王 淼 周洪瑞 張 恒

1 中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083 2 中國地質科學院地質研究所，北京 100037

華北克拉通是全球中—新元古界發(fā)育最好的地區(qū)之一，地層分布廣泛，研究歷史悠久。至20世紀末，華北克拉通中—新元古界基本地層層序、年代地層框架已經建立(邢裕盛，1996；陳晉鑣，1999；項禮文等，1999)。其中燕遼地區(qū)為標準剖面所在地，研究程度相對成熟，地層年齡數(shù)據(jù)豐富，而華北克拉通南緣、西南緣等區(qū)域的研究還相對薄弱，由于缺少古生物化石和同位素年齡資料，導致對華北克拉通南部中—新元古代地層的具體時代歸屬以及如何與華北克拉通中—北部地區(qū)進行對比，一直沒有統(tǒng)一的認識(周洪瑞等，1998；高林志等，2008a，2008b，2009；蘇文博，2014；譚聰?shù)龋?019)。

鋯石是各類巖石中常見的副礦物，在各種外力地質作用過程中具有較強的抗風化性和抗干擾性；并且鋯石的U-Th-Pb同位素體系具有較高的封閉溫度(Cherniaketal.， 1997；Cherniak and Watson，2001；胡國輝等，2012)，在成巖過程和低級變質作用中能夠保持自身的穩(wěn)定，保留其原始的地質信息。因此，在缺乏噴出巖夾層和可靠古生物記錄的地層中，可以根據(jù)單顆最年輕碎屑鋯石的諧和年齡或者同批次多顆最年輕碎屑鋯石組的加權平均年齡來限制沉積地層的最大沉積年齡。 同時，根據(jù)大量碎屑鋯石年齡值的統(tǒng)計分析與鋯石微量元素特征，可以確定沉積地層的物質來源、恢復區(qū)域古地理格局和揭示陸殼演化歷史等(Sircombe and Freeman，1999；Cawood and Nemchin，2001；Wilde，2001)。

文中依據(jù)采集于豫西靈寶福地剖面高山河群碎屑巖樣品，通過碎屑鋯石U-Pb年代學和鋯石微量元素特征分析，試圖對豫西地區(qū)中元古代沉積地層的時代歸屬、物質來源、區(qū)域古地理格局和大地構造演化歷史等地質問題進行探討。

1 區(qū)域地質背景

圖 1 豫西地區(qū)中—新元古界地層分布圖(據(jù)河南省地質礦產廳，1997，有修改)Fig.1 Map showing distribution of the Meso-Neoproterozoic strata in western Henan Province (modified from Henan Bureau of Geology and Mineral Resources, 1997)

華北克拉通構造演化復雜，巖石類型多樣，后期改造強烈，是中國最大最古老的克拉通(Zhai，2011)。研究區(qū)位于華北克拉通南緣的河南省境內(圖 1)。河南省地質礦產廳(1997)將河南省中—新元古代地層劃分為3個地層小區(qū)，分別是澠池—確山地層小區(qū)、嵩萁地層小區(qū)和熊耳山地層小區(qū)，其以洛南—欒川—確山—固始深大斷裂帶為界，南側為揚子陸塊邊緣區(qū)。研究區(qū)靈寶福地屬于熊耳山地層小區(qū)，前寒武紀地層廣泛發(fā)育： 新太古宇—古元古界發(fā)育有TTG片麻巖登封群和太華群；中元古代至新元古代地層自下而上為熊耳群、高山河群、官道口群(包括龍家園組、巡檢司組、杜關組和馮家灣組)、欒川群(包括白術溝組、三川組、南泥湖組、煤窯溝組、大紅口組和魚庫組)和陶灣群(包括三岔口組、風脈廟組和秋木溝組)。

高山河群創(chuàng)名于洛南縣以北的高山河村，可進一步劃分為鱉蓋子組、二道河組和陳家澗組。研究區(qū)的高山河群總厚度為548im，可分為3段： 下部為紫紅色或灰色礫巖、石英砂巖及巖屑石英砂巖，夾粉砂巖、頁巖；中部為紫紅色厚層石英砂巖及鈣質石英砂巖，局部夾薄層灰綠色粉砂巖、頁巖；上部為灰白色、灰黃色石英砂巖與粉砂巖、頁巖薄互層。高山河群不整合于熊耳群火山巖之上，與上覆龍家園組呈平行不整合接觸(圖 2-e)。

a—紫紅色巖屑石英砂巖；b—灰紫色粉砂巖；c—巖屑石英砂巖(0730-2)，正交偏光；d—粉砂巖(0730-5)，正交偏光；e—高山河群柱狀圖圖 2 豫西靈寶福地剖面高山河群樣品巖石學特征和剖面柱狀圖Fig.2 Petrology characteristics of samples and lithological column of the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province

2 樣品采集與分析

采樣點位于河南省靈寶福地剖面高山河群的下部(圖 1；圖 2-e)。樣品(樣品號0730-2)采于靈寶福地村大路旁，采樣點坐標為N34°20′43.63″，E110°57′46.143″，巖性為紫紅色與棕褐色細粒巖屑石英砂巖(圖 2-a)。

碎屑顆粒使用偏光顯微鏡柵格結點計數(shù)法人工統(tǒng)計，將粒徑大于50iμm的碎屑顆粒作為骨架成分統(tǒng)計，小于50iμm的顆粒視為基質。為了降低誤差，每個樣品所統(tǒng)計的總顆粒數(shù)不少于400。共對3件高山河群樣品進行了碎屑顆粒統(tǒng)計。

鋯石的分選由河北省廊坊市誠信地質服務有限公司完成。鋯石的制靶和透射光及陰極發(fā)光(CL)照相由北京鋯年領航科技有限公司完成。鋯石U-Pb同位素定年和微量元素含量測試在中國地質大學(北京)地質過程與礦產資源國家重點實驗室礦床地球化學微區(qū)分析室完成： 激光剝蝕系統(tǒng)為美國Coherent公司的GeoLasPro193準分子固體進樣系統(tǒng)，ICP-MS為美國ThermoFisher公司的XSeries2型四極桿等離子體質譜。測試過程中，激光束斑直徑為32iμm，頻率為6 Hz。測試完成后，采用Andersen(2002)方法(ComPbCorr#3-151程序)進行普通鉛校正，所得數(shù)據(jù)通過軟件ICPMSDataCal(Liuetal.， 2010)進行后期處理，年齡計算和諧和圖的繪制采用Isoplot3.0完成。詳細的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法同Pei等(2017)。文中將諧和度大于90%的分析點視為諧和年齡，加權平均年齡計算和年齡頻譜圖繪制只采用具有諧和年齡的鋯石。由于本次研究的地層年齡大于1000iMa，因此諧和年齡采用207Pb/206Pb 年齡。

3 分析結果

3.1 巖石學特征

高山河群細粒巖屑石英砂巖(樣品號0730-2)主要由石英組成，含量為86%；長石與巖屑含量相對較少，分別為4%與10%；雜基含量較少，且部分被方解石交代。碎屑顆粒粒徑為0.25～0.05imm，磨圓度較好，呈次圓狀，分選中等。鈣質與硅質膠結，硅質膠結物次生加大于石英顆粒之上，致使磨圓較好的原始石英顆粒因次生加大作用而呈假的“棱角狀與次棱角狀”(圖 2-c左下角附圖)。高山河群粉砂巖(樣品號0730-5)呈灰紫色(圖 2-b)，石英含量約占70%，長石含量3%，巖屑含量13%；顆粒磨圓度較好，呈次圓狀與次棱角狀，碎屑顆粒分選好。富含呈層分布的有機質(圖 2-d)。

綜上所述： 研究剖面的高山河群巖屑石英砂巖與粉砂巖碎屑顆粒分選性好，磨圓度較高，多呈次圓狀，說明沉積物是經過一定距離的搬運后在較強的水動力環(huán)境下沉積而成。

3.2 碎屑鋯石U-Pb年齡特征

a—CL 圖像及測年數(shù)據(jù)；b—Th/U-年齡圖；c—U-Pb 年齡諧和曲線圖；d—年齡頻率分布直方圖圖 3 豫西靈寶福地剖面高山河群巖屑石英砂巖(樣品0730-2)碎屑鋯石測年圖解Fig.3 Dating results of lithic quartz sandstone(sample No.0730-2)from the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province

對高山河群細粒巖屑石英砂巖樣品(樣品號0730-2)的82顆碎屑鋯石進行了U-Pb年代學測試，共有76顆得到了比較諧和的年齡。鋯石多以無色、淡棕色為主，大小不等，粒徑最小為85iμm，最大達到230iμm，大多數(shù)介于90～180iμm之間；形狀多以短柱狀為主，少部分為長柱狀，偶見碎片與不規(guī)則狀，外形多呈圓狀和次圓狀(圖 3-a)。陰極發(fā)光(CL)影像顯示鋯石形態(tài)主要有3類： (1)鋯石顆粒發(fā)育密集清晰的振蕩環(huán)帶，表明具有巖漿鋯石的性質(點7、63、68、80)；(2)鋯石內部均一，無明顯結構，屬于變質成因的鋯石(點12、26)；(3)鋯石顯示核邊結構，核部具均一或者振蕩環(huán)帶結構，邊部出現(xiàn)亮黑色狹窄的增生邊(點20、53)，暗示了不同成因鋯石的后期生長，但大多增生邊由于寬度太窄，難以進行測試，所以分析點選取該類鋯石顆粒的核部。筆者采集的樣品中，巖漿鋯石占多數(shù)，變質成因鋯石其次，不同成因鋯石極少。

諧和鋯石的Th和U含量分別為20～278 μg/g和31～403 μg/g(表 1)，Th/U值變化范圍為0.13～1.25(圖 3-b；表 1)。Th/U值小于0.4的鋯石共有18顆，約占到全體分析點的26%，其中有14顆鋯石的陰極發(fā)光(CL)影像顯示鋯石內部均一，無明顯的結構，指示為變質鋯石成因。這18顆鋯石的207Pb/206Pb 年齡主要集中于1850iMa左右與2400—2600iMa這2個年齡區(qū)段(圖 3-b)，可以推測這2個年齡段所對應的地質時期均可能發(fā)生強烈的變質作用(由后文分析可知，該2個時間段分別對應于華北克拉通的大規(guī)模陸殼增生地質事件和碰撞造山地質事件)。

在分析的82個點中，大部分測點落在諧和曲線上或者附近，只有少數(shù)點遠離諧和曲線(圖 3-c)。剔除諧和度在90%以下的6個點(19、21、30、48、61、72)，對剩下的76個點進行年齡統(tǒng)計。鋯石的207Pb/206Pb 年齡介于1685—2751iMa之間，可以分為4個年齡段： 1685—936iMa(n=21)、2118—2195iMa(n=8)、2279—2301iMa(n=3)、2412—2580iMa(n=30)。對應年齡頻率圖中形成4個年齡主峰(圖 3-d)，根據(jù)加權平均求得這些年齡主峰值分別為： 1845±20iMa(MSWD=1.10，n=21)；2153±30iMa(MSWD=0.45，n=8)；2292±45iMa(MSWD=0.105，n=3)；2495±18iMa(MSWD=1.3，n=30)。其中1685—1936iMa(n=21)年齡段中除了有1845±20iMa的年齡加權平均主峰值外，還有1個次一級的年齡峰，峰值為1749±55iMa(MSWD=0.0094，n=3)；而單顆年齡最小的碎屑鋯石207Pb/206Pb 年齡值為1685±39iMa。

a—豫西高山河群與云夢山組碎屑鋯石年齡頻率對比圖；b—高山河群鋯石年齡區(qū)間分布圖；c—云夢山組鋯石年齡區(qū)間分布圖圖 4 豫西高山河群與云夢山組碎屑鋯石年齡及其分布區(qū)間對比Fig.4 Ages and distribution comparison diagram of detrital zircons between the Yunmengshan Formation and the Gaoshanhe Group in western Henan Province

4 討論

4.1 物源區(qū)分析

高山河群碎屑鋯石年齡可分為4組。

1)2700iMa左右的碎屑鋯石。該時期的碎屑鋯石在高山河群所占比例較少，僅占到總數(shù)的6%(圖 4-b)。該時期被認為是華北克拉發(fā)生大規(guī)模陸殼生長的時期(Wuetal.， 2005；胡波等，2013)，在華北克拉通中出現(xiàn)的該時期地質體相對比較有限，但在阜平、五臺、魯西、河南魯山等地區(qū)廣泛發(fā)育TTG質片麻巖、基性火山巖以及少量表殼巖石(第五春榮等，2008)。高山河群2700iMa年齡段的碎屑鋯石可能是對這次大規(guī)模陸殼生長地質事件的反映。

2)2500iMa左右的碎屑鋯石。該時期碎屑鋯石數(shù)量占39%(圖 4-b)，是最為聚集的年齡區(qū)段，指示高山河群的物源區(qū)主要以2500iMa左右的地質體為主。該時期的巖石記錄在華北克拉通廣泛存在，占到整個太古代出露基底的85%，主要為TTG質片麻巖、殼源花崗巖以及少量的表殼巖石(第五春榮等，2008)。2500iMa是華北克拉通發(fā)生陸殼增生及克拉通化的重要時期，且該次地質事件不是孤立的，而是與瑞芬、北美及其他相鄰大陸克拉通相關的全球范圍的重大地質事件(翟明國，2010)。在豫西嵩山地區(qū)發(fā)現(xiàn)較多的該時期地質體，如嵩山地區(qū)分布的嵩山群石英巖和路家溝鉀長花崗巖都可以為高山河群提供沉積物質(胡國輝等，2012)。

3)2400—2000iMa的碎屑鋯石。該時期的鋯石呈現(xiàn)雙峰的形式(圖 3-d)，集中于2000—2200iMa與2200—2400iMa這2個年齡區(qū)間，分別占到總體的16%與8%。在該時期，華北克拉通經歷了1次陸內拉伸裂谷事件，并在華北北緣、東緣和中部形成了豐鎮(zhèn)、膠遼和晉豫3個裂谷帶(翟明國等，2004；Zhaietal.， 2010)。已有該時期具有伸展性質的基性巖墻、裂谷型火山巖和殼源A型花崗巖的報道(Pengetal.， 2005；Wilde and Zhao，2005；胡波等，2013)。該時期的地質體在華北南緣周邊地區(qū)發(fā)現(xiàn)較多，如太華群變質的中—基性火山巖、魯山和中條山地區(qū)的花崗巖等大量2100iMa左右的地質體(胡國輝等，2012；李猛等，2013)，它們都可以成為高山河群的物質源區(qū)。

4)1950—1700iMa的碎屑鋯石。在豐鎮(zhèn)、膠遼和晉豫3個裂谷帶形成之后的1950—1800iMa，這些裂谷帶又發(fā)生碰撞造山，被稱為豐鎮(zhèn)、膠遼和晉豫活動帶(翟明國等，2004；翟明國和彭澎，2007；Zhaietal.， 2010；Zhai，2011)。在1950—1800iMa，華北克拉通發(fā)生的大規(guī)模變質事件及與變質作用有關的花崗巖和偉晶巖脈的侵入，是對該碰撞造山作用的指示(胡波等，2013)。該時期碎屑鋯石在高山河群所占比例也較為顯著，達到31%(圖 4-b)，表明高山河群的源區(qū)物質同樣也以1950—1700iMa左右的地質體為主。

高山河群與汝陽群均不整合于熊耳群之上，且在高山河群底部和汝陽群底部的云夢山組中均夾有1層與熊耳群巖性相似的火山巖夾層，可以推測高山河群和汝陽群云夢山組為等時地層。為了了解沉積盆地該時期的構造古地理特征，選取“同時異位”的靈寶福地剖面的高山河群與魯山下湯剖面的云夢山組進行碎屑鋯石年齡頻率對比。由年齡頻率對比圖(圖 4-a)可以看出： (1)高山河群與云夢山組具有相似的年齡譜，都具有1850iMa左右、2300iMa左右和2500iMa左右的3個明顯的年齡峰，但3個年齡峰在高山河群與云夢山組中所占比重卻有著明顯的差異，2500iMa年齡峰鋯石的百分含量在高山河群比云夢山組顯著增多，而1850iMa年齡峰鋯石的百分含量則相對減少。(2)2150iMa年齡譜峰只在高山河群出現(xiàn)，而云夢山組未顯示該年齡峰。

在豫西嵩山地區(qū)發(fā)現(xiàn)較多的2500iMa的地質體，如嵩山地區(qū)分布的嵩山群石英巖、路家溝鉀長花崗巖和魯山耐莊巖組片麻巖(胡國輝等，2012)，但在高山河群與云夢山組碎屑鋯石年齡頻率對比圖(圖 4-a)中，離嵩山地區(qū)較近的魯山下湯剖面的云夢山組中年齡2500iMa鋯石百分含量少，反而遠離嵩山地區(qū)的靈寶福地剖面高山河群中年齡2500iMa的鋯石百分含量較多，故可以推測豫西地區(qū)不僅在東北部的嵩山地區(qū)存在2500iMa的地質體，還應在豫西地區(qū)的西側存在2500iMa的地質體，后者以往的報道較少。

Belousova等(2002)對不同成因巖漿巖中鋯石的微量元素含量進行分析，用鋯石微量元素的二維密度分布投影構建了巖性判別圖解。對高山河群唯一顯示2170iMa峰值年齡段的鋯石微量元素進行投影(圖 5)，可知2170iMa峰值年齡段的鋯石在圖 5-a主要落在基性巖與正長偉晶巖中；圖 5-b中只有部分落在了巖性判別區(qū)域內，但總體趨勢是遠離花崗巖類；在圖 5-c中同樣只有部分落在了巖性判別區(qū)域內，總體趨勢也是遠離花崗巖類；在圖 5-d中則主要落在金伯利巖與碳酸巖中，部分落在基性巖的周邊。因此，推斷2170iMa峰值年齡段的鋯石主要來自中—基性的巖漿巖。根據(jù)前文述及的 2300—2000iMa 的碎屑鋯石在華北南緣的分布特征，表明 2170iMa峰值年齡段的鋯石源區(qū)可能主要對應于華北南緣發(fā)育的太華群變質的中—基性火山巖。

花崗巖類中： 1—細晶巖；2—淺色花崗巖；3—花崗閃長巖和英云閃長巖圖 5 豫西靈寶福地剖面高山河群2170iMa年齡段碎屑鋯石微量元素巖性判別圖解(底圖據(jù)文獻 Belousova et al.， 2002)Fig.5 Detrital zircons lithological discrimination diagrams of trace elements of 2170iMa age group from the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province(base maps after Belousova et al.， 2002)

4.2 地層時代歸屬

前人曾依據(jù)在河南省靈寶朱陽鎮(zhèn)侵入到高山河群的小河花崗巖巖體K-Ar法全巖年齡值868iMa(胡云緒和付嘉媛，1982)與陜西省洛南高山河群絹云母板巖Rb-Sr等時線年齡1394iMa(李欽仲等，1985)，將高山河群的形成時代劃分在900—1400iMa范圍內，屬中元古代“傳統(tǒng)”的薊縣紀。受早期測年方法局限性的限制，前人在高山河群獲得的同位素年齡的可信度已受到質疑。蘇文博等(2012)、汪校鋒(2015)、李承東等(2017)和彭楠等(2018)在與高山河群相對應的汝陽群之上的洛峪口組凝灰?guī)r中測得鋯石U-Pb年齡分別為1611±8iMa、1640±16iMa、1638±10iMa和1639±3iMa(表 2)。這一精確的年齡值將原先廣泛認為的中元古界薊縣系汝陽群的時代推至中元古代長城紀，顛覆了前人對該地區(qū)的諸多認識(李猛等，2013)，因此再將與汝陽群對應的高山河群歸于中元古代“傳統(tǒng)”的薊縣紀就顯得不盡合理。

表 2 華北克拉通中—新元古代地層劃分對比表
Table 2 Comparison chart of the Meso-Neoproterozoic strata of the North China Craton

碎屑鋯石是源區(qū)巖石經風化、剝蝕、搬運之后沉積在相鄰盆地地層中的，因而沉積地層的沉積年齡不可能大于沉積地層中最年輕碎屑鋯石的年齡值，即最年輕碎屑鋯石的年齡值可以為地層沉積的最大年齡提供約束(張航川等，2018)。筆者通過對高山河群底部的巖屑石英砂巖碎屑鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb年齡測定，在高山河群獲得年齡最小的單顆碎屑鋯石207Pb/206Pb 年齡為1685±39iMa。譚聰?shù)?2019)在甘肅省華亭縣馬峽鎮(zhèn)高山群底部獲得鋯石U-Pb同位素數(shù)據(jù)中207Pb/206Pb 年齡最小的一組鋯石共有6顆，其207Pb/206Pb 年齡加權平均值為1680±55iMa(MSWD=0.066，n=6)(圖 6-a)。筆者在河南省魯山縣大黑潭溝剖面獲得與高山河群相對應的汝陽群底部云夢山組碎屑鋯石年齡最小的一組共4顆，其207Pb/206Pb 年齡加權平均值為1658±63iMa(MSWD=0.064n=4)(王淼等，2020)(圖 6-b)。同時結合高山河群不整合覆蓋在熊耳群之上，新的定年結果顯示熊耳群形成于古元古代1800—1750iMa(趙太平等，2004，2007)。從而限制了高山河群最早的沉積年齡應不早于1700iMa。根據(jù)張恒等(2019)在河南省欒川九里溝—三川剖面龍家園組底部凝灰?guī)r中獲得的鋯石U-Pb同位素年齡1594±12iMa(表 2)，筆者推斷豫西地區(qū)高山河群形成時限可能為1600—1700iMa，對應于中元古代長城紀的中晚期(屬國際地層年表的“固結紀”)。值得注意的是， 華北板塊北部燕遼地區(qū)的薊縣剖面長城系底部的常州溝組底界年齡小于1673iMa(李懷坤等，2011)，與文中獲得的高山河群最大底界年齡1685iMa大致相同，因此華北板塊北部燕遼地區(qū)與華北板塊南部豫西地區(qū)在長城紀沉積地層的底界年齡具有很好的對應關系(表 2)。

圖 6 甘肅華亭縣高山河群最年輕6顆鋯石年齡加權平均圖(a)和豫西魯山縣云夢山組 最年輕4顆鋯石年齡加權平均圖(b)(數(shù)據(jù)據(jù)譚聰?shù)龋?019；王淼等，2020)Fig.6 Diagrams of weighted average age of the youngest zircons of the Gaoshanhe Group in Huating County, Gansu Province (a) and the Yunmengshan Formation in Lushan County, western Henan Province(b)(Data after Tan et al.， 2019;Wang et al.， 2020)

4.3 早期生命演化研究

20世紀80年代，胡云緒和付嘉媛(1982)在陜西洛南縣石門至陳耳溝一帶的高山河群中發(fā)現(xiàn)豐富的微古植物群，其以個體大、紋飾復雜、具核和規(guī)則網的較高級類型相伴出現(xiàn)為特征，表明高山河群沉積時期真核生物已相當繁盛。李文厚(1987)在陜西洛南縣北部高山河村的高山河群下部地層中發(fā)現(xiàn)了數(shù)量豐富的可能蠕形動物實體化石和遺跡化石，這可能是目前世界上發(fā)現(xiàn)的最古老的后生動物實體化石。華洪等(1995)在該高山河村遺跡化石中發(fā)現(xiàn)新的遺跡類型—犁溝跡，證實了中元古代已經出現(xiàn)了可能的原始節(jié)肢動物。然而限于當時缺乏精確的同位素測年資料，對在高山河群發(fā)現(xiàn)的微古植物群和可能蠕形動物的出現(xiàn)時代未達到明確的認識。然而，隨著目前洛峪口組和龍家園組時代的精確測定，加之本文對高山河群形成時代的限定，表明高山河群中形態(tài)復雜的真核生物群應形成于1594—1685iMa，即中元古代長城紀的中晚期。把過去一些一直認為僅屬于新元古代的真核生物群出現(xiàn)的時代向前推移到1.6iGa之前，并且高山河群中的真核生物個體大、形態(tài)復雜，是進化到較高級類型的微化石群體，因此完全可以推測，在更古老的地層中應有更原始的微體化石出現(xiàn)。如果能在進一步的深入研究中有所斬獲的話，這不僅對前寒武紀地層的時代劃分和沉積環(huán)境的確定有著重要的實際價值，而且對于探討地球上生命的起源和演化有著極其重要的意義。

4.4 地層形成環(huán)境與大地構造意義

①：0730-1；②：0730-3；③：0730-4圖 7 豫西靈寶福地剖面高山河群砂巖粒度概率累積圖Fig.7 Cumulative probability diagram of sandstone from the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province

圖 8 豫西靈寶福地剖面高山河群K2O/Na2O-SiO2 構造環(huán)境判別圖(底圖據(jù)Roser和Korsch，1986； 數(shù)據(jù)部分據(jù)胡國輝等，2012)Fig.8 Discrimination plot of various tectonic settings in line with K2O/Na2O-SiO2 of sandstone from the Gaoshanhe Group at Fudi section in Lingbao area of western Henan Province(base map after Roser and Korsch，1986;data partly after Hu et al.， 2012)

高山河群巖屑石英砂巖中碎屑顆粒分選性好，磨圓度較高，多呈次圓狀，在沉積地層中可見沖洗交錯層理、羽狀交錯層理及對稱波痕。在粒度概率累積圖(圖 7)中： 高山河群0730-1由跳躍和懸浮2個次總體組成，缺乏牽引總體；以跳躍總體為主，占95%～97%，分選好，且跳躍總體存在“雙跳躍”現(xiàn)象；“T”截點為突變，反映海岸環(huán)境前濱亞相雙向水流的沉積特征。0730-3與0730-4樣品主要由跳躍和懸浮2個次總體組成，牽引總體含量較少，以跳躍總體為主，占89%～91%，且分選好，“S”與“T”截點均為突變，指示海岸環(huán)境臨濱亞相沿岸砂壩的沉積特征。因此，高山河群沉積環(huán)境為濱淺海。

構造環(huán)境不僅可以控制沉積巖的物質來源，而且也決定了沉積巖化學物質從風化剝蝕到固結成巖過程中在地表的相對停留時間，進而決定了化學元素的分餾程度，因此分析保存在沉積巖中的地球化學特征已成為判別大地構造背景的有效途徑。利用Roser和Korsch(1986)的砂巖K2O/Na2O-SiO2構造環(huán)境判別圖(圖 8)，推測高山河群沉積時期構造背景為被動大陸邊緣性質。

綜上，高山河群代表被動大陸邊緣性質的濱淺海沉積。

綜上，根據(jù)熊耳群火山巖及其對應鋯石的地球化學特征和熊耳期盆地動力學性質，并結合高山河群沉積相特征和沉積盆地構造屬性，認為熊耳群形成于與“島弧”共生的拉張性質的弧后盆地，其上覆的高山河群為弧后盆地靠近大陸一側的具有被動大陸邊緣性質的濱淺海沉積。

5 結論

1)通過對豫西靈寶福地地區(qū)高山河群碎屑鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素年代學研究，獲得的年齡最小(年輕)單顆碎屑鋯石年齡值為1685±39iMa，從而限制了高山河群最早沉積年齡不早于1700iMa。結合洛峪口組(1611—1640iMa)和覆蓋在高山河群之上的龍家園組年代學標定(1581±14iMa)，表明高山河群的形成時限可能為1700—1600iMa，對應于中元古代長城紀中晚期，屬國際地質年表的“固結紀”。

2)高山河群中碎屑鋯石年齡頻譜圖中的年齡峰值1845iMa、2153iMa、2292iMa和2495iMa對應華北克拉通古元古代重要的地質事件發(fā)生的時間，這些重要地質事件所形成的地質體為高山河群提供碎屑物質，其中1850iMa和2500iMa峰值年齡段的地質體為高山河群的主要物源區(qū)。靈寶福地剖面高山河群比魯山下湯剖面云夢山組具有更多2500iMa年齡區(qū)段的鋯石含量，表明在豫西地區(qū)的西側存在以往報道較少的2500iMa的地質體。只在高山河群出現(xiàn)的2153iMa峰值年齡段地質體可能對應于太華群變質的中—基性火山巖。

3)高山河群中個體大、形態(tài)復雜的真核生物群形成于1638—1685iMa，而更原始的真核生物可能出現(xiàn)在更古老的地層中，因此對其進一步深入研究，對探討地球上生命的起源和演化有著極其重要的意義。

4)根據(jù)熊耳群火山巖及其對應鋯石的地球化學特征和熊耳期盆地動力學性質，并結合高山河群沉積相特征和沉積盆地構造屬性，認為熊耳群形成于與“島弧”共生的拉張性質的弧后盆地地區(qū)，而其上覆的高山河群為弧后盆地靠近大陸一側的具有被動大陸邊緣性質的濱淺海沉積。