons from Early Precambrian basement in the Xi Ulanbulang area, Wuchuan (a)-single-stage model age; (b)-two-stage model age |
Dong et al.(2012)认为二辉麻粒岩和变质深成岩的原岩形成年龄为~2.5Ga。变质深成岩的原岩形成年龄为~2.5Ga的可能性很大。但是，由于遭受变质作用强烈改造，二辉麻粒岩的原岩形成时代的准确限定十分困难。二辉麻粒岩中锆石的核部普遍存在密集封闭环带，具有花岗质岩石的岩浆锆石的结构特征，而与基性岩中的岩浆锆石存在明显区别。它们很可能是来自于围岩，为捕获成因。如果核部锆石年龄能代表其真实年龄，二辉麻粒岩原岩形成时代应小于核部锆石的年龄。此外，变质锆石年龄为~2.5Ga，可确定变质原岩形成于太古宙。另一方面，岩石遭受强烈变质，许多核部锆石都发生不同程度重结晶，难以确定核部锆石形成的真实年龄。然而，锆石的Hf同位素组成表明，这些核部锆石形成年龄不可能明显大于2.7Ga。故可限制岩石形成时代为2.5~2.7Ga之间，我们更倾向于它们形成于2.5~2.55Ga之间的认识(Dong et al., 2012)。
深成侵入岩岩浆锆石的εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)平均值分别为-2.60~7.81、2529~2880Ma和2538~3089Ma (表 4、图 6)。在年龄-εHf(t)图上，岩浆锆石数据点大都位于亏损地幔演化线之下(图 5e-h)，与2.7Ga奥长花岗质岩石的岩浆锆石位于同一Hf同位素组成演化趋势线上(图 5j)。变质锆石具有与岩浆锆石类似的Hf同位素组成，同样表明变质作用过程对岩石和锆石的Hf同位素体系影响不大。深成侵入岩主要是新太古代早期陆壳物质壳内再循环的产物。二辉麻粒岩的变质原岩为玄武质岩石，主要来自地幔源区。其捕获锆石的εHf(t)、tDM1(Hf)和tDM2(Hf)平均值分别为-2.30~8.62、2543~2954Ma和2529~3189Ma (表 4、图 6)。它们的存在表明玄武质岩浆上升过程中受到陆壳物质的影响。古元古代蓝晶石榴长英质片麻岩中的2.35~2.40Ga碎屑锆石的Hf同位素数据点靠近亏损地幔演化线(图 5i, j)，可能表明那时或稍早时期地幔添加作用的存在。然而，2.5Ga碎屑锆石具有与其它类型岩石类似的锆石Hf同位素组成(图 5j)，也支持了该地区存在大规模的新太古代早期地幔添加作用的认识。
6.3 华北克拉通西部和东部陆块太古宙基底对比近年来固阳-武川地区大量太古宙基底新资料的获得(陈亮，2007; 徐仲元等, 2011; 董晓杰等, 2012、Dong et al., 2012; 简平等, 2005; Jian et al., 2012; 徐仲元等，未发表资料；本文)，使我们有可能对华北克拉通西部和东部陆块进行对比。包括西乌兰不浪在内的固阳-武川地区太古宙基底特征可作如下概括。(1)~2.5Ga岩浆作用十分强烈，但也有~2.7Ga的TTG花岗质岩石存在(图 7)，并有更古老锆石存在。(2)~2.5Ga表壳岩包括不同类型变质火山岩和火山沉积岩，并有BIF存在；~2.5Ga深成侵入岩包括辉长岩、闪长岩、TTG和正长花岗岩等。该区还未发现~2.7Ga表壳岩。(3)存在普遍和强烈的~2.5Ga变质作用(图 7)。(4)2.7~2.8Ga期间，存在强烈的地幔添加作用。(5)~2.5Ga岩石主要为~2.7Ga古老陆壳物质壳内再循环作用产物，地幔添加也起了重要作用。以上许多特征在华北克拉通东部陆块也存在(耿元生等, 1997, 2007; Jahn et al., 2008; Jiang et al., 2010; Wan et al., 2010, 2011)。一般情况下，仅通过基底的对比来确定其相互关系较为困难。但是，考虑到2.5Ga构造热事件在全球范围内的有限分布，我们认为，华北克拉通西部和东部陆块太古宙基底的明显相似性，可能表明它们形成于类似的地质作用过程，2.5Ga左右华北克拉通已成为一个统一的整体。
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图 7 固阳-武川地区早前寒武纪基底的锆石年龄直方图 数据来源：徐仲元等，2011; Dong et al., 2012; 董晓杰等，2012；简平等，2005；Jian et al., 2012; 徐仲元，未发表；本文 Fig. 7 Age spectra for zircons from Early Precambrian basement in the Guyang-Wuchuan area Data source: Xu et al., 2011; Dong et al., 2012; Jian et al., 2005, 2012; Xu, unpublished data; this paper |
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