以地质事件性质讨论华北克拉通古元古界典型地层时代——以五台地区滹沱群为例

杜利林,杨崇辉,宋会侠,刘平华,任留东,张 文

(中国地质科学院 地质研究所, 北京 100037)

地层是地球演化过程中重要的地质信息载体,其时代的准确厘定或限定对建立标准地层剖面、探讨地球环境演变过程、追溯地质演化历史都具有重要意义。显生宙地层很多赋存有全球性可对比的化石记录,通过古生物化石、特殊沉积地层标志及火山(凝灰)岩定年,可以非常准确地限定地层时代并进行区域及全球性对比。但对于前寒武纪,尤其是缺少生物化石记录的早前寒武纪地层,其时代的确定主要依赖于其中可能存在的中酸性火山(凝灰)岩层定年(杨崇辉等, 2015a; Duetal., 2016a; Pengetal., 2017, 2023);同时,利用沉积岩中碎屑锆石及地层与一些脉体的地质关系综合限定地层时代也越来越多地被广泛应用(王伟等, 2009; 万渝生等, 2010; 李怀坤等, 2011)。然而,对于一些不发育火山岩的早前寒武纪沉积地层时代的准确限定仍存在较大的困难。已有研究资料表明,华北克拉通古元古代中期沉积盆地的形成过程与同期的岩浆事件在时代和构造性质上可能存在紧密的联系(杨崇辉等, 2015a; Duetal., 2016b)。本文通过对滹沱群四集庄组砾岩中花岗岩砾石和侵入四集庄组的花岗岩锆石的U-Pb-Hf研究,结合对华北古元古代中期地质事件性质的分析基础,试图从地质事件的角度探讨华北典型古元古代地层——滹沱群的沉积时限。

1 五台地区滹沱群时代研究现状

作为华北克拉通最典型的古元古界地层之一,五台地区滹沱群受到国内外学者的广泛关注(白瑾, 1986; 伍家善等, 1986, 2008; 王汝铮等, 1997; 苗培森等, 1999; Wildeetal., 2004; Zhangetal., 2006; 杜利林等, 2009, 2010, 2011, 2013, 2015; 万渝生等, 2010; 郭进京等, 2011; 孔凡凡等, 2011; Liuetal., 2011; Duetal., 2015, 2017; Sheetal., 2016; 陈威宇等, 2018; Chenetal., 2019; Ouyangetal., 2020, 2023; Pengetal., 2023)。但由于该套地层总体以陆源碎屑沉积岩和碳酸盐岩为主,其中有限分布的火山岩主要为变质玄武岩(白瑾, 1986; 伍家善等, 1986, 2008; 杜利林等, 2009, 2010; Duetal., 2015),因此滹沱群的时代长期未能较为准确地限定。早期获得大石岭组黑云母石榴片岩中黑云母的K-Ar年龄为1 800 Ma,豆村亚群千枚岩、板岩Rb-Sr全岩等时线年龄为1 851 Ma,据此推测滹沱群上限时代大于1 900 Ma(白瑾, 1986)。伍家善等(1986)在刘定寺的青石村组玄武岩中获得锆石U-Pb一致线上交点年龄为2 366+103/-94 Ma,首次为滹沱群下界提供了同位素年龄约束,并将滹沱群下限形成年龄限制在2 400～2 300 Ma。王汝铮等(1997)报道滹沱群青石村组与河边村组玄武岩单颗粒锆石U-Pb年龄分别为2 450±10 Ma和2 400±20 Ma。但由于早期U-Pb年代学研究缺少锆石成因研究的技术手段,同时由于滹沱群玄武岩受到陆壳物质的强烈混染,其年龄结果的解释还存在很多疑问(杜利林等, 2010)。随着SHRIMP和LA-ICPMS原位分析技术的应用,配合锆石形态和内部结构的研究,滹沱群年代学研究积累了许多新的资料。Wilde等(2004)在青石村组中发现薄层的长英质凝灰岩,利用SHRIMP方法获得两组锆石年龄结果分别为2 180±5 Ma和2 087±9 Ma,并认为2 087±9 Ma代表了青石村组火山岩的时代。伍家善等(2008)在滹沱群底部四集庄组变质玄武岩中获得了2.5 Ga和2.1 Ga两组锆石年龄结果,认为前者代表了滹沱群的初始沉积时代,而后者为变质时代。杜利林等(2010)从五台县七图村南黄金山西坡滹沱群四集庄组玄武安山岩中获得年龄结果为2 140±14 Ma,限定滹沱群初始沉积时代为古元古代中期。之后,一些学者通过滹沱群不同亚群和层位碎屑锆石U-Pb年代学研究,进一步限定了该套地层的形成时代为2.2 Ga之后(杜利林等, 2011, 2015; Liuetal., 2011; Duetal., 2017)。然而,陈威宇等(2018)根据四集庄组中不同层位碎屑岩中最年轻锆石的3个年龄结果2 440±40 Ma、2 400±23 Ma和2 121±22 Ma,限定滹沱群四集庄组沉积的时限为2.4～2.1 Ga。最近, Peng等(2023)从滹沱群四集庄组获得长英质火山碎屑岩的锆石年龄为2 121±10 Ma,再一次精确地限定滹沱群初始沉积时代为古元古代中期。

2 五台地区地质背景

五台地区作为华北早前寒武纪岩石出露的经典地区,出露有新太古代五台群、新太古代TTG片麻岩和二长-钾质花岗片麻岩、古元古代滹沱群和同期花岗岩(图1; 白瑾, 1986)。传统意义上的五台群被划分为石咀亚群、台怀亚群和高凡亚群。石咀亚群底部以变沉积岩为主,其上主体为变质基性火山-沉积岩建造,局部出现变质中酸性火山岩;台怀亚群以变质中基性火山岩为主,夹变质中酸性火山岩、沉积岩。石咀亚群和台怀亚群中发育条带状铁建造(BIF),是五台地区重要的铁矿赋矿层位,变质程度分别为角闪岩相和绿片岩相。高凡亚群以底部稳定的石英岩(洪寺石英岩)为标志层,主体岩石为变质碎屑沉积岩,上部出现变质基性火山岩,经历了(低)绿片岩相变质(白瑾, 1986; 田永清, 1991)。新太古代晚期的花岗岩主体为TTG质片麻岩,少量的二长-钾质花岗片麻岩,时代为2 560～2 513 Ma,与同期的变质基性火山岩组成典型的五台花岗-绿岩带,推断形成于俯冲相关的构造环境中(Wangetal., 2004; Wildeetal., 2005)。近年来,高凡亚群中碎屑锆石和火山凝灰岩年代学研究指示其可能形成于古元古代,被从原五台群中分离出来命名为高凡群(万渝生等, 2010, 2022; Liuetal., 2016; Pengetal., 2017, 2023)。

图1 五台地区地质简图(Wilde et al., 2005)Fig. 1 Geological sketch map of Wutai area (after Wilde et al., 2005)

滹沱群主体分布于五台山区南坡,在北坡代县滩上到原平白石和繁峙中台等地有少量分布,出露总面积约1 700 km2(图2; 白瑾, 1986; 田永清, 1991;苗培森等, 1999)。滹沱群不整合于新太古代五台群和同时代的片麻岩之上,自下而上被划分为豆村、东冶和郭家寨3个亚群14个组,由变质砾岩、石英岩、千枚岩、板岩、白云岩和大理岩并夹少量的变质玄武岩组成(图3; 白瑾, 1986)。宏观上,滹沱群呈一个大型复式向斜,向斜主轴走向60°,向东仰起,东西长90 km,南北宽近40 km。向斜北翼以豆村亚群地层为主,层序自北向南逐渐变新;而向斜南翼主体为东冶亚群,层序从南到北逐渐变新。褶皱南翼由于中元古界-古生界地层覆盖,豆村亚群仅在定襄蒋村和河边村附近有少量出露(白瑾, 1986; 杜利林等, 2015)。郭家寨亚群明显不整合于已经褶皱变形的豆村和东冶亚群之上,并且其沉积序列与下伏豆村和东冶亚群地层明显不同(白瑾, 1986; 苗培森等, 1999; 伍家善等, 2008; 杜利林等, 2011; Duetal., 2017)。因此,一些研究者提出郭家寨亚群应从滹沱群中解体并独立命名为郭家寨群(伍家善等, 2008; 杜利林等, 2011; Duetal., 2017)。五台地区与滹沱群同期的古元古代花岗岩主要有王家会粉色相花岗岩(Wildeetal., 2005; 张许平等, 2016; 杜利林等, 2018)、大洼梁花岗岩(Wildeetal., 2005; 杜利林等, 2018)、莲花山花岗岩(杜利林等, 2018)、黄金山花岗斑岩(伍家善等, 2008; Duetal., 2013)、蒋村石英斑岩(杜利林等, 2015)和独峪花岗岩(白瑾, 1986)。最近,有学者在五台杂岩东部石咀附近厘定出一套2.7～2.65 Ga的TTG质片麻岩,但具体的分布范围还不十分清楚(Maoetal., 2023)。

图3 五台地区滹沱群地层柱状简图(据白瑾, 1986; 苗培森等, 1999; 杜利林等, 2011)Fig. 3 The Hutuo Group stratigraphic column in the Wutai Mountains area (after Bai Jin, 1986; Miao Peisen et al., 1999;Du Lilin et al., 2011)1—变质玄武岩安山岩年龄(杜利林等, 2010); 2—火山碎屑岩年龄(Peng et al., 2023); 3—火山凝灰岩年龄(Wilde et al., 2004); 4—浅变质砂岩碎屑锆石峰值年龄(杜利林等, 2011); 5—变质砂岩中最年轻碎屑锆石年龄(杜利林等, 2011)1—the age of metamorphic basaltic andesite (Du Lilin et al., 2010); 2—the age of pyroclastic rock (Peng et al., 2023); 3—the age of volcanic tuff (Wilde et al., 2004); 4—the peak age of detrital zircons from weakly metamorphic sandstone (Du Lilin et al., 2011); 5—the youngest age of detrital zircon in metamorphic sandstone (Du Lilin et al., 2011)

3 四集庄组砾岩及样品地质特征

四集庄组作为滹沱群最底部的地层,主体为变质砾岩,上部有少量的石英岩,顶部为砂质千枚岩(白瑾, 1986)。在士集村北(四集庄组命名地)的滹沱群与五台群界面附近,四集庄组底部发育数十米厚的灰绿色杂砂岩与含砾杂砂岩。从碎屑物质组成看,推测其来自近源的五台群(鸿门岩组与柏芝岩组),很可能是裂谷初始拉张时的近源堆积。但并不是所有的四集庄组砾岩之下都发育这套杂砂岩,其分布范围远小于四集庄组砾岩,也从另一方面说明了其初始拉张的特征,而其上大规模的典型四集庄组砾岩则是裂谷进一步发展的结果(杜利林等, 2011)。砾岩中砾石成分受下伏五台群和片麻岩的岩性控制,主体以石英岩砾石为主,含量可达70%,与花岗质片麻岩接触的不整合面附近,出现大量的花岗岩砾石(白瑾, 1986; Zhangetal., 2006; 伍家善等, 2008; 杜利林等, 2013)。较为特殊的是,在砾岩中可见变质变形的条带状铁矿砾石,反映在砾岩沉积之前应有更早期的变质变形事件存在(杜利林等, 2013)。砾岩中砾石间的胶结物以下伏五台群和/或片麻岩剥蚀的变质基性火山质和砂质胶结为主。砾石总体磨圆度好,但由于后期构造作用,通常发生强烈变形并呈定向排列。从沉积特征分析,四集庄组中砾岩和砂岩是冲积扇环境下形成的沉积岩组合(苗培森等, 1999);而一些研究者根据砾岩中局部砾石出现冰川擦痕和砂岩中的落石构造,提出四集庄组砾岩为一套冰积砾岩(陈威宇等, 2018; Chenetal., 2019; Pengetal., 2023)。

四集庄组砾岩中花岗岩砾石主体为TTG质片麻岩,已有的研究结果皆表明其来自于下伏的五台片麻岩(Zhangetal., 2006; 伍家善等, 2008; 杜利林等, 2013; Pengetal., 2023)。杜利林等(2015)在蒋村四集庄组砾岩中发现石英斑岩砾石,并获得2件石英斑岩基岩样品的锆石U-Pb年龄分别为2 166±17 Ma和2 138±17 Ma,初步限定蒋村地区碎屑沉积岩时代应小于2 138 Ma。

本次工作选择滹沱群底部四集庄组砾岩进行了较详细的野外地质调查,根据砾石成分特征和滹沱群底部地层与围岩的地质关系,选择了2件花岗岩砾石和1件侵入四集庄组的花岗斑岩砾石进行了锆石U-Pb-Hf同位素研究。样品采集的位置分别为四集庄组的命名地士集村北和蒋村东(图2)。士集村北出露的厚层砾岩中,主体为石英岩砾石,少量的条带状铁矿和变火山岩砾石(图4a)。野外工作中发现,四集庄组砾岩中出现少见的正长花岗斑岩和似斑状二长花岗岩砾石(图4b、4c)。正长花岗斑岩(HT76-1)砾石呈浅肉红色,块状构造、斑状结构,斑晶含量25%～30%,主要为钾长石,有少量石英斑晶。似斑状二长花岗岩(HT76-2)砾石磨圆度较好,呈浅灰色,块状构造,似斑状结构,斑晶为钾长石,含量5%～10%,基质为细粒斜长石、石英、钾长石和角闪石。蒋村地区的四集庄组砾岩和砂岩呈互层状,砾岩中砾石以石英岩为主,同时可见条带状铁矿和石英斑岩砾石(图4d; 杜利林等, 2015)。砂岩中斜层理和交错层理发育(图4e),可以指示地层层序上下关系。在局部露头上,可见正长花岗斑岩侵入于蒋村四集庄组变质砂岩中(图4f)。正长花岗斑岩中,斑晶为钾长石、镁铁矿物和石英(图4g、4h)。本次锆石U-Pb年龄样品中,HT76-1和HT76-2采自五台县东冶镇士集村北沟内(38°51′04.38″N, 113°05′34.34″E)的四集庄组砾岩中,HT75-2样品采自定襄县蒋村镇东山坡(38°32′19.68″N, 113°03′11.99″E)侵入于四集庄组砂岩的正长花岗斑岩中。

图4 滹沱群四集庄组砾岩及侵入其中的花岗斑岩野外露头特征Fig. 4 Outcrops of conglomerates in the Sijizhuang Formation and granite-porphyry intrusivea—士集村北四集庄组砾岩; b—四集庄组砾岩中正长花岗斑岩砾石; c—四集庄组砾岩中二长花岗岩砾石; d—蒋村镇东四集庄组砾岩;e—蒋村四集庄组变质砂岩中保留的斜层理构造; f—正长花岗斑岩侵入四集庄组变质砂岩; g、h—正长花岗斑岩野外露头特征a—conglomerate in the Sijizhuang Formation, north of Shiji Village; b—orthoclase granite porphyry pebble in the Sijizhuang Formation; c—monzonitic granite porphyry pebble in the Sijizhuang Formation; d—conglomerate in Sijizhuang Formation, east of Jiangcun Town; e—oblique bedding in metamorphic sandstone of the Sijizhuang Formation near Jiangcun Town; f—the intrusion of syenite granite porphyry into the metamorphic sandstone of the Sijizhuang Formation; g, h—field outcrops of syenite granite porphyry

4 锆石U-Pb-Hf同位素分析方法及结果

锆石单矿物分选在河北廊坊宇能(宇恒)实验室完成。锆石阴极发光图像在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。原位锆石U-Pb同位素和微量元素在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成,测试流程见Diwu等(2011, 2014)。分析仪器为美国Agilent公司生产的Agilent7500a型ICPMS,配备德国MicroLas公司生产的Geolas 200M型193 nm ArF准分子激光器。采用He作为剥蚀物质的载体。激光束斑直径为32 μm,频率为6 Hz,采用美国国家标准技术研究院的人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM610进行仪器最佳化,使仪器达到最大的信号强度(238U>2 000 cps/μg·g-1)和最小的氧化物产率(ThO/Th<1%)。激光采样方式为单点剥蚀。每个分析点的气体背景采集时间为20 s,信号采集时间为40 s。数据处理采用GLITTER程序(Version 4.0),207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U(235U=238U/137.88)和208Pb/232Th的比值采用标准锆石91500为外标进行校正,其推荐的206Pb/238U年龄值为1 062.4±0.4 Ma(Wiedenbecketal., 1995)。元素含量校正以29Si作内标,采用NIST SRM610作外标。锆石谐和图采用Isoplot程序(Ludwig, 2001)完成。

原位微区锆石Hf同位素比值在武汉上谱分析科技有限责任公司的激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)上完成,详细分析方法可见Hu 等(2012)。分析仪器为德国Thermo Fisher Scientific公司Neptune Plus型MC-ICP-MS,配备德国Coherent公司Geolas HD激光剥蚀系统。分析过程同时配备了信号平滑装置以提高信号稳定性和同位素比值测试精密度(Huetal., 2015)。载气使用He,并在剥蚀池之后引入少量氮气以提高Hf元素灵敏度(Huetal.,

2012)。分析采用Neptune Plus新设计高性能锥组合,在少量氮气加入的条件下能分别提高Hf、Yb和Lu的分析灵敏度。激光输出能量密度约为7.0 J/cm2。采用单点剥蚀模式,斑束为44 μm。分析过程中,采用实时获取锆石样品自身的βYb用于干扰校正。179Hf/177Hf =0.732 5和173Yb/171Yb=1.1326 85(Fisheretal., 2014)被用于计算Hf和Yb的质量分馏系数βHf和βYb。使用176Yb/173Yb =0.796 39(Fisheretal., 2014)来扣除176Yb 对176Hf的同质异位干扰。使用176Lu/175Lu =0.026 56(Blichert-Toftetal., 1997)来扣除干扰程度相对较小的176Lu对176Hf的同质异位干扰。由于Yb和Lu具有相似的物理化学属性,因此在本实验中采用Yb的质量分馏系数βYb来校正Lu的质量分馏行为。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2010)完成。为确保分析数据的可靠性,Plešovice、91500和GJ-1这3个国际锆石标准与实际样品同时分析,Plešovice用于进行外标校正以进一步优化分析测试结果。91500和GJ-1作为第2标样监控数据校正质量。Plešovice、91500和GJ-1的外部精密度(2SD)优于0.000 020。测试值与推荐值在误差范围内一致,同时为监控高Yb/Hf值锆石的测试数据,采用国际常用的高Yb/Hf值标样Temora 2监控高Yb/Hf值锆石的测试数据。

4.1 锆石U-Pb定年

(1) 正长花岗斑岩砾石(HT76-1)

正长花岗斑岩砾石(HT76-1)样品锆石多呈短柱状、粒状,少数呈长柱状,粒度大小100～300 μm。在透射光下大多无色透明,部分颗粒表面呈浅黄褐色,柱状颗粒柱面较发育而锥面不发育,所有颗粒都可见较规则的晶面。阴极发光图像中,锆石都显示较典型的韵律环带,具有岩浆锆石特征(图5)。选择了28粒锆石并避开包体和裂纹完成U-Pb定年,U、Th含量分别为19×10-6～213×10-6、23×10-6～119×10-6,Th/U值为0.34～1.30(表1)。在分析结果中,除23号分析点207Pb/206Pb年龄为2 685±33 Ma外,其余分析点207Pb/206Pb年龄范围为2 567～2 463 Ma。在锆石U-Pb年龄谐和图中,15、17、21和25号分析点具有明显的Pb丢失,其余分析点多位于谐和线上或附近(图6a)。去除可能为捕获锆石的23号点和具有强烈Pb丢失的4个分析点外,其余23个点获得207Pb/206Pb加权平均年龄结果为2 507±14 Ma(图6b),代表了砾石源区花岗岩的形成时代。

表1 滹沱群四集庄组中花岗岩砾石与花岗岩侵入体锆石U-Pb同位素年龄分析表Table 1 Zircon U-Pb isotopic analyses on granitic pebbles and granitic intrusive in the Sijizhuang Formation of the Hutuo Group

图5 四集庄组花岗岩砾石及侵入其中的花岗岩锆石CL图像Fig. 5 Zircon CL images of granitic pebbles in the Sijizhuang Formation and granite intrusive图中红色圈为锆石U-Pb分析,绿色圈为Lu-Hf分析; 圈中数字为分析点号, 圈外分别为单点分析的锆石207Pb/206Pb年龄、εHf(t)值和单阶段模式年龄the red circles are U-Pb isotope analyses, and the green ones are Lu-Hf isotope analyses; numbers in the circles represent the spot numbers,and marks out the circles represent the zircon 207Pb/206Pb ages, εHf(t), and single stage Hf model ages

图6 花岗岩砾石及花岗岩锆石U-Pb谐和图Fig. 6 Zircon U-Pb concordia of granitic pebbles and granitic intrusive

(2) 似斑状二长花岗岩砾石(HT76-2)

似斑状二长花岗岩砾石(HT76-2)样品锆石多呈短柱状-长柱状,粒度大小100～300 μm。在透射光下,部分锆石无色透明,部分颗粒可能由于放射性损伤使内部结构被破坏而透光性较差,个别颗粒表面呈浅黄褐色,锆石颗粒整体柱面发育,具有较规则的晶面。在阴极发光图像中,大部分颗粒内部可见较明显的岩浆韵律环带,而部分颗粒内部蜕晶质化强烈(图5)。选择无明显蜕晶质化影响且岩浆结构明显的24粒锆石进行U-Pb同位素分析,U、Th含量分别为48×10-6～1 057×10-6、34×10-6～654×10-6,Th/U值为0.11～1.54(表1)。所有分析结果中,207Pb/206Pb年龄变化范围较大(2 532～2 285 Ma)。在锆石U-Pb年龄谐和图中,多数分析点由于强烈的Pb丢失而明显偏离谐和线,所有分析结果拟合的不一致线上、下交点年龄分别为2 509±12 Ma和77±33 Ma,而位于谐和线上4个分析点获得207Pb/206Pb年龄结果为2 519±35 Ma(图6),与上交点年龄在误差范围内一致,应代表了二长花岗岩砾石源区花岗岩的侵位时代。

(3) 正长花岗斑岩(HT75-2)

正长花岗斑岩(HT75-2)样品中锆石透光下呈无色、淡粉色,多为长柱-短柱状,少量为粒状,粒度150～400 μm,柱面非常发育,而锥面多不发育。在阴极发光图像中,大部分锆石颗粒内部具有岩浆振荡环带,个别颗粒具有板状环带(图5)。选择了30粒锆石完成了U-Pb同位素分析,U、Th含量分别为13×10-6～54×10-6、9×10-6～42×10-6,Th/U值为0.58～0.92(表1)。在所有分析结果中,207Pb/206Pb年龄范围为2 217～2 087 Ma。在锆石U-Pb年龄谐和图中,除8和18号分析点具有较明显的Pb丢失外,其余28个分析点基本位于谐和线上或附近,获得207Pb/206Pb加权平均年龄为2 157±15 Ma(图6),代表了花岗斑岩的形成时代。

4.2 锆石Lu-Hf同位素

(1) 正长花岗斑岩砾石(HT76-1)

对该样品中完成U-Pb同位素分析的28粒锆石,尽可能在原U-Pb定年的位置进行Lu-Hf同位素分析,具体结果见表2。176Lu/177Hf值范围为0.000 407～0.001 319,176Hf/177Hf值为0.281 235～0.281 364。Hf同位素计算中,除23号分析点由于和主体年龄结果不能归于一组而采用该点具体的207Pb/206Pb年龄外,其余分析点采用锆石的加权平均年龄结果计算。相应的176Hf/177Hfi值为0.281 240～0.281 332,εHf(t)值范围为+2.1～+5.38,单阶段和两阶段模式年龄分别为2 780～2 612 Ma和2 808～2 643 Ma(表2)。在207Pb/206Pb年龄与εHf(t)值关系图中,2.7 Ga和2.5 Ga的锆石分析结果都位于0.75倍亏损地幔和球粒陨石演化线之间(图7)。

图7 花岗岩砾石与花岗岩锆石207Pb/206Pb年龄与εHf(t)关系图Fig.7 Zircon 207Pb/206Pb ages versus εHf(t) of granitic pelbbles and granite intrusive图中0.75倍亏损地幔演化线引自Belousova等 (2010); 位于该线与亏损地幔演化线之间区域被定义为来自新生地壳(Belousova et al., 2010)0.75 times depleted mantle evolution line is from Belousova et al. (2010). εHf(t) value between the 0.75 times and depleted mantle evolution lines is defined as the juvenile crust (Belousova et al.,2010)

(2) 似斑状二长花岗岩砾石(HT76-2)

对似斑状二长花岗岩(HT76-2)中完成U-Pb同位素分析的24粒锆石进行了Lu-Hf同位素分析,结果见表2。176Lu/177Hf值范围为0.000 423～0.002 955,176Hf/177Hf值为0.281 308～0.281 546。由于该样品中锆石U-Pb年龄结果普遍具有较强烈的Pb丢失,而176Hf/177Hf值与207Pb/206Pb年龄并无明显的相关性(图略),表明Lu-Hf同位素体系在Pb丢失过程中并未遭受明显的影响。因此,在Hf同位素计算过程中,采用该样品的加权平均年龄结果进行计算。176Hf/177Hfi值为0.281 227～0.281 403,εHf(t)值范围为+1.89～+8.18,单阶段和两阶段模式年龄分别为2 763～2 515 Ma和2 824～2 515 Ma(表2)。在207Pb/206Pb年龄与εHf(t)值关系图中,二长花岗岩锆石εHf(t)值大部分位于0.75倍亏损地幔和球粒陨石演化线之间,少量分析结果位于亏损地幔和0.75倍亏损地幔之间(图7)。

(3) 正长花岗斑岩(HT75-2)

对正长花岗斑岩(HT75-2)中完成U-Pb年龄测试的30粒锆石进行Lu-Hf同位素分析,结果见表2。176Lu/177Hf值范围为0.000 453～0.001 177,176Hf/177Hf值为0.281 385～0.281 480。所有的分析点采用锆石U-Pb年龄的加权平均结果进行计算,176Hf/177Hfi值为0.281 337～0.281 443,εHf(t)值范围为-2.5～+1.26,单阶段和两阶段模式年龄分别为2 618～2 468 Ma和2 746～2 560 Ma(表2)。在锆石207Pb/206Pb年龄与εHf(t)

值关系图中,所有分析点的εHf(t)值在球粒陨石演化线上下波动,并位于2.8～2.5 Ga上地壳演化线之间(图7)。

5 砾岩物质源区及新太古代地壳生长

已有研究表明,滹沱群底部四集庄组砾岩的物质源区来自于下伏的五台群和同期的花岗质片麻岩(白瑾, 1986; Zhangetal., 2006; 伍家善等, 2008; 万渝生等, 2010; 杜利林等, 2013; Pengetal., 2023)。但砾岩中的花岗岩砾石成分及锆石U-Pb年龄结果表明,其中的花岗岩源区主要为五台地区的TTG质片麻岩(Zhangetal., 2006; 伍家善等, 2008; 杜利林等, 2013)。本次工作所采集的砾石样品野外特征和矿物组成与典型的五台地区TTG片麻岩具有较大的差别,岩性为二长-钾质花岗岩。现有研究资料表明,五台地区新太古代晚期二长-钾质花岗片麻岩主要为兰芝山花岗岩和部分峨口花岗岩(Liuetal., 1985; 白瑾, 1986)。早期通过传统多颗粒锆石U-Pb法获得兰芝山花岗岩的形成年龄为2 560±6 Ma(Liuetal., 1985)。Wilde等(1997)报道了2个兰芝山花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为2 553±8 Ma和2 537±10 Ma。而Wilde等(2005)对五台地区花岗片麻岩较系统的年代学研究发现,TTG片麻岩的形成时代跨度为2 560～2 515 Ma,并可以进一步详细划为2 560～2 540 Ma和2 540～2 515 Ma两个阶段,但其时代却普遍较兰芝山花岗岩年轻。杨崇辉等(2015b)详细分析了华北克拉通新太古代晚期(2.56～2.47 Ga)花岗岩的时代、地球化学特征和构造动力学背景提出, 2.55～2.52 Ga主要为TTG岩浆活动,与俯冲岛弧环境有关; 2.52～2.50 Ga主要为钙碱性的花岗闪长岩和二长花岗岩,与挤压碰撞活动有关; 2.50～2.47 Ga主要形成钾质花岗岩,属于后造山岩浆活动。从目前的资料分析,兰芝山花岗岩时代较区域内TTG片麻岩更老,与华北克拉通新太古代晚期花岗岩的演化特征不一致。而较新的兰芝山花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄结果为2 511～2 502 Ma(杨崇辉等未发表资料)。因此,本文初步推断,四集庄组2个相对富钾的花岗岩砾石可能来自于兰芝山和峨口花岗片麻岩。

从花岗岩砾石的锆石Hf同位素分析,HT76-1砾石的εHf(t)值基本位于0.75倍亏损地幔演化线之下,同时单阶段和两阶段模式年龄较锆石U-Pb年龄大100～300 Ma(图7、表2),表明该花岗岩主要为2.8～2.6 Ga地壳再造。而HT76-2砾石εHf(t)值变化范围较大,同时少部分锆石Hf模式年龄与U-Pb年龄接近(图7、表2),可能为新生地壳的部分熔融或有地幔物质的加入;而大部分锆石Hf模式年龄远大于其形成时代(图7、表2),反映了较老地壳的再造。正长花岗斑岩中,锆石εHf(t)值远低于同期亏损地幔,且模式年龄多位于2.8～2.5 Ga的地壳演化线之间,表明五台地区古元古代中期主要为地壳再造(杜利林等, 2018)。结合已有的滹沱群花岗岩砾石锆石Hf同位素和新太古代晚期五台群中较广泛的基性火山岩,五台地区新太古代早期存在强烈的地壳生长,而新太古代晚期也有明显的地壳生长(杜利林等, 2013)。

6 滹沱群时代的再探讨

前已述及,滹沱群作为华北克拉通最典型的古元古界地层已形成共识。早期的研究工作主要依据滹沱群中变质玄武岩的年代学资料,提出滹沱群的底界时代约为2.5 Ga(伍家善等, 1986, 2008; 白瑾, 1986; 王汝铮等, 1997)。之后,Wilde等(2004)在青石村组凝灰岩中获得2 087±9 Ma的年龄结果,首次提出滹沱群时代可能为古元古代中期,较之前所认为的时代年轻约300～400 Ma。近年来,滹沱群底部四集庄组中酸性火山岩的年龄分别为2 140±14 Ma(杜利林等, 2010)和2 121±10 Ma(Pengetal., 2023);同时,滹沱群中不同层位的碎屑沉积岩中出现2.2～2.0 Ga碎屑锆石(杜利林等, 2011, 2015; Liuetal., 2011; Duetal., 2017)。这些研究成果指示,滹沱群的初始沉积时代在2.2 Ga之后(杜利林等, 2010, 2011, 2015; Duetal., 2017)。然而,根据现有的年龄结果,似乎也有一些矛盾。杜利林等(2010)在七图村附近的四集庄组获得玄武安山岩的年龄为2 140±14 Ma,Peng等(2023)在东瓦厂村附近四集庄组发现薄层的长英质火山碎屑岩,并获得锆石年龄结果为2 121±10 Ma,表明四集庄组沉积的时代为2.14～2.12 Ga。杜利林等(2011, 2015)在五台七图村和上红表村附近的四集庄组变质砂岩中获得最年轻的碎屑锆石年龄组分别为2 137±31 Ma和2 133±6 Ma;同时,杜利林等(2015)和Peng等(2023)在四集庄组不同分布区中识别出古元古代的花岗岩和火山岩砾石,并获得砾石的年龄结果为2 166±17 Ma、2 138±17 Ma和2 150±27 Ma。根据碎屑锆石和砾石年龄结果限定四集庄组时代应晚于2.14～2.13 Ga。然而,本次工作获得侵入于蒋村四集庄组的花岗斑岩时代为2 157±15 Ma,表明蒋村四集庄组沉积时代应早于2.16 Ga,与四集庄组中石英斑岩砾石(2 138±17 Ma, 杜利林等, 2015)和火山岩(2 140±14 Ma, 杜利林等, 2010; 2 121±10 Ma, Pengetal., 2023)年龄结果出现矛盾。古元古代地层中,这种时代相互矛盾的结果在辽河群中也较普遍存在:Luo等(2004)在辽河群最下部浪子山组获得碎屑锆石年龄2.24～2.05 Ga,认为辽河群初始沉积时代晚于2.05 Ga,古元古代辽吉花岗岩为其提供了物源(路孝平等, 2004)。而杨崇辉等(2015b)在里尔峪组中获得黑云变粒岩(变质中酸性火山岩)的锆石年龄结果2 176±5 Ma,表明里尔峪组火山岩时代为约2.18 Ga。此外,野外可见2.12 Ga的基性岩墙侵入于辽河群中(Wangetal., 2016)。华北克拉通中部赞皇地区的甘陶河群南寺掌组底部砾岩中含有石英斑岩砾石,这些石英斑岩为古元古代许亭花岗岩的边缘相,表明甘陶河群初始沉积时代应晚于许亭花岗岩。然而,许亭花岗岩时代(2 092～2 066; 杨崇辉等, 2011; Duetal., 2016b)与甘陶河群南寺掌组(2 090～2 087 Ma; Liuetal., 2012; 颉颃强等, 2013; Duetal., 2016a)近同时形成。这些古元古代地层中碎屑锆石、火山岩和侵入地层的地质体出现矛盾的结果,很可能代表同一期岩浆事件的不同阶段,而盆地沉积和岩浆活动属于同一期地质事件。根据华北克拉通2.2～2.0 Ga古元古代盆地沉积特征及岩浆事件构造属性综合分析,该期地质事件形成于伸展的陆内裂谷环境,岩浆热事件和同期沉积盆地的发育是同一地质事件的不同表现形式(Duetal., 2016b)。对于火山岩不发育的沉积盆地而言,利用同期的岩浆事件持续的时限可间接限定盆地的发育时间。因此,综合分析认为滹沱群初始沉积时代约为2.2 Ga(杜利林等, 2010, 2011, 2015; Duetal., 2017)。近年来,随着对五台地区高凡(亚)群的深入研究,将其时代也归属于古元古代,并限定在2 350～2 176 Ma,甚至年轻至2 125 Ma(万渝生等, 2010, 2022; Liuetal., 2016; Pengetal., 2017, 2023)。野外地质关系和同位素年龄结果表明,高凡群和五台群之间存在不整合(白瑾, 1986; 田永清, 1991; 万渝生等, 2010, 2022; Liuetal., 2016; Pengetal., 2017, 2023)。但滹沱群与高凡群之间的不整合特征较高凡群与五台群之间不整合特征更为明显(白瑾, 1986)。从目前的年代学资料分析,高凡群与五台群之间的时代间隔却比滹沱群与高凡群之间更长。根据新获得的年代学数据(Pengetal., 2017, 2023; 万渝生等, 2022),高凡群跨越了2.2～2.0 Ga的华北克拉通陆内裂谷伸展过程(Duetal., 2016b)。以滹沱群四集庄组不整合在高凡群之上的地质事实看,高凡群的形成时代应该大于滹沱群四集庄组的形成年龄。但高凡群与滹沱群时代几乎是连续的,且高凡群分布也十分局限,其沉积的构造背景还不十分清楚。因此,从地质事件的角度分析,我们倾向于认为滹沱群初始沉积时代为2.2～2.18 Ga。狭义的滹沱群应该仅包括豆村和东冶亚群(伍家善等, 2008; 杜利林等, 2011; Duetal., 2017),其上限时代由于缺少可供定年的对象难以准确限定。一些学者根据碎屑锆石年龄和郭家寨群的时代认为滹沱群的上限为1 960 Ma(Pengetal., 2023),甚至1.88 Ga之后(Liuetal., 2011)。但从华北古元古代2.2～2.0 Ga和2.0 Ga之后地质事件的构造性质分析,本文倾向于认为滹沱群的顶界年龄约为2.0 Ga更为合适(杜利林等, 2011; Duetal., 2017)。对于五台、高凡和滹沱群时序的进一步厘定,这些不同地质单元早期变质变形的精细研究和同位素年代学工作紧密结合,有望会获得新的突破。

7 初步结论

四集庄组正长花岗斑岩和似斑状二长花岗岩砾石中锆石207Pb/206Pb年龄结果分别为2 507±14 Ma和2 519±35 Ma,推断其可能源自于五台地区峨口花岗岩和兰芝山花岗岩。侵入于蒋村地区四集庄组的正长花岗斑岩锆石U-Pb年龄结果为2 157±15 Ma,表明蒋村四集庄组沉积时代应大于2.16 Ga。结合华北克拉通古元古代中期2.2～2.0 Ga地质事件构造性质和高凡群新的年代学资料,限定滹沱群的底界可能为2.2～2.18 Ga,该套地层的沉积时限可能到约2.0 Ga结束。锆石Hf同位素结果指示,五台地区新太古代早期经历强烈的地壳增生,而新太古代晚期也有明显的地壳生长。

致谢西北大学地质学系第五春荣教授在锆石U-Pb分析中提供了很大帮助;几位审稿专家从不同方面对文章初稿提出了很多修改建议,使文章质量得到提升;编辑部老师认真勘阅进一步完善了文章的表达。在此对各位专家和老师表示衷心感谢!