山西黎城地区长城系沉积时代及源区分析:碎屑锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素证据*

胡漾 祝禧艳 张瑞英 赵太平 张成立

1.前寒武纪研究中心,大陆动力学国家重点实验室,西北大学,西安 710069 2.中国科学院地质与地球物理研究所,中国科学院矿产资源研究重点实验室,北京 100029 3.中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室,广州 510640

华北克拉通是世界上较完整记录前寒武纪多阶段地壳生长和构造热事件的古老克拉通之一(Zhaoetal.,2003,2005,2012;Zhai and Santosh,2011)。中元古代早期,哥伦比亚超大陆开始解体,全球大部分克拉通经历了伸展事件并形成了大量裂陷沉积盆地(Wangetal.,2014;Frolovetal.,2015;Guadagninetal.,2015;Samantaetal.,2016;Verbaasetal.,2018)。华北克拉通也发育多个中-新元古代裂陷盆地,包括中北部的燕辽盆地、北部的渣尔泰-白云鄂博-化德盆地、西南部的贺兰-晋陕盆地以及南部的熊耳盆地(图1a),这些盆地多分布于克拉通边部(Mengetal.,2011;Zhaietal.,2015;Liuetal.,2019)。其中,燕辽地区保存了华北克拉通中沉积最为连续的中-新元古代地层,由下至上划分为长城系、蓟县系、待建系和青白口系(陈晋镳等,1999;Wanetal.,2011;Lietal.,2013)。下伏于长城系之下的基底花岗岩及侵入其中的岩脉测年结果已将该区长城系底界限定在1.67Ga左右(王松山等,1995;万渝生等,2003;和政军等,2011;李怀坤等,2011;彭澎等,2011;Lietal.,2013;周红英等,2020)。与其相比,华北地块南缘熊耳裂谷盆地内中-新元古代地层是由1.78～1.75Ga的熊耳群火山-沉积岩系(赵太平等,2001;Pengetal.,2008;Mengetal.,2018)及其上覆1.75Ga之后的沉积岩系组成(Huetal.,2014a;祝禧艳等,2019;Lietal.,2020),明显早于北部燕辽裂谷区长城系的起始沉积,因而熊耳地区的早期火山沉积建造也被认为代表了吕梁运动后华北克拉通最初始裂解的产物(赵太平等,2004;汪校锋,2015;苏文博,2016)。

图1 华北克拉通中元古代裂陷盆地分布图(a,据Hu et al.,2014b)及太行山南段黎城地区地质图(b)

中元古代早期是华北克拉通由广泛造山背景向非造山环境转换的重要阶段(Zhaietal.,2000;Luetal.,2002;翟明国等,2014),南部熊耳和北部燕辽地区均保存有较完整的中-新元古界非造山环境的裂谷沉积序列,分析和探讨这两个裂谷盆地中元古代早期长城系沉积特征及其相关性对了解华北克拉通中元古代早期的沉积格局具有重要意义。位于熊耳和燕辽裂谷之间的太行山南段地区也发育同期沉积地层,是研究两个裂谷区之间中部地区内中元古代沉积演化的理想对象。早期的研究大多将太行山南部归为燕辽裂谷向南延伸的分支(王鸿祯,1985;和政军,1990;侯贵廷等,1998)。然而,太行山南段长城系常州沟组之下还发育大河组和赵家庄组两套地层(武铁山,1979,1997(1)武铁山.1979.山西的震旦系.山西省地矿局区调队,1-138),说明其沉积早于北部的燕辽地区。因而有学者提出,太行山南段长城系与熊耳地区中元古代早期沉积地层更具可对比性(赵澄林等,1997)。近期,白国典等(2019)在不整合于大河组之下的花岗岩中获得了1.79Ga的年龄,由此将太行山南段长城系的底界限定在～1.79Ga。此外,赵太平等(2015)认为赵家庄组页岩可与熊耳裂谷渑池-确山地区的汝阳群白草坪组页岩相对比,据此推断二者均为1.79Ga之后的沉积产物。

前人通过熊耳、燕辽以及太行山地区长城系沉积地层的对比和岩性变化特征构建了华北克拉通中元古代沉积演化模型,对中元古代裂谷盆地的阶段性演化关系进行了探讨,并提出两个裂谷在1.67～1.64Ga阶段有过短暂相连的历史(Dengetal.,2021)。基于此,本文对太行山南段黎城地区长城纪早期沉积地层开展锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素特征分析,揭示该区中元古代早期地层的沉积时代及碎屑物质来源,进而探讨两个裂谷的形成演化关系及其源区性质和早期地壳演化历史。

1 地质概况及样品描述

华北克拉通自吕梁运动后,由挤压转变为伸展构造背景,先后形成了熊耳、燕辽、贺兰-晋陕和渣尔泰-白云鄂博-化德等多个裂谷系(翟明国等,2014;Dengetal.,2021),并在每个裂谷盆地中均发育了中-新元古代沉积地层(翟明国,2004;赵太平等,2004;Mengetal.,2011;Huetal.,2016)。其中,熊耳裂谷位于华北克拉通南缘的豫-陕-晋交界区域,整体呈近等边三角形展布。盆地内中新元古界由下部熊耳群火山-沉积岩系及其上覆沉积地层构成,是华北克拉通保存最为完整且连续沉积的中-新元古代沉积(赵太平等,2001,2002,2004;Wangetal.,2010;Cuietal.,2013)。燕辽裂谷位于克拉通东北部,可分为南、北两支,太行山北部和沿燕-辽地区大致呈东西向展布的北部分支是中元古代地层最为发育和研究程度最高的地区(乔秀夫和王彦斌,2014)。该区域内不整合覆盖于变质基底岩系上的中元古代地层出露完整连续,作为沉降中心的天津蓟县地区成为该区中-新元古代地层标准剖面,由下至上划分为常州沟组、串岭沟组、团山子组和大红峪组(陈晋镳等,1999)。燕辽裂谷南部分支呈北北东向展布,向西南延伸至太行山中南部,该区长城系由下至上可分为大河组、赵家庄组、常州沟组、串岭沟组和大红峪组。其中,大河组不整合覆盖于太古代片麻岩之上,仅在晋豫交界一带零星出露,地层横向厚度变化大,自南向北明显变薄。赵家庄组在太行山中南段广泛出露,与下伏大河组整合接触或直接角度不整合于基底变质岩系之上。在黎城西井-左权拐儿镇一带,该组岩层厚度稳定在120～170m之间,厚度向南北方向均呈现变薄趋势。常州沟组在太行山中南段分布范围广、沉积厚度大,在左权柏管寺-黎城西井镇一带,地层厚度可达700～1000m,向西北和东南方向逐渐减薄。串岭沟组在太行山地区的分布范围明显变小,其沉降中心位于黎城大井盘-和顺半沟一带,沉积厚度变化于150～280m之间,在南北方向上逐渐减薄。太行山中南段缺少团山子组的白云岩沉积组合,大红峪组直接平行不整合覆盖于串岭沟组之上。虽然岩石组合可与燕辽地区相对比,但太行山南段的大红峪组中不含火山岩夹层且分布范围有限,仅见于和顺半沟-平定南峪一线,在太行山中南段的大部分地区,串岭沟组之上均直接被寒武系馒头组平行不整合覆盖(李建荣等,2019(2)李建荣,卫彦升,魏荣珠,孙占亮.2019.中国区域地质志——山西志.山西省地质调查院,1-247)。

研究区位于太行山南段的黎城县西井镇彭庄-大井盘地区,区内赵家庄组、常州沟组和串岭沟组出露良好,地层连续(图2)。其中,底部赵家庄组直接不整合覆盖在太古宙赞皇群石家栏组之上(图1b、图2),主要由紫红色泥页岩夹中-薄层石英砂岩组成,厚度约为147m,其中的砂岩层发育水动力较强的平行层理(图3a)。常州沟组与下覆赵家庄组为整合接触,主要由浅灰红色、灰白色石英砂岩组成,厚度可达732m,羽状交错层理和波痕较为发育(图3b)。串岭沟组整合覆盖于常州沟组之上,为灰黑色、灰绿色泥页岩与灰白色薄层细粒砂岩互层,厚度约为156m。

图2 太行山南段黎城地区大井盘剖面地层柱状图

图3 黎城地区长城系野外(a、b)和显微照片(c-f)

在赵家庄组底部和常州沟组底部各采集1件砂岩样品。其中,采自赵家庄组底部的样品21LC-1为肉红色中-粗粒长石石英砂岩(N36°46′06″、E113°22′02″),岩石分选中等,碎屑颗粒以次圆状-圆状的石英为主,含有少量长石,孔隙式胶结,填隙物以杂基为主(图3c,d)。采自常州沟组底部的样品21LC-3为浅灰红色中-细粒石英砂岩(N36°46′29″、E113°21′31″),该层发育大型板状和楔状交错层理,颗粒分选较好,但磨圆度中等,部分石英颗粒还发育次生加大边,填隙物仍以杂基为主,局部有少量硅质胶结(图3e,f)。

2 测试方法

2.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年

锆石单矿物的分选和制靶工作分别在河北廊坊地质调查院实验室和西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。分选出的锆石颗粒置于环氧树脂中固定,打磨至锆石颗粒近一半再进行抛光。用体积分数为3%的HNO3清洗样靶表面后,在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室使用搭载Gatan MonoCL4+阴极荧光谱仪的FEI Quanta 450 FEG扫描电镜完成锆石阴极发光图像的拍摄。锆石LA-ICP-MS U-Pb定年测试和微量元素含量分析在西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室完成。为了保证年龄数据的准确性,锆石测试点选在无裂隙和包裹体出现的均一区域进行。实验仪器为RESOLution S155-LR ArF准分子激光剥蚀系统和Agilent 7900 ICP-MS联机。相较于传统剥蚀系统的圆形剥蚀坑,利用此种剥蚀系统进行剥蚀时得到的剥蚀坑为正方形,U-Pb定年的束斑边长为37μm,激光波长为193nm,能量密度约20J/cm2。国际标准锆石GJ-1(Jacksonetal.,2004)和人工合成硅酸盐标准参考物质NIST SRM610(Pearceetal.,1997;Gaoetal.,2002)作为外标,分别对U-Pb同位素定年和微量元素含量进行同位素和微量元素分馏校正。测试获得的原始数据通过ICPMSDataCal 11.1软件进行处理和校正(Liuetal.,2008b,2010),之后用Isoplot 3.0程序将处理后的数据进行U-Pb谐和图的绘制(Ludwig,2003)。由于本研究中样品的锆石年龄基本均大于1.2Ga,因而采用207Pb/206Pb年龄代表锆石的结晶年龄(Gehrels,2014)。

2.2 锆石Hf同位素测定

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年代学

赵家庄和常州沟组2个石英砂岩样品的锆石U-Pb年龄和微量元素分析结果分别列于电子版附表1和电子版附表2,表中已将不谐和度大于10%的数据剔除,不参与后续讨论。

赵家庄组砂岩样品(21LC-1)中的锆石以半自形柱状为主,粒径变化于50～300μm,弱到中等磨圆,说明锆石离源区的距离不远。CL图像显示大部分锆石颗粒都可见清晰的岩浆振荡环带(图4),它们的Th/U比值(0.2～1.2)均大于0.1(附表1、图5a),明显富集HREE(附表2),并有显著的正Ce和负Eu异常(图5b),显示了岩浆成因锆石的特征(Hanchar and Van Westrenen,2007)。大部分锆石位于谐和线及其附近,并获得了较高谐和度的年龄,仅有少量分析点偏离谐和线,说明有一定程度的Pb丢失(图6a)。所有谐和锆石的207Pb/206Pb年龄范围变化在2799～1761Ma之间,并呈现出2.55～2.45Ga的主年龄峰值和～2.7Ga、2.15～2.0Ga的两个次要年龄峰值(图6b)。三颗最年轻锆石的207Pb/206Pb加权平均年龄为1764±14Ma(MSWD= 0.04)。

图4 黎城地区赵家庄组和常州沟组典型碎屑锆石的阴极发光图像

图5 黎城地区赵家庄组长石石英砂岩(a、b)和常州沟组石英砂岩(c、d)碎屑锆石Th/U比值和球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough,1989)

图6 黎城地区赵家庄组长石石英砂岩(a、b)和常州沟组石英砂岩(c、d)碎屑锆石谐和图和年龄直方图

常州沟组砂岩样品(21LC-3)中的锆石也多呈半自形柱状,粒径为100～350μm,锆石磨圆度中等,同样说明它们经历了不远距离的搬运。大部分锆石发育岩浆震荡环带(图4),锆石的Th/U比值(0.1～2.6)基本上大于0.1(图5c),稀土组成也表现为Ce正异常、Eu负异常和HREE富集(图5d),为岩浆成因锆石。多数谐和的锆石基本上位于谐和线上或附近,部分位于谐和线之下的锆石(图6c)是受后期地质事件改造使得Pb发生一定程度丢失的结果。谐和锆石的207Pb/206Pb年龄变化于3520～1765Ma之间,除出现2.55～2.45Ga和1.92Ga的主要年龄峰值之外,还存在2.1Ga、2.9Ga、3.1Ga以及3.5～3.4Ga的次级年龄峰值(图6d)。该样品获得一颗最年轻的谐和锆石207Pb/206Pb年龄为1765±21Ma。

3.2 锆石Hf同位素特征

根据2个样品锆石U-Pb定年结果,选择典型峰值年龄的代表性碎屑锆石进行了原位或邻近相同结构区域的微区Hf同位素分析,分析结果列于电子版附表3。2件样品(21LC-1和21LC-3)的锆石176Lu/177Hf值分别变化于0.000027～0.001725和0.000042～0.001624,均低于0.002,表明锆石结晶后基本少有放射性成因176Lu的积累,因而测得的176Hf/177Hf值可以代表锆石形成时体系中的Hf同位素组成(Jonathan Patchettetal.,1982;吴福元等,2007)。

4 讨论

4.1 长城系沉积起始时限及地层对比

华北克拉通中元古代长城系可划分为以火山-沉积建造为主的下统和以沉积碎屑岩为主的上统(李振生等,2021;庞岚尹等,2021),在华北克拉通南缘对应于熊耳群及其上部的碎屑沉积岩层(赵太平等,2001;Heetal.,2009;Mengetal.,2018;Lietal.,2020)。在燕辽地区,长城系下部缺失可与南部熊耳对比的火山-沉积岩层,由长城系上统的一套碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造组成,底界年龄在1.67Ga左右(宋天锐,2007;李怀坤等,2011)。同样,太行山南段也缺乏可与熊耳火山-沉积岩系对比的地层,但该区存在较北部燕辽地区沉积层位更低的早期沉积地层。白国典等(2019)在太行山南段河南丰峪一带不整合下伏于长城系之下的花岗岩体中获得了1790Ma的结晶年龄,将该区长城系的沉积时代限定在1790Ma之后。Liuetal.(2020)在太行山南部的长城系赵家庄组中上部和常州沟组底部砂岩中分别获得1895Ma和2134Ma的最年轻锆石207Pb/206Pb年龄,但这些年龄还无法有效限定这两套地层的沉积时代。Andersen(2005)认为,至少3个或3个以上的最年轻碎屑锆石年龄才能有效限定赋存其地层的沉积时代。本研究在赵家庄组底部的砂岩中获得了3个最年轻谐和碎屑锆石的207Pb/206Pb加权平均年龄为1764Ma,在常州沟组底部也发现1765Ma锆石存在。因此,将太行山南段赵家庄组的起始沉积时代限定在1.76Ga之后。

熊耳地区直接覆盖于变质结晶基底之上的呈河湖相砂岩-泥岩沉积的大古石组和上覆熊耳火山岩构成了华北克拉通1.80～1.75Ga期间的最早火山沉积地层(赵太平等,2015)。这一时期,华北克拉通呈现为北高南低的古地理格局,古流向大致为NNE-SSW向(李文超,2013;王淼,2020)。随着～1.75Ga之后火山活动的减弱,熊耳裂谷经历了短暂抬升后盆地再次沉降且范围逐渐扩大,并呈现为东北高、西南低的古地形特征,古水流将剥蚀的基底碎屑物质携带进入盆地,在该区形成了小沟背组和兵马沟组冲积扇-扇三角洲粗碎屑沉积(郑德顺等,2016;Mengetal.,2018;左鹏飞等,2019)。在兵马沟组和小沟背组沉积末期,熊耳裂谷活动渐趋稳定,经过短暂的地壳调整,海水由西南向东北大规模入侵(左鹏飞等,2019;庞岚尹等,2021)。太行山南段沉积的大河组以及覆盖在小沟背组和兵马沟组之上的云梦山组底部仅有少量砾石,主体由大量中细粒-粗粒的红色石英岩状砂岩与灰紫色含铁质石英砂岩组成,并发育平行层理、板状交错层理和波痕构造(李建荣等,2019),反映了水动力较强的河流冲刷环境。古地理环境和沉积组合特征揭示,云梦山组和大河组早期河流相沉积主要来自北部古陆,随着后期的海侵,沉积环境逐渐由河口三角洲转变为滨海潮间带(李兵,2018;李建荣等,2019)。同时,大河组地层厚度由南向北逐渐减薄的特征也反映了在该阶段海水已经到达太行山南段地区,并逐渐占据主导地位。整合覆盖在大河组之上的赵家庄组以大量的砂岩和泥岩互层为特征,与南部白草坪组岩石组合基本相同,反映了潮间-潮上带砂泥坪的沉积环境(赵太平等,2015;李建荣等,2019)。其上的北大尖组以石英砂岩和长石石英砂岩为主,上部出现少量砂质页岩和海绿石铁质砂岩,整体与太行山地区常州沟组岩石组合一致,指示为滨海-潮间带沉积环境的产物(李建荣等,2019)。上述两个地区中元古代地层对比表明,太行山南段与华北克拉通南部熊耳地区的长城系有较大的可对比性,证明两个地区在中元古代早期基本处于同一沉积构造背景。

4.2 沉积物源分析

综合分析沉积岩的沉积构造及其所含碎屑锆石的U-Pb年龄、微量元素和Lu-Hf同位素特征,可以较为准确地提供关于沉积物潜在源区的相关信息(McLennanetal.,2001;Fedoetal.,2003;Wangetal.,2021)。赵家庄组和常州沟组是太行山南段中元古代长城系早期的连续沉积地层,它们的碎屑锆石年代学和Hf同位素特征可为揭示该地区中元古代早期物源区特征及其早期演化历史提供重要的信息。

4.2.1 赵家庄组砂岩中碎屑锆石的物质源区

图7 黎城地区赵家庄组长石石英砂岩(a)和常州沟组石英砂岩(b)碎屑锆石U-Pb年龄与εHf(t)值图

图8 黎城地区赵家庄组和常州沟组碎屑锆石微量元素岩性判别图解(底图据Belousova et al.,2002)

4.2.2 常州沟组砂岩中碎屑锆石的物质源区

常州沟组也发育大型板状交错层理,同样反映了较强的水动力条件,岩石分选较好、碎屑颗粒磨圆中等以及较高的成分成熟度说明碎屑物质经历了较长距离的搬运。该组砂岩中碎屑锆石除与其下覆赵家庄组砂岩一样具有新太古代晚期(2.55～2.45Ga)和古元古代中期(～2.1Ga)的年龄峰值外,还存在1.92Ga的年龄峰值和少量2.9Ga、3.1Ga和3.5～3.4Ga的年龄(图6d)。常州沟组碎屑锆石的微量元素与赵家庄组大致相同,也反映了主要源自花岗闪长岩和英云闪长岩类为主的源区(图8)。

常州沟组～1.92Ga的碎屑锆石的Th/U=0.13～0.62,多数锆石都保留有岩浆振荡环带,应是古元古代晚期岩浆活动事件的记录。已有研究表明,中部带在1.9～1.8Ga期间经历了强烈的变质作用,而同期的岩浆活动除北部的孔兹岩带外,在中部带的吕梁、中条和小秦岭地区也有报道(田伟等,2005;Tianetal.,2006;田辉等,2014;王玺,2014;王雪,2017)。南部中条地区涑水杂岩中的同期高钾钙碱性花岗岩和小秦岭地区同期花岗质脉体均具有变化较大的锆石εHf(t)值(-16.6～+5.1)和全岩εNd(t)值(-7.8～-3.2),基本与常州沟组～1.92Ga锆石的Hf同位素特征(-6.2～+2.0)类似,因而中部带中南段该期花岗岩类最有可能为该峰期锆石的物质来源。

4.3 沉积构造背景及源区演化

一般来说,形成于不同构造背景下的碎屑沉积岩中的碎屑锆石往往会呈现出不同的年龄谱,处于汇聚板块边缘沉积岩的锆石年龄谱常呈现为一个接近沉积物沉积年龄的单峰,与板块碰撞造山带有关的沉积盆地中的碎屑锆石则以出现多个年龄峰值为特征,而被动大陆边缘和裂谷环境中的碎屑锆石往往由于记录了地壳演化历史的多期地质事件而呈现更为复杂的年龄峰值,并以大多数碎屑锆石的年龄都远大于其沉积年龄为特点(Cawood and Nemchin,2001;Gehrelsetal.,2003;Hawkesworthetal.,2009)。基于此,Cawoodetal.(2012)提出可利用碎屑锆石年龄分布的不同判别它们的沉积环境,通过碎屑锆石结晶年龄(Crystallization age,简称CA)与沉积年龄(Deposition age,简称DA)之间时间跨度累计频率图,划分出汇聚、碰撞和伸展三个主要的沉积环境类型(图9)。黎城地区长城系赵家庄和常州沟组2件样品(21LC-1和21LC-3)的碎屑锆石结晶年龄与其沉积年龄的时间跨度均超过150Myr,与伸展构造背景沉积盆地的碎屑锆石年龄谱特征基本一致(图9)。这两组砂岩均表现为滨海带的沉积特征(李建荣等,2019),而且它们的大地构造位置位于华北克拉通中部,因而表明在中元古代早期该区为一个伸展背景下的陆表海环境。太行山南段赞皇杂岩中大量1.82～1.77Ga基性岩脉的侵入也说明该时期为一伸展构造背景(Wangetal.,2003; 廖超林等,2003)。显然,太行山南段长城系下部的赵家庄组和常州沟组应是陆壳伸展环境下的沉积产物。

图9 黎城地区长城系中碎屑锆石年龄累积频率图(据Cawood et al.,2012)

中元古代早期是华北克拉通裂谷系广泛发育的重要阶段,地块南缘的熊耳地区通常被认为是最早开始伸展裂解的区域(赵太平等,2002;翟明国,2004),并受断裂控制呈三角形分布(赵太平等,2001)。近年来,在山西吕梁地区与熊耳火山岩成因类似火山岩的发现使得一些学者认为熊耳裂谷盆地的北向分支可向北延伸到吕梁地区(徐勇航等,2007;雷天,2021;王彦斌等,2022)。此外,地球物理资料揭示,熊耳裂谷除北向分支外,在北东方向上还存在一个穿过沁水盆地与太行山地区相通的分支(王同和,1992;武铁山,1997;王坤等,2018)。太行山南部与熊耳裂谷中类似的～1.78Ga辉绿岩墙群(Peng,2010)和丰峪地区A型花岗岩体(Zhao and Zhou,2009;白国典等,2019)的发现,进一步佐证了熊耳裂谷存在一个延伸至太行山地区的北东分支。黎城地区长城系早期陆缘滨海相沉积和这些沉积岩中碎屑锆石年龄分布及Hf同位素特征与中南部地区基底岩石地质事件和性质呈现高度一致性(图10),也说明熊耳裂谷在中元古代早期就已延伸至太行山南段地区。Dengetal.(2021)通过地层对比研究提出,熊耳裂谷在中元古代晚期不断向北延伸,至1.67～1.64Ga已与燕辽裂谷沟通相连。最近,太行山地区串岭沟组页岩中的古生物学研究揭示,太行山、熊耳地区的真核生物化石组合与燕辽地区相应地层中的化石组合存在差异(Lyuetal.,2022),说明至串岭沟组沉积期南、北两个裂谷盆地还未沟通相连。显然,太行山中、南段中元古代早期沉积岩系主要为中部带南段地区物源供给的结果。

图10 华北克拉通中部带南段基底岩石(a)及黎城地区和中部带南段长城系(b)锆石年龄峰值及Hf同位素特征

5 结论

(1)黎城地区长城系底部砂岩中最年轻碎屑锆石1764Ma的207Pb/206Pb加权平均年龄将太行山南部长城系赵家庄组的最大沉积时代限定在1764Ma之后,该区长城系下部地层可与华北克拉通南缘长城系对应地层相比对,证明在中元古代早期(～1.76Ga)太行山南部已与南部熊耳裂谷盆地相联通。

(2)太行山南段长城系下部地层碎屑锆石的年龄分布及其峰值Hf同位素特征与华北克拉通中部带的中、南部地区基底主要地质事件及Hf同位素十分类似,指示太行山南段长城系主要来自华北克拉通中、南部地区基底物质源区。

(3)长城系古-中太古代碎屑锆石及其负的εHf(t)值证明华北克拉通中、南部存在古太古代的古老地壳物质,新太古代至古元古代晚期几个碎屑锆石峰期年龄及Hf同位素特征揭示,在新太古代早期华北克拉通南部以新生地壳生长为主,新太古代晚期-古元古代中期则由新生地壳增生与改造过渡为以早期地壳物质再造和少量新生陆壳增生的转换阶段,至古元古代末期则进入到以早期地壳物质改造为主的演化阶段。

致谢感谢山西省地质调查院李建荣工程师和中国科学院广州地球化学研究所马建锋博士在野外地质工作中提供的帮助。感谢三位审稿人提出的建设性建议,这些建议对本文的提高和完善有很大帮助。