祝禧艷 仇一凡 龐嵐尹 翟明國, 4

1. 中國科學院地質與地球物理研究所，中國科學院礦產資源研究重點實驗室，北京 1000292. 中國科學院地球科學研究院，北京 1000293. 中國科學院廣州地球化學研究所，中國科學院礦物學與成礦學重點實驗室，廣州 5106404. 中國科學院大學，北京 100049

呂梁(滹沱)運動后，華北克拉通在太古宙-古元古代變質結晶基底之上，沿南、北兩大裂陷槽發(fā)育了巨厚的裂谷系沉積(Zhaietal., 2015)。在華北北部燕山地區(qū)，主要由長城系、薊縣系、青白口系組成；南部則主要由熊耳群火山巖系及其上的中-新元古代火山-沉積巖系組成，如，分布于澠池-確山地層小區(qū)的汝陽群、洛峪群，嵩箕地層小區(qū)的五佛山群以及熊耳山-小秦嶺地層小區(qū)的官道口群、欒川群等(蔣干清, 1994; 王躍峰, 2000; 高林志等, 2002; 河南省地質礦產廳, 2008; 蘇文博等, 2012; 趙太平等, 2015)?；谠缦裙ぷ?，人們認為它們在層位上與長城系-薊縣系-青白口系大體相當(王曰倫, 1980; 關保德等, 1988; 河南省地質礦產局, 1989; 白謹?shù)? 1996; 陳晉鑣等, 1999; 高林志等, 2002; 蘇文博, 2016)。

在豫陜交界的洛南-盧氏地區(qū)，官道口群不整合覆蓋于熊耳群為代表的火山巖之上，是一套較穩(wěn)定的濱海-淺海相沉積序列，以陸緣碎屑巖-碳酸鹽巖為主。其中，該群下部原高山河組厚度可達3707m(河南省地質礦產局, 1989)，是熊耳群之上最古老的沉積蓋層和中元古代早期沉積作用記錄最豐富的層位之一。李欽仲等(1985)根據(jù)其巖性組合及所含的疊層石特征，認為它可能與長城系相當。考慮到原高山河組石英砂巖和上覆官道口群碳酸鹽巖地層代表兩套不同的巖石組合、兩種不同的沉積環(huán)境，并且二者之間有沉積間斷，不少學者和區(qū)調資料已建議將其單獨命名為高山河群(李文厚, 1991; 河南省地質礦產局, 1989; 尹崇玉和高林志, 1997; 趙太平等, 2015)。

由于早期缺少高分辨率的同位素年代地層學資料，華北南部晚前寒武紀地層的劃分以及如何與薊縣剖面進行精確對比一直存在很大爭議。蘇文博等(2012)通過對河南汝州陽坡剖面洛峪口組頂部層凝灰?guī)r進行鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學研究，首次獲得1611±8Ma的高精度年齡，限定了該層位的沉積上限，表明洛峪群和下伏汝陽群以及相當層位均應歸屬中元古界長城系。值得注意的是，李承東等(2017)最近在相同地區(qū)的洛峪口組也開展了凝灰?guī)r鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年研究，雖然其～1630Ma的年齡結果與前者有所差異但也證實上述歸屬是完全合理的。另一方面，近些年在汝陽群、五佛山群底部陸續(xù)有年輕碎屑鋯石的報道，其年齡值廣布于1655～1820Ma之間(胡國輝等, 2012a, b; Huetal., 2014; Zhangetal., 2016; Mengetal., 2018)。筆者早先曾對河南官道口地區(qū)的高山河群做過研究，但由于當時采樣有限、層位過高等原因，且最年輕碎屑鋯石的年齡值為～1850Ma，未能有效約束其起始年齡界限(Zhuetal., 2011)，也未很好識別其物源區(qū)的物質組成。因此，本次研究在區(qū)域上按層位由下至上依次選擇高山河群沉積巖進行碎屑鋯石年代學和地球化學分析，探討其沉積時限和物源特征，為華北南部“長城系”的劃分和厘定提供進一步的科學依據(jù)。

1 區(qū)域地質背景

華北克拉通南部廣泛分布太古宙-古元古代早期結晶基底和較為完整的中、新元古代蓋層，巖石序列發(fā)育完整，是記錄前寒武紀地質的典型地區(qū)之一(圖1)。太華雜巖是豫西地區(qū)最古老的變質基底，區(qū)域變質程度主要為綠簾角閃巖相-角閃巖相(Diwuetal., 2014)，主要由太古宙TTG片麻巖、花崗片麻巖、鉀質花崗巖、斜長角閃巖以及古元古代具典型表殼巖特征的富鋁泥質變質巖、長英質片麻巖、含磁鐵礦大理巖、石英巖等(Wanetal., 2006; Diwuetal., 2014; Jiaetal., 2016; 張瑞英和孫勇, 2017)。其中，2.8～2.7Ga以及2.6～2.5Ga兩期巖漿作用以大規(guī)模的TTG巖石組合為特征，代表華北南部中太古代晚期和新太古代晚期兩次重要的陸殼生長事件(Liuetal., 2009; 第五春榮等, 2010; Jiaetal., 2016)。同時，太華雜巖中還識別出～2.3Ga的英云閃長質片麻巖、斜長角閃巖和鉀質花崗片麻巖(Huangetal., 2012; Yuetal., 2013; Diwuetal., 2014; Jiaetal., 2019)，Hf同位素顯示它們主要源自太古宙古老地殼物質的再造，可能與伸展構造體制下陸殼減薄引發(fā)的部分熔融有關(Jiaetal., 2019)。

圖1 華北克拉通前寒武紀地質簡圖(a, 據(jù)Peng et al., 2007)、華北克拉通南緣中-新元古代地層分區(qū)圖(b, 據(jù)趙太平等, 2015)和高山河群分布簡圖(c, 據(jù)陜西省地質礦產局, 1989; 河南省地質礦產局, 1989)Fig.1 Major Precambrian geological distribution of the NCC (a, after Peng et al., 2007), Meso-Neoproterozoic stratigraphic distribution of the southern NCC (b, after Zhao et al., 2015) and distribution of the Gaoshanhe Group (c, after BGMRS, 1989; BGMRH, 1989)

熊耳群火山巖系不整合覆蓋于太華變質雜巖之上，主要由厚的熔巖流組成，夾少量薄層碎屑沉積巖和火山碎屑巖(趙太平等, 2002)。熊耳群火山巖的噴發(fā)時限大致為1.78～1.75Ga(趙太平等, 2001, 2004; Pengetal., 2008; Heetal., 2010; Wangetal., 2010; Cuietal., 2011, 2013)，與區(qū)域內同時代基性巖墻群同屬華北克拉通中元古代大巖漿巖省的重要組成部分，形成于非造山環(huán)境(Pengetal., 2007, 2008; Peng, 2015; Zhaietal., 2015)。

高山河群主要分布于陜西洛南及河南洛寧、靈寶、盧氏一帶，總的趨勢是西側厚、層位較全，東南薄且層位有所缺失(圖1c)。它與下伏熊耳群呈不整合接觸，部分地區(qū)可見一層復成分底礫巖。主要巖性為中細粒石英砂巖，泥質粉砂巖和泥巖，夾頁板巖、白云巖、火山巖和鐵礦層，由下自上分為鱉蓋子組、二道河組、陳家澗組，(陜西省地質礦產局, 1989)。這三個巖段的巖性組合明顯不同，識別標志清楚(圖2)。下部鱉蓋子組以出現(xiàn)一層厚約1m左右的紫紅色復成分細礫巖為頂界標志，以紫紅色-灰白色厚層石英砂巖為主(河南省地質礦產局, 1989)，底部可見數(shù)十米至幾十米厚度不等、層位基本穩(wěn)定的安山質火山巖夾層(趙太平等, 2015)，上、下分別以雜色凝灰?guī)r-泥頁巖過渡；中部二道河組以中厚層狀紫紅或灰色細砂巖、紫紅色中-薄層狀粉砂巖為主，以出現(xiàn)灰綠色頁巖為結束標志；上部陳家澗組以紫紅色-肉紅色薄-中層細粒石英砂巖為主，中部有較多的灰綠色泥頁巖，部分地區(qū)頂部發(fā)育含鐵礦層。

圖2 洛南-盧氏地區(qū)高山河群地層柱狀圖(據(jù)河南省地質礦產廳, 2008; Wang et al., 2018a)G1L-石英砂巖底部層位；G1M-石英砂巖中部層位；G1U-石英砂巖頂部層位；G2-沉凝灰?guī)r層位Fig.2 Schematic stratigraphic section of the Gaoshanhe Group in Luonan-Lushi area (after BGMRH, 2008; Wang et al., 2018a)G1L-Lower sandstone; G1M-Middle sandstone; G1U-Upper sandstone; G2-sedimentary tuff

高山河群上覆的官道口群和欒川群厚達3000～5500m(河南省地質礦產廳, 2008)，是華北南部發(fā)育最好的中-新元古界。官道口群為一套碳酸鹽巖沉積建造，與高山河群為平行不整合或角度不整合接觸。根據(jù)巖石地層特征和疊覆關系等，長期以來人們將官道口群底界龍家園組下部(有的稱之為下段)與洛峪口組進行對比(武鐵山, 1982, 1997; 關保德等, 1988; 河南省地質礦產局, 1989; 王志宏等, 2008)，官道口群主體對比于薊縣系(蘇文博, 2016)。欒川群主要是一套原巖為含碳碎屑巖、碳酸鹽巖和堿性火山巖組成的綠片巖相濱海-淺海相沉積，與官道口群為整合或平行不整合接觸關系。基于年代學對比并考慮到巖性特征、疊覆關系、區(qū)域分布等，蘇文博(2016)將其歸屬為“青白口系”。

2 鋯石年代學和地球化學特征

2.1 分析方法

將新鮮巖石樣品(約5kg)清除表面浮塵后粉碎至80目，經過淘洗和分選在實體顯微鏡下手工挑出待測鋯石。鋯石分選工作在河北省廊坊宇能巖石礦物分選技術服務有限公司完成。鋯石定年分析測試之前，在雙目顯微鏡下選擇晶形較完好、沒有可見礦物包裹體的不同形態(tài)和類型的鋯石，用環(huán)氧樹脂制成鋯石靶樣，磨至露出鋯石晶體核部。鋯石陰極發(fā)光圖像的拍攝在武漢上譜分析科技有限責任公司完成，儀器為高真空掃描電子顯微鏡(JMS-IT100)并配備GATANmINICL系統(tǒng)。鋯石U-Pb定年采用LA-ICP-MS方法，測試工作在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。詳細的儀器參數(shù)與分析流程見Liuetal. (2007)。測定的U-Pb同位素比值及元素含量采用Gilliter Ver 4.0程序計算得到，U-Pb年齡采用Isoplot程序計算(Ludwig, 2003)。

主量元素分析分別在中國科學院地質與地球物理研究所巖礦分析實驗室和武漢上譜分析科技有限責任公司完成，運用X射線熒光光譜儀AXIOSmineral完成。分析方法采用標準曲線法，XRF分析精度為2%。微量元素測試分別在中國科學技術大學殼幔物質與環(huán)境重點實驗室和武漢上譜分析科技有限責任公司完成，采用電感耦合等離子體質譜(ICP-MS)進行測試，分析精度優(yōu)于10%。

Nd化學分離和同位素比值測試在中國科學技術大學中科院殼幔物質與環(huán)境重點實驗室完成。測試儀器為MAT-262熱電離質譜計。Nd同位素比值測定采用146Nd/144Nd=0.7219進行標準化，Sm-Nd的全流程實驗本底小于50pg，147Sm/144Nd誤差(2σ)小于0.5%。詳細化學流程和同位素比值測試參見Chenetal. (2000, 2007)。

2.2 樣品描述和巖相學特征

樣品主要來自陜西洛南巡檢鎮(zhèn)、河南盧氏官道口鎮(zhèn)等地區(qū)(采樣點坐標見電子版附表1)，巖石類型包括兩類，紫紅色或灰白色石英砂巖(G1)以及灰綠-灰紫色沉凝灰?guī)r(G2)(圖3a-c)。選擇不同層位上的樣品進行鋯石年代學研究、巖石地球化學及同位素地球化學分析。進行LA-ICP-MS U-Pb定年測試的石英砂巖樣品分別采自高山河群底部層位(17GS02、17GS04)和頂部層位(GSH21)，沉凝灰?guī)r樣品(17GS06、G1804-3、G1804-6)靠近火山巖夾層，其相對層位見圖2。石英砂巖鏡下呈變余細粒結構或砂狀結構等，石英含量最高可達95%以上，膠結類型以硅質膠結為主，或泥質膠結，磨圓度較高(圖3d, e)。沉凝灰?guī)r呈凝灰質膠結，晶屑主要為石英和長石，含量約占20%～30%，局部含有大量枝狀或網(wǎng)脈狀暗色礦物集合體，未發(fā)現(xiàn)玻璃質(圖3f, g)。

表1 華北克拉通南緣高山河群碎屑沉積巖的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)地球化學數(shù)據(jù)

Table 1 Major (wt%) and trace element (×10-6) data of clastic sedimentary rocks from the Gaoshanhe Group, southern margin of the NCC

表2 華北克拉通南緣高山河群碎屑沉積巖的全巖Nd同位素組成

Table 2 Nd isotopic data of clastic sedimentary rocks from the Gaoshanhe Group, southern margin of the NCC

測點號巖石類型Sm (×10-6)Nd (×10-6)147Sm144Nd143Nd144NdεNd(t)tDM2 (Ma)fSm/NdGSH-20GSH-21石英砂巖G1U(t=1600Ma)0.673.870.10490.511257-8.22781-0.474.7132.60.08730.511365-2.42320-0.56GSH0806GSH0808GSH0812石英砂巖G1M(t=1650Ma)0.622.980.12580.5118940.52126-0.360.763.650.12590.511833-0.72224-0.360.743.690.12120.511777-0.82233-0.38GSH-6GSH-7石英砂巖G1L(t=1700Ma)1.696.960.14640.511471-11.93153-0.262.3711.50.12390.511403-8.32869-0.37GSH-1GSH-2GSH-3GSH-4GSH-5G1804-1G1804-2G1804-3G1804-4G1804-5G1804-6沉凝灰?guī)rG2(t=1700Ma)3.8314.80.15640.511516-13.23256-0.2111.167.00.10010.511110-8.82913-0.494.2943.70.05930.510908-3.82515-0.705.3631.60.10250.511059-10.33035-0.489.8075.50.07840.510985-6.52730-0.604.7132.60.08730.511014-7.92840-0.562.1913.30.09950.511117-8.52892-0.496.1230.10.12290.511264-10.83069-0.384.3530.10.08730.511013-7.92842-0.566.1224.30.15220.511542-11.83144-0.2315.394.20.09820.511245-5.72667-0.50

圖3 高山河群碎屑沉積巖野外產狀(a-c)及鏡下顯微照片(d、e，石英砂巖；f、g，沉凝灰?guī)r)Fig.3 The occurrence (a-c) and micrographic photos (d, e, quartz sandstone; f, g, sedimentary tuff) of the rocks from the Gaoshanhe Group

2.3 分析結果

2.3.1 鋯石LA- ICP-MS U-Pb年齡

高山河群樣品中的鋯石數(shù)量較多，粒度在50～100μm。半透明，無色到淺棕黃色，粒狀或短圓柱狀，磨圓度較高。CL圖像(圖4)顯示鋯石內部結構多樣，具巖漿環(huán)帶或環(huán)帶結構較弱，或CL強度成面狀、雜斑狀分布。附表1為6個碎屑沉積巖樣品的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)。207Pb/206Pb表面年齡值變化范圍大致為1800～2800Ma(諧和度(100×206Pb/238U年齡/207Pb/206Pb年齡)=90～115)，表明物質來源主要為早元古代-新太古代物質沉積。另有數(shù)顆鋯石具有3.05～3.13Ga的諧和年齡，暗示源區(qū)中存在古太古代物質。值得注意的是，兩類樣品中鋯石年齡峰值明顯不同，高山河群底部石英砂巖的鋯石年齡圖譜峰值不明顯，但隨層位的上移，太古宙物質對源區(qū)的貢獻增大(圖5a, e)，直至中上-頂部層位的石英砂巖出現(xiàn)峰值為2500～2700Ma(圖5f)。石英砂巖類中碎屑鋯石具有顯著的～2500Ma的年齡峰值(2503±7Ma，MSWD=2.5，N=36)，幾個次級峰值分布于1800～1900Ma、1950～2100Ma、2200～2350Ma和2600～2700Ma(圖5g)。另外，石英砂巖中還出現(xiàn)少量1800～1950Ma的鋯石(附表1)，它們具有諧和性較差(諧和度>120)、CL圖像無清晰巖漿環(huán)帶的特點，應該與古元古代變質作用有關。位于火山巖夾層頂、底的沉凝灰?guī)r類G2顯示源區(qū)中古元古代物質由逐漸添加到逐漸減少的趨勢(圖5c, d)，碎屑鋯石年齡圖譜形成明顯的古元古代～ 2300Ma峰值，63個測試點的加權平均年齡為2309±3Ma(MSWD=3.2)，同時存在～2.5Ga的次級峰值(圖5h)。

2.3.2 巖石地球化學特征

在TiO2-Ni圖解上(圖6b)，G1U和G1L組石英砂巖落入成熟沉積物的區(qū)域，表明其源區(qū)成熟度較高或離源區(qū)的距離較遠；大部分G1M石英砂巖和G2組凝灰?guī)r落入長英質范圍內，暗示長英質物質對源區(qū)的貢獻。G1組稀土元素含量中等，∑REE的變化范圍為24.7×10-6～292×10-6，顯示右傾的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(圖7a)，(La/Yb)N比值變化于7.30～37.1。除個別樣品外，Ce顯示輕微正異常，Eu顯示負異常，δCe和δEu值分別為0.90～1.23，0.68～1.09。G2組稀土元素總量明顯大于G1，∑REE的變化范圍為72.2×10-6～443×10-6，同樣顯示右傾的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(圖7b)，(La/Yb)N比值變化于5.08～61.3，δCe和δEu值分別為1.04～1.14，0.53～0.96，顯示正的Ce異常和負的Eu異常。

2.3.3 Nd同位素組成特征

層位由下至上的石英砂巖143Nd/144Nd值分布在0.5114～0.5115(G1L)、0.5117～0.5119(G1M)和0.5112～0.5114(G1U)之間(表2)。按沉積時限的估算，分別回溯至1700Ma、1650Ma和1600Ma，對應εNd(t)值分別為-11.9～-8.3、-0.8～+0.5和-8.2～-2.4，顯示由富集至弱虧損又至富集的演化特征(圖8)；二階段Nd模式年齡tDM2的分布范圍分別為2.87～3.17Ga、2.13～2.23Ga和2.32～2.78Ga。

沉凝灰?guī)r143Nd/144Nd值分布在0.5109～0.5116之間，回算至1700Ma，εNd(t)值為-13.2～-3.8，對應tDM2為 2.51～3.26Ga，表明源區(qū)應該主要為太古宙古老地殼物質。

3 討論

3.1 高山河群碎屑沉積巖的沉積時限

1600Ma是目前仍然通用的全球元古宙固結紀(Statherian)和蓋層紀(Calymmian)的分界年齡(國際地層委員會)，也是國內年代地層劃分方案中采用的長城紀與薊縣紀的分界(王鴻禎和李光岑, 1990; 全國地層委員會, 2001, 2002)。由于陜西洛南侵入官道口群龍家園組中下段地層之中的麻坪堿性正長巖其鋯石年齡值為1598±9Ma(柳曉艷, 2011; 鄧小芹等, 2015)，加之筆者最近在豫西龍家園組底部砂巖中獲得碎屑鋯石的最小年齡峰值為1616±5Ma(MSWD=1.1，N=28)(待發(fā)表數(shù)據(jù))，二者共同限定龍家園組的起始沉積時限為1600～1610Ma，代表華北南緣薊縣系的最底部層位。已有數(shù)據(jù)表明，澠池-確山地層小區(qū)的汝陽群云夢山組和嵩箕地層小區(qū)的五佛山群馬鞍山組底部砂巖的最年輕碎屑鋯石年齡為～1.7Ga(胡國輝等, 2012a; Huetal., 2014; Mengetal., 2018)。本次研究中，高山河底部最年輕的一組鋯石年齡為1760～1770Ma，指示高山河群沉積時代的下限。

圖4 高山河群碎屑沉積巖中典型碎屑鋯石的陰極發(fā)光(CL)圖像圖中黃色空心圓為鋯石年齡測試點，紅色比例尺100μm，束斑直徑32μmFig.4 Cathode-luminescence (CL) images of typical detrital zircons from the Gaoshanhe Group Yellow circles are analytical point. Red measuring scale is 100μm and analyse diameter is 32μm

圖5 高山河群碎屑鋯石U-Pb年齡直方圖(鋯石諧和度90～115)Fig.5 U-Pb age histograms of concordant zircon 207Pb/206Pb ages (concordant percent ranges from 90～115)

圖6 A/NK- SiO2圖解(a)和TiO2-Ni圖解(b)(據(jù)Floyd et al., 1990)G1M數(shù)據(jù)引自祝禧艷, 2010; 胡國輝等, 2013.淺灰色三角形-G1L；深灰色三角形-G1M；黑色三角形-G1U；黑色叉形-G2.后圖圖例及數(shù)據(jù)來源同此圖Fig.6 A/NK vs. SiO2 diagram (a) and TiO2 vs. Ni diagram (b) (after Floyd et al., 1990)Data of G1M after Zhu, 2010; Hu et al., 2013. Light gray triangle-G1L; dark gray triangle-G1M; dark triangle-G1U; dark cross-G2. Symbols and data are the same in the below figures

圖7 高山河群石英砂巖(a)和沉凝灰?guī)r(b)球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE pattern of quartz sandstone (a) and sedimentary tuff (b) from the Gaoshanhe Group (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

圖8 高山河群碎屑沉積巖的εNd(t)-tDM2圖解熊耳群火山巖數(shù)據(jù)引自趙太平等, 2002; He et al., 2010; Wang et al., 2010, 2019Fig.8 εNd(t) vs. tDM2 diagram of sedimentary rocks from the Gaoshanhe GroupData of Xiong’er volcanic rocks from Zhao et al., 2002; He et al., 2010; Wang et al., 2010, 2019

圖9 高山河群相對層位的碎屑鋯石年齡圖譜變化圖(G1M數(shù)據(jù)來自Zhu et al., 2011)Fig.9 Variation of 207Pb/206Pb age peaks of detrital zircons from relative layers (data of the G1M from Zhu et al., 2011)

區(qū)域上，目前報道的熊耳群火山巖時代集中于1.78～1.75Ga(趙太平等, 2004; Pengetal., 2008; Cuietal., 2011, 2013)?？紤]到其與熊耳群之間的沉積缺失，以及區(qū)域上與云夢山組和五佛山組的地層對比關系，暫將高山河群的沉積時限定位1.70～1.60Ga之間。因此，熊耳群之上、龍家園組之下的高山河群在年代地層劃分上應屬國內中元古界長城系(1800～1600Ma)上部，或國際古元古界固結系(Statherian System, 1800～1600Ma)上部。

需要指出的是，華北南緣高山河群鱉蓋子組及汝陽群云夢山組底部穩(wěn)定發(fā)育的玄武安山質火山巖夾層，具有熊耳群中基性熔巖相似的巖性和地球化學特征，以安山質-玄武質為主，富鐵和富鉀(河南省地質礦產廳, 1989; 呂國芳等, 1993; 趙太平等, 2015)，是厘定該巖組起始沉積時限的關鍵線索之一。在盧氏蘇村鎮(zhèn)福地村東、潭頭鎮(zhèn)井峪溝、秋扒鎮(zhèn)三關廟等剖面的野外觀察發(fā)現(xiàn)，沉凝灰?guī)r出露在緊鄰這套火山巖的上、下層位，在野外呈現(xiàn)過渡性產狀，二者下伏數(shù)米至數(shù)十米不等的石英砂巖與熊耳群呈不整合接觸。筆者已對該夾層火山巖進行了高精度年代學研究(待發(fā)表)，同樣支持高山河群沉積時代為長城紀。雖然目前尚無法證實火山巖夾層及凝灰?guī)r同屬熊耳期火山活動的產物，本次研究中發(fā)現(xiàn)這套沉凝灰?guī)r與熊耳群火山巖的巖石地球化學特征和Nd同位素組成類似，至少表明它們之間可能存在成因或巖漿源區(qū)上的某種關聯(lián)。

3.2 沉積物質來源

碎屑鋯石U-Pb年齡、主量-微量元素地球化學特征和Nd同位素組成可以為沉積巖的源區(qū)提供重要信息(李獻華, 1996; Liuetal., 2014)。高山河群碎屑巖的鋯石年齡主要分布于1800～2800Ma之間，表明古元古代-新太古代物質對源區(qū)的貢獻顯著。然而，來自高山河群不同層位碎屑巖的源區(qū)組成具有差別，由下至上顯示復雜-簡單-復雜-簡單的演化特征(圖9)。在玄武安山質火山巖夾層層位之下的樣品中，大部分鋯石207Pb/206Pb年齡分布于1800～2200Ma，同時有～2300Ma、～2500Ma、～2600Ma、～2800Ma的鋯石出現(xiàn)，顯示源區(qū)以古元古代中-晚期物質為主(圖5a)，古元古代晚期-新太古代早期物質對源區(qū)也有貢獻， 1800～2300Ma峰值開始加強后(圖5b)，至沉凝灰?guī)r層位出現(xiàn)2309±3Ma的單峰值(圖5c)，表明靠近火山巖夾層的層位，其源區(qū)補給明顯受到～2.3Ga巖漿事件的影響；層位上移，古元古代～2300Ma物質減少(圖5d, e)，2500～2600Ma碎屑鋯石增多并最終形成2503±7Ma的顯著峰值(圖5f)，表明新太古代物質對源區(qū)的貢獻逐漸增多并穩(wěn)定供給；1950～2100Ma和2250～2300Ga次級峰值的存在，表明古元古代中-晚期物質對源區(qū)的持續(xù)補給但所占比例已逐漸減小。

碎屑沉積巖的物質來源主要有三種：剝蝕的克拉通變質基底，活動陸緣增生盆地中的火山巖-深成巖，古老地殼物質的再循環(huán)(Chenetal., 2009)。1.8～1.85Ga和～2.5Ga是華北克拉通前寒武紀兩期最重要的構造-巖漿-熱事件(翟明國, 2006; 翟明國和彭澎, 2007; Zhaietal., 2010; Zhai and Santosh, 2011, 2013; Wanetal., 2015; Zhai and Zhou, 2015)，在遍布華北的變質-巖漿-沉積-成礦作用中均有記錄。本次研究中，高山河群的碎屑沉積巖同樣記錄了這兩期地質事件。與此同時，相當比例的斑雜狀或無巖漿環(huán)帶的不諧和鋯石(諧和度>120)(附表1)年齡分布在1.8～1.95Ga，與鄂爾多斯、內蒙古涼城等地的麻粒巖相變質作用的時代一致(Zhaoetal., 2006; Santoshetal., 2009; 翟明國, 2009; Wanetal., 2013)，也與太華雜巖的高壓麻粒巖相變質峰期吻合(Luetal., 2017)，表明它們應該來自華北克拉通變質基底。

沉凝灰?guī)rG2中的鋯石顯示晶型好、生長環(huán)帶清晰的巖漿鋯石特點，但數(shù)量眾多并且粒度不均一(圖4)，薄片中原始凝灰結構不完整，幾乎沒有玻屑組分保存(圖3e-f)，因此應屬于以碎屑物質為主，源于近距離搬運的沉凝灰?guī)r。這些沉凝灰?guī)r具有中等程度的SiO2含量、高鐵、高鉀(表1)，其中碎屑鋯石年齡以2200～2300Ma為主，這與熊耳群玄武安山質熔巖中的捕獲鋯石年齡分布一致(趙太平等, 2004; Wangetal., 2019)，并且二者具有相似的Nd同位素組成，均顯示富集地幔特征(圖8; 趙太平等, 2002; Heetal., 2010; Wangetal., 2010, 2019)。巖石地球化學特征和同位素地球化學特征均表明沉凝灰?guī)r與熊耳群火山巖具有強烈的親緣性。

雖然部分樣品顯示出較高的LOI含量，可能與蝕變作用相關。但是，Co、Ni、La、Th、Zr、Sc等微量-稀土元素在后期地質過程中保持穩(wěn)定，是判斷源區(qū)組成的良好指示劑。Th/Co-La/Sc圖解顯示(圖10a, Lopezetal., 2005)，高山河群碎屑沉積巖的源區(qū)主要為長英質物質，這與右傾的稀土配分模式和負的Eu異常特征保持一致，因為長英質物質通常在風化作用中由于長石的分異或分解而造成Eu虧損(Cullers and Graf, 1984; Condieetal., 1992)。同時，相比于石英砂巖，La-Th-Sc圖解中凝灰?guī)rG2顯示向“安山巖”或“玄武巖”區(qū)域過渡，表明基性物質對其源區(qū)也有一定貢獻(圖10b、圖11, Lopezetal., 2005)。底部和頂部石英砂巖(G1L+G1U)均來自穩(wěn)定的成熟物源區(qū)(圖6b)，但前者具有更高的成熟度(圖6a)。

石英砂巖G1中鋯石及鏡下石英顆粒磨圓程度高，分選性差(圖3c, d、圖4)，由于其成熟度較高，那么這些特征很可能與沉積再循環(huán)過程有關，而非搬運距離或快速沉積過程造成。巖石中的Th/Sc值與Zr/Sc通常形成正相關關系，但沉積再循環(huán)過程中，由于Zr元素的逐漸富集使得Zr/Sc值不斷增加，Th/Sc值卻保持不變或很小改變(McLennanetal., 1993)。高山河群凝灰?guī)rZr/Sc-Th/Sc基本都沿正相關線分布，但是石英砂巖源區(qū)略復雜，主要來自長英質和TTG物質，同時顯示出Zr增加的趨勢，也支持高山河群碎屑沉積物源經歷了再循環(huán)過程(圖10b, McLennanetal., 1993)。

圖10 高山河群碎屑沉積巖的Th/Co-La/Sc圖解(a,據(jù)Lopez et al., 2005)和Th/Sc-Zr/Sc圖解(b,據(jù)Nesbitt and Young, 1989)Fig.10 Th/Co vs. La/Sc diagram (a, after Lopez et al., 2005) and Th/Sc vs. Zr/Sc diagram (b, after Nesbitt and Young, 1989) of sedimentary rocks from the Gaoshanhe Group

圖11 高山河群碎屑沉積巖的La-Th-Sc判別圖解(據(jù)Lopez et al., 2005)Fig.11 La-Th-Sc diagram of sedimentary rocks from the Gaoshanhe Group (after Lopez et al., 2005)

3.3 區(qū)域地層對比以及對構造演化的指示

長城系是華北克拉通由結晶基底的固結(造山運動的結束)到穩(wěn)定蓋層廣泛發(fā)育的最早見證者，在燕遼地區(qū)薊縣剖面記錄的最為典型。通過碎屑沉積巖、基性巖墻群和花崗質侵入巖等地質體的年代學研究，限定燕遼等華北北緣地區(qū)“長城系”(常州溝組-串嶺溝組-團山子組-大紅峪組)的沉積時限在1.73～1.62Ga(陸松年和李惠民, 1991; 郁建華等, 1996; 萬渝生等, 2003; 楊進輝等, 2005; 高維等, 2008; Luetal., 2008; 彭澎等, 2011; 和政軍等, 2011a, b; 張拴宏等, 2013; Zhangetal., 2015)，甚至起始沉積時代在1.65Ga之后(李懷坤等, 2011; Lietal., 2013)，明顯晚于華北南緣1.78～1.75Ga熊耳期火山活動。通過詳細的野外探勘，熊耳群之上高山河群鱉蓋子組及汝陽群云夢山組底部的玄武-安山質火山巖夾層以及頂部的含鐵石英砂巖層位在區(qū)域上性狀一致、延伸穩(wěn)定，可分別控制二者之間底、頂對比。而基于豫西南洛峪群頂部中發(fā)育的層凝灰?guī)r夾層中保存了較好的原始凝灰結構和晶屑組分，被認為可與大紅峪組火山巖對比(蘇文博等, 2012)，其鋯石U-Pb年齡～1600Ma用于精確標定華北南緣“長城系”頂界(蘇文博等, 2012; 李承東等, 2017)。已有學者提出燕遼地區(qū)的“長城系”應該位于熊耳群之上，可能只相當于汝陽群-洛峪群的中上部(蘇文博等, 2012; 蘇文博, 2016)。

近年來元古宙沉積巖中的碎屑鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)表明，華北北緣、燕遼、山東-徐淮、華北南緣甚至朝鮮半島的各個裂谷盆地沉積作用都記錄了華北克拉通重要的前寒武紀構造-巖漿-熱事件，以2.7～2.9Ga和～2.5Ga、～1.85Ma為高峰值，分別對應華北克拉通的克拉通化和活化再造(Zhaietal., 2015)，造成大規(guī)模該時期的變質巖和巖漿巖出露，繼而風化剝蝕后出現(xiàn)大量既有巖漿成因也有變質成因的碎屑鋯石。高山河群石英砂巖中出現(xiàn)古元古代晚期1800～1900Ma、1950～2100Ma、2200～2350Ma 及新太古代～2500Ma、2600～2700Ma的碎屑鋯石，正是對上述華北重要地質事件的記錄，物源區(qū)即是華北克拉通內部的前寒武紀基底物質。因此，高山河群與其它區(qū)域長城系記錄的華北克拉通前寒武紀構造熱事件幾乎完全一致。

古元古代～2.45Ga開始，全球性的巖漿活動驟減并持續(xù)至2.25～2.20Ga(Condie, 1998; Condieetal., 2009; Belousovaetal., 2010; Condie and Aster, 2010)，被認為與克拉通化后的板塊作用進入調整期有關(Pehrssonetal., 2014; Zhai and Santosh, 2013)。然而越來越多的研究證實，2.45～2.20Ga并非華北克拉通的地殼演化“沉寂期”或構造-巖漿活動“靜寂期”，華北中部、北部和東部在該時期廣泛發(fā)育正片麻巖、火山巖和未變形花崗巖(Zhouetal., 2016和其中的文獻)。近年來，陰山地塊和鄂爾多斯地塊交界的孔茲巖帶以及華北中部的元古宙地層都陸續(xù)發(fā)現(xiàn)相當數(shù)量的2.0～2.4Ga碎屑鋯石(Wanetal., 2009; Dongetal., 2014; Duetal., 2017; Wangetal., 2018b)，對應華北克拉通古元古代麻粒巖相變質作用之前的巖漿活動，與太古宙/元古宙之后的地球演化“靜寂期”以及引起全球裂谷事件和休倫冰期的構造之間的聯(lián)系密切。但從已有報道來看，無論巖漿巖中的繼承/捕獲鋯石還是沉積巖中碎屑鋯石，均未發(fā)現(xiàn)古元古代早-中期物質對燕遼地區(qū)中晚元古界的源區(qū)有顯著貢獻，僅在十三陵地區(qū)串嶺溝組粉砂巖中出現(xiàn)少量2200～2400Ma的碎屑鋯石和～2300Ma的弱峰值(Wanetal., 2011; Dingetal., 2018)。

在華北南部，洛南-豫西地區(qū)高山河群碎屑巖自下而上的沉積物源發(fā)生了明顯變化，尤其是在底部火山巖夾層附近，以古元古代～2310Ma地殼物質的加入為顯著特征。近年隨著研究的深入，小秦嶺地區(qū)古元古代早期巖石被陸續(xù)報道，包括TTG片麻巖、斜長角閃巖、變輝長巖等，2.4～2.2Ga的花崗巖更為普遍。這些巖漿巖的鋯石年齡集中在2360～2240Ma，峰值為2310Ma(第五春榮等, 2007; Diwuetal., 2014; Huangetal., 2012; Zhouetal., 2014)，與高山河群沉凝灰?guī)r中碎屑鋯石年齡峰值完全一致。魯山下湯地區(qū)出露～2.30Ga片麻巖狀花崗巖，全巖Nd同位素和鋯石Hf同位素均顯示富集特征，tDM(Nd)為2.75Ga，tDM(Hf)為2823～3255Ma(黃道袤等, 2012)。石英砂巖底部G1L和沉凝灰?guī)rG2的Nd同位素組成特征、二階段模式年齡與上述～2300Ma花崗巖類巖石十分類似，表明高山河群古元古代碎屑物質源區(qū)與“靜寂期”巖漿活動關系密切。因此，華北克拉通南部這些2.30～2.31Ga的巖石-物質記錄正是修正全球地殼演化“沉寂期”或全球巖漿-構造“靜寂期”觀點的最佳研究窗口。

4 結論

(1)華北克拉通南緣中元古界高山河群底部凝灰?guī)r中碎屑鋯石顯示特殊的～2300Ma年齡峰值，Nd同位素組成與熊耳群火山巖類似，顯示它們具有成因或源區(qū)上的關聯(lián)性。

(2)高山河群的碎屑物質源區(qū)主要來源于古元古代-中晚太古代長英質物質。由下至上，石英砂巖的成熟度降低，表明來自沉積再循環(huán)的物質減少。Nd同位素組成顯示富集至弱虧損又至富集的趨勢，表明沉積物源具有多元性并與物質組分差異密切相關。

(3)高山河群碎屑沉積巖中最年輕的一組碎屑鋯石年齡為1760～1770Ma，可大致指示其沉積時代的下限。結合上覆官道口群的底界1600～1610Ma，確定高山河群是華北南緣“長城系”的重要組成部分。其源區(qū)主要為來自古元古代晚期1800～1900Ma、1950～2100Ma、2200～2350Ma及新太古代～2500Ma、2600～2700Ma的碎屑物質，與區(qū)域上長城系記錄的華北克拉通前寒武紀構造熱事件一致，二者具有可對比性。

致謝 本次研究中Nd同位素測試分析工作得到中國科學技術大學陳福坤教授和肖平老師的支持和幫助；碎屑鋯石年代學工作得到西北大學第五春榮教授和弓化棟老師以及中國地質科學院地質力學研究所胡國輝助理研究員的幫助；河南省地質調查院王世炎總工和中國地質大學(北京)蘇文博教授在野外地質考察中給予了指導，二位前輩連同張健教授、萬渝生研究員的寶貴意見對本文的提高至關重要。趙太平研究員對本次研究給予了大量的支持和幫助。在此一并表示衷心感謝！