華北克拉通中部造山帶中淺變質表層巖系的形成時代

1克拉通統一基底的形成過程華北克拉通是中國最大、最古老的克拉通地塊之一，主要由古代太古向早元古代的變質基底和中元古代到顯生代的未變質層組成。近些年來,國內外越來越多的學者認為華北克拉通基底是由獨立的東部陸塊和西部陸塊沿著中部造山帶碰撞拼合而形成的(圖1;Zhaoetal.,2000,2001,2005;Guoetal.,2002,2005;Liuetal.,2002,2004,2005,2006;Wildeetal.,2002;KuskyandLi,2003;Wangetal.,2004,2007;Kr9neretal.,2005a,2006;Polatetal.,2005,2006;WildeandZhao,2005;Wuetal.,2005a;LiandKusky,2007;Trapetal.,2007)。然而,關于兩個陸塊碰撞的時間以及構造過程還存在著激烈的爭論。一部分學者提出在東部陸塊西緣之下向東的俯沖形成了“安第斯型”巖漿弧,在1.85Ga左右,持續(xù)的俯沖導致了東西陸塊的碰撞以及華北克拉通統一基底的形成(Zhaoetal.,2000,2005;Wildeetal.,2002;Kr9neretal.,2005a,2006;WildeandZhao,2005;Zhangetal.,2007)。相反地,另一部分學者則提出俯沖方向是向西的,并且最終的碰撞發(fā)生在2.5Ga左右(KuskyandLi,2003;Polatetal.,2006;LiandKusky,2007)。最近,Faureetal.(2007)和Trapetal.(2007,2009)提出了第三種模式,他們認為在早元古代存在著兩次碰撞事件,第一次碰撞發(fā)生在2.1Ga,導致了東部陸塊和阜平陸塊的拼合,而第二次發(fā)生在1.85Ga的碰撞則完成了華北的最終克拉通化。近十幾年來,來自不同國家的地質學家們?yōu)榱私鉀Q以上的爭議在中部造山帶內做了大量的變質巖石學、地質年代學、地球化學以及構造地質學的研究(Guanetal.,2002;Zhaoetal.,2002,2008a,b;Guoetal.,2005;Kr9neretal.,2005a,b,2006;Liuetal.,2006;Trapetal.,2007,2008;Zhangetal.,2007,2009;Wangetal.,2010)。在以上提到的三個模式中,1.85Ga碰撞模式得到了較多地質證據的支持,它們包括:中部造山帶內發(fā)現的高壓麻粒巖和退變榴輝巖是1.92Ga侵位的輝長質巖墻在1.85Ga經歷高壓變質作用形成的(Kr9neretal.,2006);造山帶內廣泛發(fā)育的遭受韌性變形的早元古代花崗質片麻巖說明主期變形作用發(fā)生在早元古代而不是太古宙(Kr9neretal.,2005a,b);造山帶內太古宙和早元古代巖石中發(fā)現的變質鋯石(邊)給出了一致的變質年齡1.85Ga(Guanetal.,2002;Zhaoetal.,2002,2008a,b;Guoetal.,2005;Liuetal.,2006;Xiaetal.,2006a;Trapetal.,2007,2008;Zhangetal.,2009;Wangetal.,2010)。支持2.5Ga碰撞模式的主要地質證據則是位于中部造山帶東緣的可能于晚太古代(2.5Ga)形成的青龍前陸盆地(KuskyandLi,2003;LiandKusky,2007)。近幾年來,對中部造山帶中段以及南段大量存在的淺變質表殼巖系(包括呂梁雜巖中的野雞山群、五臺雜巖中的滹沱群以及中條雜巖中的絳縣群、上中條群、下中條群和擔山石群)的巖石地層學、巖相學、地球化學以及碎屑鋯石U-Pb年齡和Hf同位素特征的研究取得了較大的進展。本文旨在總結以上這些成果從而討論中部造山帶在早元古代的盆地演化歷史,并對東西陸塊碰撞時間的爭議提出初步的看法。2不同構造時代的巖石學特征華北克拉通包括了我國華北的大部、東北的南部、內蒙古、渤海灣以及黃海的北部,總面積大約150萬平方千米(圖1;Zhaoetal.,2005)。西側邊界為早古生代祁連山造山帶,北側為晚古生代中亞造山帶,南側為中生代秦嶺-大別造山帶,東側為蘇魯超高壓變質帶(圖1;Zhaoetal.,2005)。如上所述,Zhaoetal.(2000,2001)根據巖石學、地球化學、構造學、變質巖石學和地質年代學上的差別把華北克拉通分為了東部陸塊、中部造山帶和西部陸塊三個部分。隨后,Zhaoetal.(2005)又在西部陸塊中識別出一條近東西向展布、長達1000km的早元古代碰撞型造山帶,稱為孔茲巖帶。因此,西部陸塊也就由北向南被進一步劃分為陰山陸塊、孔茲巖帶和鄂爾多斯陸塊(圖1)。此外,東部陸塊內的膠-遼-吉活動帶也被認為是一條早元古代活動帶(Zhaoetal.,2005)。近年來,對于西部陸塊內孔茲巖帶中鋯石的U-Pb年代學研究顯示孔茲巖帶中變質沉積巖的沉積時代和變質時代都是在早元古代,其中碎屑鋯石的年齡在2.3Ga到2.0Ga之間,而變質鋯石(邊)的年齡在2.0Ga到1.9Ga之間(Wanetal.,2006;Xiaetal.,2006a,b;Santoshetal.,2007;Yinetal.,2009,2011)。在東部陸塊內,大量的TTG片麻巖中鋯石定年都給出了晚太古代(大約2.5Ga)的結果(Gengetal.,2012)。中太古代到始太古代的巖石則僅在東部陸塊的北部被發(fā)現,包括冀北曹莊地區(qū)的含鉻云母石英巖(碎屑鋯石年齡3.85Ga到3.5Ga;Liuetal.,1992;吳福元等,2005)和鞍山地區(qū)的花崗巖和變質沉積巖(3.8Ga到3.3Ga;Wuetal.,2008)。在東部陸塊西南部信陽地區(qū)中生代火山巖中的長英質麻粒巖包體中發(fā)現的3.6Ga年到2.9Ga的鋯石則說明,比晚太古代更老的地殼可能不僅限于東部陸塊的北部(Zhengetal.,2004)。中部造山帶呈近南北向展布,長達1500km,位于華北克拉通中部(圖2)。造山帶內基底巖石主要包括晚太古代到早元古代TTG片麻巖、表殼巖(變質沉積巖和火山巖)、基性巖墻以及同構造和后構造花崗巖。該造山帶內顯示了一系列陸-陸碰撞帶的特征,包括大部分火成巖的地球化學特征顯示它們形成于大陸邊緣弧、島弧或弧后構造背景(Kr9neretal.,1988;Sunetal.,1992;Liuetal.,2002,2004,2005);五臺群金剛庫組的變質橄欖巖-輝長巖-輝綠巖-枕狀玄武巖組合被認為是古老洋殼的殘余(Wangetal.,1996;耿元生等,1990;李繼亮等,1990;王凱怡等,1997);高壓麻粒巖和退變榴輝巖呈北東向沿恒山-懷安-宣化-承德一線出露(Guoetal.,2002,2005;翟明國等,1992,1995;郭敬輝等,1993;馬軍和王仁民,1995;李江海等,1998;魏春景等,2001);造山帶內的構造特征以多期變形、禁閉同斜褶皺、鞘褶皺、礦物拉伸線理、大規(guī)模推覆體和韌性剪切帶為主(Wangetal.,2003;Trapetal.,2007,2008;Zhangetal.,2007,2009;李江海和錢祥麟,1991;吳昌華和鐘長汀,1998;);造山帶內的變質巖石都記錄了順時針等溫降壓P-T軌跡(Zhaoetal.,2001)。3下東硝酸亞群華北克拉通中部造山帶內淺變質表殼巖系主要分布于低級變質雜巖中,包括登封雜巖中的登封群和嵩山群,中條雜巖中的絳縣群、下中條群、上中條群和擔山石群,呂梁雜巖中的呂梁群和野雞山群以及五臺雜巖中的五臺群和滹沱群(圖2)。近年來的研究主要集中于中部造山帶中段的滹沱群和野雞山群以及南段中條雜巖中的淺變質表殼巖(Lietal.,2009;Liuetal.,2011a,b,c;李秋根等,2008;劉樹文等,2009),本節(jié)首先對它們的地層層序特征做一小結。滹沱群位于五臺雜巖的南部,被認為是恒山-五臺-阜平帶最年輕的巖石地層單元(圖3)。本群面積大約為整個五臺雜巖的四分之一,從下到上被劃分為豆村亞群、下東冶亞群、上東冶亞群和郭家寨亞群(圖4)。豆村亞群的主要巖石組合為綠片巖相變質的底礫巖、石英巖、板巖、千枚巖和火山碎屑巖。這些陸源沉積物在沉積相上顯示出了從底部粗粒碎屑沉積物到頂部細粒硅質碎屑巖的變化,這種變化被認為反映了地塹相關的沉積背景(苗培森等,1999)。其中底礫巖中的礫石可分為石英巖礫石和花崗質礫石兩種,全部遭受了強烈的變形作用,呈定向排布(Zhangetal.,2006)。石英巖中保存的波痕和交錯層理指示了豆村亞群濱海到淺海的沉積環(huán)境(圖5)。豆村亞群之上的下東冶亞群主要由綠片巖相變質的濁積巖以及變質火山巖和白云巖夾層組成。上東冶亞群的巖石組合主要是綠片巖相變質的厚層碳酸鹽巖以及硅質碎屑巖夾層。郭家寨亞群角度不整合覆蓋在上東冶亞群之上,巖石組合為幾乎沒有變質的磨拉石類沉積巖,從下到上為粉砂質-砂質千枚巖、粗粒長石砂巖和礫巖(白瑾等,1992)。這些磨拉石類沉積巖總體上呈現了楔形和向上粒度變粗的特征,在北北西部最厚可以達到900m,向南南東方向迅速尖滅(苗培森等,1999)。野雞山群,也叫嵐河群或者黑茶山群,呈北東-南西向展布在呂梁雜巖的西北部(圖6)。本群從下到上被分為了三個組,分別是青楊樹灣組、白龍山組和程道溝組(圖7)。青楊樹灣組主要由低綠片巖相變質的長石砂巖、粉砂巖和薄層大理巖組成,它們被認為形成于濱海到淺海沉積環(huán)境。白龍山組下部的巖石組合為綠片巖相變質的塊狀和枕狀玄武巖以及少量的英安巖、安山巖、流紋巖和粉砂巖、大理巖夾層,上部則變?yōu)轭愃朴趶屠硎M合的薄層細粒砂巖和粉砂巖。劉樹文等(2009)根據白龍山組中復理石類砂巖整合覆蓋在枕狀玄武巖之上的特征認為它們是深水噴發(fā)的產物。程道溝組角度不整合覆蓋在白龍山組之上,主要由幾乎沒有變質的厚層礫巖和粗粒砂巖組成,并保留了大型板狀斜層理和泥裂等沉積構造(圖8),表現了河流相沉積特征。程道溝組的碎屑沉積巖橫向剖面顯示出了楔形特征,在北西西最厚向南東東方向減薄(張建中等,1997)。中條雜巖中的淺變質表殼巖系總體上遭受了綠片巖相變質,從下到上包括絳縣群、下中條群、上中條群和擔山石群(孫大中和胡維興,1993;白瑾等,1997)。絳縣群沿北東向褶皺-逆沖帶出露于中條雜巖的西北部,與下覆的TTG片麻巖為構造接觸關系(圖9)。孫大中等(1990)把絳縣群劃分為了下部的橫嶺關組和上部的銅礦峪組。橫嶺關組主要由石榴石白云母片巖、石榴石十字石片巖、黑云母片巖和少量的石英巖、石英片巖組成。上覆的銅礦峪組主要的巖石組合為變質火山巖和火山碎屑巖。下中條群位于中條雜巖西部,被分為了界牌梁組、龍峪組、余元下組、篦子溝組和余家山組(圖10)。最下部的界牌梁組包含了礫巖、含礫長石砂巖和少量的砂巖,變質程度為綠片巖相。礫巖的礫石種類主要為大量的礫石級和少量的卵石級砂巖、花崗巖和火山巖礫石。界牌梁組中砂巖保留的圖5豆村亞群典型的巖石組合波痕和交錯層理指示了南東向的古流向(白瑾等,1997)。之上的龍峪組巖石組合為絹云母片巖和白云質大理巖以及石英巖夾層,指示了沉積盆地緩慢的沉降(圖11)。余元下組中白云質大理巖和燧石條帶夾層被認為形成于更深的環(huán)境,記錄了區(qū)域性的海侵事件(白瑾等,1997)。篦子溝組主要由含碳絹云母片巖、千枚巖和少量變質基性火山巖組成。最上部的余家山組則包含了厚層白云質大理巖和薄層疊層石白云巖?？傮w上,下中條群沉積相從下到上的變化暗示了構造沉降相關的盆地深度的變化(白瑾等,1997)。上中條群總體上是一套厚層硅質碎屑巖和少量薄層白云巖的組合,它們不整合覆蓋在下中條群之上(圖10;孫大中和胡維興,1993)。本群被劃分為了三個組,最下部的溫峪組包含了黑色泥巖和白云巖夾層。溫峪組之上的武家坪組和陳家山組在巖石組合上較為相似,主要由石英云母片巖和石英巖組成。本組中的石英巖保留了米級的交錯層理和小尺度的韻律層理,指示了濱海沉積環(huán)境。擔山石群呈北東向展布在中條雜巖西部,主要由低綠片巖相變質的厚層礫巖和砂巖組成。孫大中和胡維興(1993)把本組劃分為了周家溝組、西峰山組和砂金河組。最底部的周家溝組由分選較差、基質膠結的礫巖組成(圖11)。之上的西峰山組則主要為石英巖和少量的礫巖。最上部的砂金河組則為厚層礫巖。擔山石群中礫巖的礫石種類主要為燧石、石英巖和白云巖,與下中條群和上中條群的巖石組合相似。槽狀交錯層理和大量礫巖的出現說明擔山石群為河流相沉積的產物(孫大中和胡維興,1993)。綜上所述,我們可以看到分布在中部造山帶五臺雜巖、呂梁雜巖和中條雜巖的淺變質表殼巖系在地層層序特征上具有某些相似性。滹沱群中的豆村亞群、下東冶亞群和上東冶亞群、野雞山群中的青楊樹灣組和白龍山組以及絳縣群和下中條群,它們的巖石組合都以濱海到淺海相沉積的細粒硅質碎屑巖以及少量的碳酸鹽巖和火山巖為特征,并總體上顯示出水體向上變深的特征。在不整合之上,滹沱群中的郭家寨亞群、野雞山群中的程道溝組以及上中條群和擔山石群,都是以河流相沉積的山前磨拉石沉積為主,而且它們變質變形的程度都要明顯低于不整合之下的地層。這些特征表明,中部造山帶淺變質表殼巖系的上下兩部分不是在同一個構造盆地中形成的,對于它們的討論要分別開來。4中條雜巖中的淺變質殼來自于中部造山帶不同地區(qū)的淺變質表殼巖系的碎屑鋯石顯示了不同的U-Pb年齡和Hf同位素特征。中部造山帶中段五臺雜巖的滹沱群和和呂梁雜巖的野雞山群的碎屑鋯石年齡集中在2.56Ga和1.85Ga之間,其中主要的峰值年齡在2.5Ga左右而次要的峰值年齡在2.15Ga左右(圖12a,b;Liuetal.,2011a,b)。這個年齡區(qū)段內的碎屑鋯石數量分別占到了滹沱群和野雞山群測試碎屑鋯石總數的94%和87%。根據年齡的相似性以及其它的地質證據,恒山-五臺-阜平帶內的晚太古代TTG片麻巖和早元古代花崗巖類被認為是滹沱群的主要物源區(qū)(Liuetal.,2011a),而呂梁雜巖中的晚太古代到早元古代花崗巖類則被認為是野雞山群的主要源區(qū)(Liuetal.,2011b)。相對地,年齡在2.56Ga到1.85Ga的碎屑鋯石在中部造山帶南部的淺變質表殼巖系中占據的份額則相對較小(圖12c)。在中條雜巖中,來自絳縣群、下中條群、上中條群和擔山石群的碎屑鋯石中有71%的年齡是在這個區(qū)間內的(李秋根等,2008;Liuetal.,2011c)。鋯石年齡、Hf同位素的相似性以及其它的地質證據顯示,中條雜巖內的TTG片麻巖是區(qū)內淺變質表殼巖系的主要源區(qū)(李秋根等,2008;Liuetal.,2011c)。因此,中部造山帶內2.56Ga到1.85Ga與弧相關的巖石是區(qū)內淺變質表殼巖系的主要源巖,并且在這個年齡區(qū)間的碎屑鋯石的比例從北向南有減少的趨勢。這些碎屑鋯石的Hf同位素特征對于我們了解中部造山帶的地殼演化過程也有一定的幫助。Griffinetal.(2000)認為來自初始地殼的鋯石的εHf值在誤差范圍內應該與虧損地幔演化線重合。如果按照Griffinetal.(2004)的建議把初始地殼定義為在虧損地幔演化線上下兩個單位之內的話,大約有20%的年齡在2.56Ga到1.85Ga之間的碎屑鋯石可以被解釋為來自初始地殼(圖13)。特別值得注意的是,年齡在2.16Ga到1.85Ga的碎屑鋯石中,呂梁雜巖野雞山群的碎屑鋯石僅有一顆給出了初始地殼的εHf值(圖13)。總體上來說,這些晚太古代到早元古代碎屑鋯石顯示出很大的εHf值的變化范圍,從+10.9到-22.6,反映了太古宙老地殼和初始地殼的混合。這樣的碎屑鋯石Hf同位素特征和中部造山帶是一個“安第斯型”大陸邊緣弧是吻合的(Zhaoetal.,2007)。這些碎屑鋯石的兩階段Hf模式年齡的峰值在2.92Ga到2.62Ga之間,這與中部帶巖漿鋯石的兩階段Hf模式年齡(Gengetal.,2012)以及Nd兩階段模式年齡(Wuetal.,2005a)都是一致的。中部造山帶淺變質表殼巖系中碎屑鋯石次要的年齡段是在2.85Ga和2.6Ga之間。在五臺和呂梁雜巖中,處于這個年齡段內的碎屑鋯石分別占到了滹沱群和野雞山群碎屑鋯石總數的6%和11%(圖12a,b)。根據年齡上的相似性,五臺雜巖中龍泉關花崗巖和恒山、阜平雜巖中TTG片麻巖中2.85Ga到2.6Ga的巖石和繼承(捕擄)鋯石很可能是這些鋯石的源區(qū)(Liuetal.,2011a,2011b)。相對地,中條地區(qū)淺變質表殼巖系中具有2.85Ga到2.6Ga年齡的碎屑鋯石占到了總數的27%(圖12c)?；阡喪挲g和Hf同位素的相似性,中部造山帶最南部太華雜巖中的TTG片麻巖和斜長角閃巖被認為是中條雜巖中這些碎屑沉積巖的次要源巖(Liuetal.,2011c)。從圖13中我們可以看到,2.85Ga到2.6Ga的碎屑鋯石有30%是在虧損地幔演化線兩個單位以內的區(qū)域,因此這些鋯石可以被認為是來自初始地殼。比起晚太古代到早元古代的鋯石,這些中太古到晚太古代的鋯石的εHf值的范圍相對較小,在+9.3到-8.0之間。這說明它們來自于始太古代到中太古代古老地殼與新生地殼的混合。它們的兩階段模式年齡的峰值集中在3.0Ga到2.7Ga之間,這與中部帶基底巖石中巖漿鋯石的兩階段Hf模式年齡(Gengetal.,2012)以及Nd兩階段模式年齡(Wuetal.,2005a)也是一致的。從圖13中,我們還可以看到有很少幾顆碎屑鋯石的年齡老于3.1Ga,這些鋯石肯定來自于中部造山帶以外的區(qū)域,因為在中部造山帶內還沒有如此老的巖石或者鋯石被發(fā)現。這些古老鋯石的可能源區(qū)是東部陸塊古太古代到中太古代的古老巖石,因為它們具有相似鋯石年齡以及Hf同位素特征(圖13)。這其中有兩顆鋯石的εHf值落在了虧損地幔演化線區(qū)域內,而其他四顆鋯石的εHf值則在+0.2和-6.2之間。5淺變質殼巖系的沉積時代在最近十幾年中,鋯石SHRIMP和TIMS定年技術被廣泛應用在中部造山帶淺變質表殼巖系中變質火山巖的定年工作中。例如,耿元生等(2000)報道了野雞山群白龍山組中變質火山巖的鋯石TIMS年齡為2124±38Ma;杜利林等(2010)在滹沱群四集莊組底礫巖的玄武安山巖夾層中得到了2140±14Ma的SHRIMP年齡。在中條雜巖中,絳縣群和下中條群中變質火山巖原巖的結晶年齡分別被限制在了2154～2166Ma和大約2059Ma(孫大中和胡維興,1993)。然而,這些變質火山巖全部位于中部造山帶淺變質表殼巖系的下部,由于淺變質表殼巖系的上部缺乏火山巖夾層和直接用來定年的礦物,因此它們的沉積年齡還沒有被很好地限定。特別值得注意的是,無論是在中部造山帶中段的五臺雜巖和呂梁雜巖還是在南段的中條雜巖中,淺變質表殼巖系下部和上部之間的不整合都暗示了一個重要的剝蝕事件以及上下兩部分沉積年齡的不同。Liuetal.(2011a,b,c)對于這些表殼巖系不同巖石地層單元大量的碎屑鋯石U-Pb定年工作限制了它們的最大沉積時代。其中,滹沱群的豆村亞群、野雞山群的青楊樹灣組以及下中條群的最大沉積年齡分別被限制在2106±14Ma、2086±10Ma和2169±5Ma(Liuetal.,2011a,b,c)。這些年齡都與相應地層中變質火山巖的結晶年齡在誤差范圍內一致。在不整合之上,淺變質表殼巖系上部的最大沉積年齡則顯著變小。滹沱群的郭家寨亞群、野雞山群的程道溝組和上中條群的最大沉積年齡分別被限制在了1877±24Ma、1835±24Ma和1848±23Ma(Liuetal.,2011a,b,c)。另一方面,這些表殼巖系的最小沉積年齡則被切穿它們的未變質變形的花崗巖或者基性巖脈限制在了1.8Ga左右。6淺變質殼巖系的形成時代關于中部造山帶中淺變質表殼巖系形成的構造背景一直以來就存在著爭議,一部分學者認為它們形成于與裂谷相關的盆地中(杜利林等,2009,2010;萬渝生等,2010),而另一部分學者則認為它們形成于弧后盆地和前陸盆地中(Zhaoetal.,2001;Wildeetal.,2004;Zhangetal.,2006;Faureetal.,2007;Trapetal.,2007)。根據最新獲得的碎屑鋯石年齡和Hf同位素以及巖石地球化學等資料,Liuetal.(2011a,b,c)和Lietal.(2009)認為五臺雜巖滹沱群的豆村亞群和下東冶亞群、呂梁雜巖野雞山群的青楊樹灣組和白龍山組以及中條雜巖中的絳縣群和下中條群形成于西部陸塊向東部陸塊之下俯沖所形成的弧后盆地中,主要證據總結如下:第一,以上提到的這些淺變質表殼巖系主要的巖石組合為變質碎屑巖以及少量的碳酸鹽巖和變質火山巖,并且在初始地幔均一化的蜘蛛網狀圖解中來自不同地區(qū)的火山巖顯示了相似的Nb、Ta和Ti虧損的特征,表明它們是與弧密切相關的(Liuetal.,2011a,b,c;孫大中和胡維興,1993;杜利林等,2009)。第二,它們的碎屑鋯石年齡圖譜也具有相似性,其中最主要的源區(qū)都是中部造山帶晚太古代到早元古代與弧相關的巖石,而東部陸塊中古太古代到中太古代的古老巖石則是次要的源巖。這樣一個弧相關巖石和克拉通來源的二元源區(qū)組合與典型的弧后盆地沉積如TontoBasinSupergroup是相似的,它的碎屑物質分別來自本地與弧相關的火山巖和北美克拉通(Condieetal.,1992)。相對的,滹沱群中上東冶亞群和郭家寨亞群、野雞山群中的程道溝組以及上中條群和擔山石群的地質特征以及碎屑鋯石年齡則表明它們是形成于周緣前陸盆地中的,主要證據為:第一,從弧后盆地到周緣前陸盆地的構造轉換可以被淺變質表殼巖系上下兩個部分之間的不整合所證明。第二,淺變質表殼巖系的上部在不同地區(qū)的巖石組合是相似的,主要是厚層的變質砂巖以及礫巖,這與典型周緣前陸盆地中的磨拉石類硅質碎屑巖組合類似。第三,我們在上一段中曾經提到,淺變質表殼巖系上部的形成年齡被限制在1.85Ga和1.8Ga之間,這與中部造山帶中很多重要構造熱事件的年齡是重合的。例如,與地殼加厚相關的變形作用發(fā)生在1843Ma至1817Ma(Zhangetal.,2009),順時針等溫降壓變質作用的峰期年齡是在1849Ma至1814Ma(Guanetal.,2002;Zhaoetal.,2002;Kr9neretal.,2005a,2006;Liuetal.,2006;Wangetal.,2010),同碰撞花崗巖的侵位年齡是在1832Ma左右(Zhaoetal.,2008b)等。這些構造熱事件都與碰撞導致的地殼加厚有關,而褶皺逆沖帶整體抬升,造山帶快速剝蝕也導致了幾乎同時或稍晚的周緣前陸盆地的形成(DickinsonandGehrels,2008)。第四,淺變質表殼