華北呂梁地區(qū)漢高山群和小兩嶺組的地層時代
——火山巖鋯石U-Pb年齡的約束

王彥斌, 宋 彪, 王 浩, 焦永艷, 任留東, 楊崇輝, 何碧竹, 彭 陽, 姚宇凱

(1. 中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所 北京離子探針中心， 北京 100037； 2. 中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所， 北京 100037； 3. 山西省地質(zhì)調(diào)查院， 山西 太原 030006)

華北克拉通由基底和蓋層組成，是世界上最古老的克拉通之一。中元古代，呂梁山區(qū)方山縣漢高山一帶沉積了以河湖相沉積為主、夾火山巖的漢高山群，角度不整合于古元古代界河口巖群之上，被寒武系角度不整合覆蓋。作為在結(jié)晶基底上的蓋層沉積，漢高山群代表華北地臺裂解、克拉通內(nèi)裂陷槽中的蓋層充填。與漢高山群相當(dāng)?shù)男蓭X組地層的年代學(xué)研究已有很長歷史： 喬秀夫等 (1983) 獲得其全巖Rb-Sr等時線年齡為1 786±56 Ma，徐勇航等 (2007) 利用LA-ICP-MS測得一粒鋯石的207Pb/206Pb年齡為1 779±20 Ma，喬秀夫等 (2014) 使用SHRIMP測得的鋯石U-Pb年齡為1 778±20 Ma， Yang 等(2019) 采用Cameca 1280測得其中流紋巖鋯石207Pb/206Pb年齡加權(quán)平均值為1 776±6 Ma，這幾個年齡在誤差范圍內(nèi)一致。不少研究者認(rèn)為漢高山群與小兩嶺組是同時代的地質(zhì)體 (山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局， 1989；喬秀夫等， 1985； 武鐵山， 1997； 喬秀夫等， 2014)， 但漢高山群一直未獲得確切的同位素年齡， 只是依據(jù)其與小兩嶺組構(gòu)成呂梁復(fù)背斜的兩翼、二者處于同一層位而推定了其年齡(山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局， 1989)， 這直接影響了對華北克拉通演化歷史及Nuna超大陸聚散的認(rèn)識。因此， 本研究選取漢高山群中安山巖和小兩嶺組中火山巖為研究對象， 使用SHRIMP測得的鋯石U-Pb年齡來限定漢高山群及小兩嶺組的地層時代， 以便與華北克拉通南部熊耳群進(jìn)行對比， 探討中元古界底界界線年齡， 為揭示呂梁地區(qū)元古宙的構(gòu)造演化歷史、華北克拉通演化及Nuna超大陸裂解盆地的演化提供同位素年代學(xué)約束。

1 地質(zhì)背景

漢高山群位于呂梁山西側(cè)(臨縣東南的漢高山， 距太原市120 km)， 與小兩嶺組構(gòu)成呂梁復(fù)背斜的兩翼， 二者為同一層位(圖1a， 山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局， 1989)。漢高山群最早由Norin (1924)研究并命名 (漢高山統(tǒng))， 當(dāng)時是指呂梁市臨縣東部的漢高山一帶出露面積約5 km2的元古宙陸相地層序列， 又劃分為下部礫巖質(zhì)砂巖(河成層)、頁巖和上部砂巖(風(fēng)成層)3個次級地層單元， 另外還有由幾層被凝灰?guī)r隔開的杏仁狀輝綠巖組成的輝綠巖層 (Norin, 1924)。漢高山群為不整合于界河口群賀家灣巖組白云母片巖變質(zhì)巖系之上、寒武系之下的一套未經(jīng)區(qū)域變質(zhì)的、以陸源碎屑巖和火山巖為主的地層(圖1a、1b、圖2a、圖3)。臨縣劉家溝漢高山群層型剖面 (圖2a、圖3) 地層層序顯示為一套河流相粗碎屑巖， 近500 m厚， 自下而上， 第1組 (Pt2h1) 為紫紅色-灰黃色礫巖、灰黃色含礫砂巖、紫紅色砂質(zhì)頁巖和頁巖， 顯示從崩塌角礫巖-泥石流礫巖-沖積扇礫巖 (廣泛發(fā)育的礫巖中， 礫石成分復(fù)雜、分選差， 具沖積扇特征)、砂巖-沖積扇中段的河流漫流粉砂、細(xì)砂巖-扇前湖相紫紅色頁巖的沉積序列； 第2組 (Pt2h2) 為黃色礫巖， 夾灰紫色、黃綠色頁巖， 長石砂巖及礫巖和砂巖互層組成， 其中可見輝綠巖墻侵入； 第3組 (Pt2h3) 為灰黃色礫巖、白色石英砂巖與紫紅色頁巖， 頂部夾有暗綠色杏仁狀和塊狀安山巖組成， 與小兩嶺組火山巖可對比。第2、3組為山區(qū)辮狀河沉積， 是一個典型的裂陷盆地快速充填序列。詳細(xì)的沉積學(xué)、古河流動力學(xué)、盆地分析研究結(jié)果表明漢高山群屬于山間盆地內(nèi)河流相及沖積扇相沉積 (圖2、圖3， 黃德志， 1990； 喬秀夫等， 2014)。漢高山群與其上的寒武紀(jì)“霍山砂巖”等為不整合接觸。

出露于太原市婁煩縣白家灘東的小兩嶺組主要為一套火山巖建造， 以火山巖為主， 夾有厚度不等的礫巖、砂巖及頁巖。在白家灘沿公路出露的沉積巖層僅厚20 m， 但沿走向可增厚至35 m(圖4)， 呈角度不整合覆蓋在呂梁群白家灘花崗片麻巖之上， 其上被寒武系霍山組不整合覆蓋(圖1a、1c、圖2b、圖4)。由西向東的剖面顯示其與下伏白家灘花崗片麻巖角度不整合， 自下而上由黑色玄武巖、英安巖、玄武安山巖、安山巖、英安流紋巖、流紋巖、玄武安山巖組成。在太原市以北的關(guān)口-楊家井-山根底一帶的鉆孔中也發(fā)現(xiàn)有相應(yīng)時期的火山巖分布(前人稱關(guān)口火山巖)。按磁異常推斷該火山巖呈NNE-SSW向展布， 長8 km， 寬2.5 km， 面積約20 km2。其下、中部主要由粗玄巖、安山玄武巖組成 (山西省地質(zhì)調(diào)查院， 2020)(3)山西省地質(zhì)調(diào)查院. 2020. 山西省區(qū)域地質(zhì)志.。

呂梁山的界河口群與呂梁群變質(zhì)巖系構(gòu)成地臺基底， 漢高山群和小兩嶺組為地臺的最底部蓋層。小兩嶺組分布于呂梁復(fù)背斜東翼， 火山巖成分變化較大， 呈雙峰式的特征， 主要由玄武巖-安山巖和流紋巖-英安巖組成。漢高山群位于呂梁復(fù)背斜西翼， 是一套殘留盆地沉積為主的地層， 在剖面頂部夾有薄層安山巖。

2 樣品描述

2.1 漢高山群安山巖

漢高山群安山巖樣品(08H-03)采自山西省呂梁市臨縣劉家溝(N37°52′， E111°00′)(圖2a、圖3)。露頭新鮮面呈暗綠色， 多氧化為紫色、紫紅色， 多發(fā)育杏仁狀構(gòu)造， 厚11.8 m。上部為灰紅色、灰白色礫巖， 厚約14 m， 在華家塔溝一帶安山巖之上見有灰白色石英砂巖與紫色頁巖互層， 即成層產(chǎn)于下部礫巖和上部紫紅色頁巖之間(圖2a、圖3)， 地層產(chǎn)狀210°∠30°。安山巖具斑狀結(jié)構(gòu)， 隱晶或玻晶交織結(jié)構(gòu)。斑晶主要是斜長石(5%左右)， 定向不明顯， 還有少量石英和綠泥石化黑云母； 基質(zhì)中有玻璃質(zhì)(50%～55%)、斜長石(25%～30%)、方解石(10%～15%)和磁鐵礦(1%～2%)以及杏仁體(約5%， 成分為方解石、玉髓、石英、綠泥石等) (圖5)。樣品鋯石為淺黃色透明， 鋯石晶體呈長柱狀-短柱狀， 長寬比多約為2， 長軸一般為100～150 μm， 陰極發(fā)光圖像(圖6)顯示發(fā)育明顯的板狀分帶， 具有典型巖漿鋯石特征 (Williams, 1998)。

2.2 小兩嶺組安山巖

小兩嶺組樣品采自山西省太原市婁煩縣白家灘火山巖剖面(圖2b)。該剖面小兩嶺組總體南北走向， 向東傾斜， 被寒武系角度不整合覆蓋， 厚493 m。樣品08B-12采自剖面頂部 (距寒武系霍山組僅3 m左右)， 為安山巖 (N37°56′， E111°58′)； 剖面中部樣品08B-11為英安巖， 08B-10 為安山巖。

樣品08B-12(安山巖)呈紫紅色， 具斑狀結(jié)構(gòu)，杏仁狀構(gòu)造。斑晶主要礦物成分是斜長石(1%)， 可見簾石化、方解石化和閃石化， 局部可見斜長石殘留?；|(zhì)主要有斜長石(30%～38%)、玻璃質(zhì)(45%)、方解石(10%)、磁鐵礦(1%～2%)及杏仁體(約5%， 成分為方解石、玉髓、石英等 )(圖5)， 可見鐵氧化物(黑色)和斜長石定向-半定向組成交織結(jié)構(gòu)。鋯石晶體透明、淺黃色， 呈長柱狀-短柱狀， 長寬比多為1～2， 長軸一般為100～180 μm， 陰極發(fā)光圖像顯示鋯石發(fā)育明顯的板狀分帶， 具典型巖漿結(jié)晶鋯石的特征 (圖6)。

樣品08B-10(安山巖)具斑狀結(jié)構(gòu)， 杏仁狀構(gòu)造， 塊狀構(gòu)造， 主要由斜長石、黑云母、玻璃質(zhì)和少量杏仁體組成 (圖5)。斑晶主要是斜長石， 見絹云母化、碳酸鹽化， 有少量綠泥石化黑云母。樣品中鋯石為淺黃色透明， 晶體呈長柱狀， 長寬比多為2， 長軸一般為150 μm， 陰極發(fā)光圖像顯示發(fā)育明顯的板狀分帶， 具典型巖漿結(jié)晶鋯石的特征 (圖6)。

樣品08B-11(英安巖)， 紫紅色， 斑狀結(jié)構(gòu)， 杏仁狀構(gòu)造。斑晶主要是斜長石(5%～10%)， 有少量石英和綠泥石化黑云母?；|(zhì)主要為斜長石和石英 (圖5) 。鋯石晶體透明， 淺黃色， 呈長柱狀-短柱狀， 長寬比多為1～2， 長軸一般為100～150 μm， 陰極發(fā)光圖像顯示發(fā)育明顯的振蕩環(huán)帶和板狀分帶， 具典型巖漿結(jié)晶鋯石的特征 (圖6)。

3 鋯石SHRIMP U-Pb同位素測定方法

4 鋯石U-Pb同位素測定結(jié)果

鋯石U-Pb同位素測定結(jié)果列于表1， U-Pb諧和圖見圖7。漢高山群中安山巖(08H-03)中鋯石測得9個數(shù)據(jù)， 其年齡不諧和度都小于6%，U含量為50×10-6～310×10-6， Th含量為33×10-6～466×10-6， Th/U值為0.69～1.55(表1)。分析點(diǎn)1的207Pb/206Pb年齡為2 192±15 Ma， 為捕獲鋯石， 其余8個分析點(diǎn)的207Pb/206Pb年齡加權(quán)平均值為1 769±9 Ma， MSWD=0.71(圖7a)。

小兩嶺組中安山巖(08B-12)中的鋯石測得21個數(shù)據(jù)， 除分析點(diǎn)1.1、1.2、20.1不諧和度分別為-8%、-9%、10%外， 其余分析點(diǎn)的不諧和度都不大于7%(表1、圖7d)。20.1分析點(diǎn)的U含量為401×10-6， 其余20個分析點(diǎn)鋯石的U含量為17×10-6～120×10-6， Th含量為12×10-6～232×10-6， Th/U值為0.41～1.20， 分析點(diǎn)17.1的207Pb/206Pb年齡為2 376±9 Ma， 為捕獲基底鋯石。因鋯石U含量很低， 特別是參與加權(quán)平均計算的19個分析點(diǎn)的U含量僅為 17×10-6～51×10-6， 且其206Pb/238U年齡與207Pb/206Pb年齡基本相同， 而207Pb/206Pb年齡變化范圍和誤差很大， 故采用其206Pb/238U年齡加權(quán)平均值1 778±20 Ma， MSWD=1.4。

對小兩嶺組中英安巖(08B-11)測定了15粒巖漿結(jié)晶鋯石 (圖7c)。該樣品按鋯石特征和年齡可分兩種， 一種是反映該樣品鋯石結(jié)晶年齡的鋯石， 即分析點(diǎn)7.1、11.1、12.1、14.1， 其U含量為45×10-6～1 345×10-6， Th含量53×10-6～894×10-6， Th/U值為0.69～1.25，207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡值為1 773±19 Ma， MSWD=1.8； 另一種是捕獲的年齡較老的基底鋯石(其余的11個分析點(diǎn))。15個分析點(diǎn)的不諧和度為-7%～0(表1、圖7)。捕獲的基底鋯石207Pb/206Pb年齡值變化范圍2 462～1 813 Ma， 反映基底特征， 如10.1分析點(diǎn)為2 462±5 Ma (不諧和度2%)， 9.1和15.1分別為2 141±8 Ma和2 153±8 Ma (不諧和度分別為2%和4%)， 4個捕獲鋯石分析點(diǎn)(分析點(diǎn)2.1、6.1、8.1、13.1)的207Pb/206Pb年齡加權(quán)平均值為2 065±33 Ma， MSWD=3.3。

小兩嶺組中安山巖(08B-10)中鋯石， 測定了16粒巖漿結(jié)晶鋯石 (圖7b、表1)， 其U含量為18×10-6～43×10-6， Th含量為14×10-6～51×10-6， Th/U值為0.78～1.33。5.1的207Pb/206Pb年齡值為1 911±53 Ma， 可能為繼承鋯石，其余15個分析點(diǎn)的207Pb/206Pb年齡加權(quán)平均值為1 792±18 Ma， MSWD=0.99。

表1 漢高山群和小兩嶺組火山巖中鋯石SHRIMP U-Pb同位素數(shù)據(jù)

續(xù)表1 Continued Table 1

5 討論

5.1 漢高山群指示的盆地性質(zhì)

華北克拉通于1 800 Ma克拉通化后， 板內(nèi)裂解， 呂梁山的漢高山群和小兩嶺組所在區(qū)域?yàn)閰瘟毫严莶?喬秀夫等， 1985， 2014)， 漢高山裂陷盆地裂解的沉積地層紀(jì)錄了該過程。

漢高山裂陷盆地是一個南北長3 500 m、寬約1 500 m的殘留盆地(喬秀夫等， 2014)。盆地東部沿同沉積斷裂為崩塌石塊堆積與泥石流。崩塌石塊大者可達(dá)1～2 m， 礫石為界河口群的片麻巖、變粒巖、石英巖等， 代表裂解初期堆積。由東向西依次為沖積扇河流、漫流至扇前湖泊(Pt2h1)， 是一個自東向西展布的沖積扇-湖泊體系。隨著裂解的發(fā)生， 安山巖噴發(fā)， 盆地裂解作用繼續(xù)， 北部相繼裂開， 發(fā)育自北東向南西流動的辮狀河(Pt2h3)， 古流向?yàn)?10°～245°。整個盆地底是一個向南傾斜的古地形， 河流動力學(xué)參數(shù)計算表明其為高流態(tài)山區(qū)辮狀河， 漢高山古河平均流速0.86～2 m/s， 平均水面坡度為0.008 3～0.023， 流量48.7 m3/s(黃德志， 1990； 喬秀夫等， 2014)。

5.2 漢高山群及相當(dāng)層位的全球?qū)Ρ?/h3>

華北地塊的呂梁-豫西三叉裂陷槽中的漢高山群和熊耳群是1 800～1 600 Ma華北克拉通裂解期的地層。漢高山群是呂梁裂陷盆地的產(chǎn)物， 其下部以陸相碎屑巖為主， 上部以中基性火山巖為主。熊耳群同時也是裂陷槽階段的產(chǎn)物， 由火山-沉積建造組成， 角度不整合覆蓋于古元古代變質(zhì)巖之上。底部大古石組為一套以紫紅、黃綠色含礫砂巖-長石石英砂巖-砂質(zhì)、粉砂質(zhì)泥(頁)巖組合， 顯示其為裂谷初始裂開階段河湖相沉積； 許山組為一套輝石安山巖-安山巖組合； 雞蛋坪組為英安質(zhì)流紋巖-流紋巖組合； 馬家河組亦為輝石安山巖-安山巖多韻律火山巖組合， 間斷期均發(fā)育砂巖、頁巖或凝灰?guī)r， 中偏基性熔巖中可見枕狀、繩狀構(gòu)造， 總體以陸相為主， 間夾海侵層 (山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局， 1989)。近年研究認(rèn)為熊耳群形成于大陸邊緣三岔裂谷環(huán)境 (Zhaoetal., 2002, 2004； 趙太平等， 2015)，熊耳群底部大古石組河流和湖泊相粗至細(xì)碎屑沉積以及地球化學(xué)特征均指示它們發(fā)育于被動大陸邊緣裂谷構(gòu)造背景(徐勇航等， 2008)。呂梁-豫西三叉裂陷槽的巖組是典型的蓋層沉積， 不變形、不變質(zhì)， 屬于國際地層委員會“蓋層系”定義的范疇。

揚(yáng)子地塊該時期陸內(nèi)裂谷初始沉積時代和上述的華北克拉通最早沉積蓋層比較稍晚。 揚(yáng)子地塊西南緣的大紅山群(云南大紅山地區(qū))底部老廠河組以砂巖沉積為主， 其中的礫巖可能為河道滯留礫石成因， 其中斜長角閃巖的鋯石U-Pb諧和線與不一致線的上交點(diǎn)年齡1 722±19 Ma和所夾1 711±4 Ma的薄層火山巖(Zhao and Zhou, 2011； 楊紅等， 2012)限定大紅山群下部的沉積時限大致為1 722 Ma。云南東川武定地區(qū)東川群和四川會理南部的通安組以碎屑巖至碳酸鹽巖并夾少量凝灰?guī)r沉積序列為主， 東川群底部粗粒砂屑巖指示其沉積相以碎屑流為主的沖積扇末端為特征， 通安組一段的砂板巖等指示其形成于沖積扇-濱海相。東川群下部凝灰?guī)r鋯石U-Pb年齡為1 742 ±13 Ma (Zhaoetal., 2010)，通安組下部凝灰?guī)r的鋯石U-Pb年齡為1 744±14 Ma (耿元生等， 2017)， 表明大紅山群、東川群和通安組是揚(yáng)子地塊西南緣裂谷盆地于1 750 Ma裂解期的巖組(Zhaoetal., 2010; 耿元生等， 2019； Luetal., 2020)。

從全球角度看， Nuna 超大陸在1 800 Ma形成后， 這一時期克拉通化后的蓋層的沉積特征對比具有全球意義。從Nuna超大陸裂解事件角度分析， 世界各主要大陸從～1.80 Ga已開始形成具有相當(dāng)規(guī)模的裂谷盆地、凹陷盆地 (Payneetal., 2009； 耿元生等， 2019)，大部分古地理重建模型中勞亞古陸被認(rèn)為在近中央的位置 (Rogers and Santosh, 2002; Zhaoetal., 2002; Zhangetal., 2012; Pisarevskyetal., 2014; Pehrssonetal., 2016)。勞倫古陸西南部的美國西南部Mojave省的Vishnu沉積盆地主要由濁積巖和不成熟的碎屑巖組成， 沉積時代為1.79～1.74 Ga (Hollandetal., 2018)。勞倫西北部的 Wernecke-Hornby Bay-Athabasca 盆地底部由河流相沉積的陸源碎屑巖組成， 沉積序列從底部以硅質(zhì)碎屑及碳酸鹽巖為主的沉積顆粒物向上逐漸變細(xì)， 記錄了裂谷活動的持續(xù)， 盆地沉積逐漸由河流相、濱海向淺海相轉(zhuǎn)變 (Keransetal., 1981)。盆地的伸展指示的起始沉積多在1 750～1 740 Ma (Rainbirdetal., 2006, 2007; Rainbird and Davis, 2007; Furlanettoetal., 2016; Verbaasetal., 2018)。澳大利亞北部克拉通發(fā)育1 790～1 740 Ma 的Leichhardt盆地， 底部為含礫砂巖， 向上為發(fā)育交錯層理(cross-and trough-bedding)的石英巖和長石砂巖的河流相至淺海相環(huán)境， 下部夾玄武巖層， Argylla組酸性火山巖年齡為1 760～1 780 Ma (Jacksonetal., 2000; Southgateetal., 2000； Neumannetal., 2006, 2009； Betts and Giles, 2006； Bettsetal., 2008, 2016; Gibsonetal., 2012, 2018, 2020; Withnall & Hutton, 2013)。南美巴西圣弗蘭西斯科 (S?o Francisco) 克拉通以圣弗蘭西斯科盆地的下部序列河流相礫巖和風(fēng)成砂巖為主， 其中的火山巖年齡為1 775±3～1 724±5 Ma (Turpinetal., 1988; Danderferetal., 2009, 2015; Lobatoetal., 2015)， 指示該盆地伸展起始時代為1.77 Ga (Alkmim and Martins-Neto, 2012)。非洲剛果克拉通的Chela群由厚約600 m的海相砂巖與酸性火山巖、頁巖、礫巖和少量碳酸鹽巖夾層組成，Chela群中部基性-酸性火山巖年齡1 790±17 Ma指示其沉積時代 (Mccourtetal., 2004)。由上可見相似的裂谷沉積在揚(yáng)子陸塊、勞倫大陸西北部、澳大利亞北部、南美巴西圣弗蘭西斯科 (S?o Francisco) 克拉通、非洲剛果克拉通及西伯利亞克拉通都可以對比， 顯示同時期由 Columbia (Naun) 超大陸初始裂解引起的陸內(nèi)裂谷沉積地層的全球陸塊的同時性 (王偉等， 2019)。從1.8～1.7 Ga盆地的發(fā)育看， 該階段全球性的重要地質(zhì)事件是在Nuna超大陸基礎(chǔ)上陸內(nèi)初始裂解形成一系列的盆地 (耿元生等， 2019)。

5.3 漢高山群作為中元古界底界年齡的地質(zhì)意義

本研究獲得的年齡數(shù)據(jù)說明漢高山群和小兩嶺組的形成時代約為1 780 Ma， 再結(jié)合已有的小兩嶺組和熊耳群的年齡報道(喬秀夫等， 1983， 2014； 趙太平， 2004； 徐永航等， 2007， 2008； Yangetal., 2019)， 指示漢高山群、小兩嶺組和熊耳群的形成時代為1 780 Ma， 其年齡的重要意義值得深入探究。

目前國際地層委員會將中元古界底界年齡定為1 600 Ma (Gradsteinetal., 2004)， 1 800～1 600 Ma的Statherian(固結(jié)系)為古元古界最頂部的一個系， 以克拉通化為特征， 1 600～1 400 Ma的Calymmian(蓋層系)是中元古界最底部的系， 指地臺的蓋層 (Gradsteinetal.， 2004; Van Kranendonk, 2012 )。國際亞洲地質(zhì)圖的中元古界采用1 650 Ma為底界(任紀(jì)舜等， 2013)，但國際地層委員會新的全球前寒武紀(jì)地質(zhì)年代表劃分建議方案則把17.8億年作為古/中元古代界限年齡 (Van Kranendonk, 2012; Gradsteinetal., 2012)。Van Kranendonk等(2008)、Van Kranendonk(2012)指出當(dāng)前國際地層表中古元古代與中元古代的界限年齡1 600 Ma不能反映標(biāo)志Nuna超大陸形成的重要地質(zhì)事件年齡 (Oggetal., 2008)。實(shí)際上， Gradstein 等 (2004) 就提出可用Nuna超大陸形成的地質(zhì)標(biāo)志時代作為中元古界底界年齡， 即1 800 Ma。2012 年國際地層委員會推出了全球地質(zhì)年代建議表(The Geological Time Scale 2012, Gradsteinetal., 2012)， 該方案以全球關(guān)鍵事件為基礎(chǔ), 以Nuna超大陸的形成重大地質(zhì)事件為標(biāo)志， 海相硫化物沉積首次出現(xiàn)， 把中元古底界年齡由早先的1 600 Ma下拉到了1 780 Ma (Van Kranendonk, 2012; 蘇文博， 2014)。我國的古元古代與中元古代的分界在實(shí)際工作中一直采用1 800 Ma， 而非國際地層劃分方案中的1 600 Ma(王鴻禎， 1986， 1999； 陸松年， 1992； Wang Hongzhen and Mo Xuanxue, 1995; Wang Hongzhenetal., 1997; Van Kranendonk, 2012; 王澤九等， 2014)。 2021年， 國際地層委員會正式公布的國際地層年代表， 仍將1 600 Ma作為中元古界的底界年齡 (http://www.stratigraphy.org/ICSchart/ChronostratChart2021-07.pdf)， 而在我國是把中元古代底界年齡置于1 800 Ma (王澤九等， 2014)。 顯然， 我國應(yīng)用的地層年表標(biāo)準(zhǔn)與國際地層年代表不一致， 易造成中外學(xué)者在學(xué)術(shù)交流上的不便(趙太平等， 2015)。

呂梁運(yùn)動是華北克拉通結(jié)晶基底最終形成的標(biāo)志性構(gòu)造-熱事件， 我國地質(zhì)學(xué)家根據(jù)呂梁運(yùn)動結(jié)束時間， 將古/中元古代的時間界限置于18億年 (趙太平等， 2019)。呂梁山的漢高山群及小兩嶺組火山巖與同期的巖墻群及熊耳群形成于同一構(gòu)造環(huán)境， 即華北克拉通基底形成后， 初始裂解形成熊耳群底部大古石組和漢高山群底部的河流相沉積， 之后火山噴溢， 在華北克拉通南緣形成巨厚的熊耳群火山巖， 在呂梁山形成漢高山群、小兩嶺組和關(guān)口等火山巖 (圖8)， 并與熊耳群一樣， 形成于呂梁-豫西三叉裂陷槽中。

全球年代地層單位是以其底界年齡來厘定的， 顯生宙全球年代地層單位是通過全球界線層型剖面和層型點(diǎn)(GSSP)厘定的， 而前寒武系年齡界線則采用絕對年齡作為全球標(biāo)準(zhǔn)地層年齡(GSSA)(Gradsteinetal.， 2004)。

圖9概括總結(jié)華北地臺1 800～1 400 Ma的地層記錄、重要年齡值與盆地構(gòu)造類型 (喬秀夫等， 2014)。右側(cè)的年齡值中， 1 800 Ma為漢高山群、小兩嶺組、熊耳群的底界年齡 (喬秀夫等， 1983， 2014； 趙太平等， 2004； 徐勇航等， 2007； Yangetal., 2019)； 1 750 Ma(趙太平等， 2004)為熊耳群頂界年齡， 暫時被當(dāng)作小兩嶺組與漢高山群頂界的年齡。

高林志等(2014)把1 700 Ma作為燕山地區(qū)(傳統(tǒng)的稱為薊縣剖面)長城系的底界年齡； 李懷坤等(2011)則提出該時限應(yīng)為1 650 Ma。1 800～1 600 Ma是華北克拉通基底固結(jié)后的裂解期 (翟明國等， 2014)， 1 800 Ma是華北克拉通巖漿活動頻繁裂陷槽開始接受沉積時期， 華北克拉通中南部形成了熊耳群、漢高山群和小兩嶺組的沉積與火山建造， 時代上與上部的長城-薊縣系之間沒有明顯的構(gòu)造運(yùn)動， 可視作連續(xù)的地臺蓋層沉積。

依據(jù)上述原則， 且前寒武系年代地層界線要以全球關(guān)鍵事件為基礎(chǔ)， Nuna超大陸的聚合完成可以作為古元古代的結(jié)束， 而中元古代的開始以Nuna超大陸的初始裂解為標(biāo)志。1 800 Ma后華北形成基本穩(wěn)定的華北克拉通， 接受了基本連續(xù)的沉積。這樣的話， 華北克拉通中元古代以沉積為主的建造應(yīng)包括熊耳群(以及類似的漢高山群、小兩嶺組)和長城-薊縣系， 因此， 選取漢高山群、熊耳群、小兩嶺組作為中元古界的底界是較合理的(喬秀夫等， 2014)， 1 800 Ma則可作為中元古代的底界年齡。中國前寒武紀(jì)界長期堅持的中元古界底界年齡1 800 Ma與Nuna超大陸聚合事件吻合， 符合國際地層委員會選取規(guī)范。本研究的結(jié)論可供地質(zhì)調(diào)查參考， 可為相關(guān)項(xiàng)目如地質(zhì)編圖中確定前寒武紀(jì)編圖單元與界線提供年齡依據(jù)， 也可為討論華北克拉通演化提供年代學(xué)基礎(chǔ)。

6 結(jié)論

(1) 漢高山群中安山巖的鋯石U-Pb年齡為1 769±9 Ma， 限定了漢高山群的時代約為1 770 Ma。小兩嶺組火山巖剖面頂部 (距寒武系霍山組僅3 m左右) 獲得的1 778±20 Ma鋯石U-Pb年齡、剖面中部獲得的鋯石U-Pb年齡1 773±19 Ma與1 792±18 Ma， 限定了小兩嶺組的時代為1 792～1 773 Ma。在漢高山群頂部火山巖首次獲得1 769±9 Ma年齡值， 證實(shí)了其與小兩嶺組火山巖同時代。

(2) 依據(jù)本文新的年代學(xué)研究結(jié)果， 漢高山群和小兩嶺組底界置于1 800 Ma是合理的， 且與已有地質(zhì)紀(jì)錄相吻合。1 800 Ma是Nuna超大陸的聚匯期， 漢高山群和小兩嶺組在年代地層中的位置表明是Nuna超大陸聚合即克拉通化后的初始蓋層， 也是目前全球已有年齡紀(jì)錄的最低層位的蓋層。從呂梁山區(qū)南至中條山、陜豫地區(qū)， 由漢高山群、小兩嶺組與晉南熊耳群組成一個巨型三岔裂谷， 它是地球賜予華北地臺的獨(dú)有禮物。

(3) 漢高山群時代的研究可為全國地層委員會確定中元古界底界年齡提供界線層型剖面。

致謝喬秀夫研究員2008年 3月帶領(lǐng)并指導(dǎo)筆者開展?jié)h高山群和小兩嶺組的地質(zhì)研究， 2015年6月和2018年10月的野外工作還得到余卓穎等的幫助， 論文撰寫中， 劉福來研究員提供了良好建議， 審稿人和編輯對本文做了認(rèn)真的審閱并提出了很好的修改意見， 在此一并向大家表示感謝。

謹(jǐn)以此文祝賀沈其韓院士百歲壽誕。