滇中易门地区古元古界易门群亮山组多细胞生物的年代学约束
发布时间：2022-03-21
摘要：滇中易门地区古元古界易门群亮山组中赋存有保存较好的多细胞生物化石，是大氧化事件，或广义的Lomagundi事件中生物与环境协同演化的产物。由于亮山组中普遍缺乏火山岩夹层及多期构造热事件的扰动，给精确测定这些多细胞生物的时代带来一定困难。以易门县铜厂地区罗洼垤组顶部灰白色凝灰岩1件、亮山组灰白色凝灰岩1件、粉砂质凝灰岩1件、灰黄色钙质粉砂质凝灰岩2件共5件样品260个锆石同位素测试结果为研究对象，结合区域构造热事件的分析，较准确地厘定了易门地区古元古界易门群亮山组中多细胞生物发育的时代为2.18~2.05Ga，与非洲加蓬Franceville地区发现的群居多细胞生物的时代一致，表明地球早期重大地质事件的同时性。
关键词：古元古界易门群;亮山组;多细胞生物;锆石U-Pb年龄;同位素时钟重置;协同演化
滇中地区南华纪澄江组之下广泛分布的浅变质岩系被广大地质工作者称作昆阳群，但对于“昆阳群”这一岩石地层名称从命名开始就存在诸多的争议。最集中的体现是有关其层序的认识，即所谓 “正八组”与“倒八组”的争论[1- 7]，并持续半个多世纪。
2015 年以来，云南省地质调查院在承担《云南省区域地质志》(第二版，修编)、云南省1∶5万易门县等4幅区域地质调查工作中，对红河以北、绿汁江以东、金沙江以南、小江断裂带以东的广大滇中地区出露的昆阳群进行了详细的野外地质调查，并在野外地质调查成果的基础上采集了大量的分析测试样品，以详实的资料证实了滇中地区真正的中元古界昆阳群(黄草岭组、黑山头组、大龙口组、美党组)、东川群(因民组、落雪组、黑山组、青龙山组)的出露面积都很小。除东川因民—落雪地区外，前人在其他地区划分的大片东川群均不正确，实际上为本次工作新建的中太古界元江群(可划分为曼林组、迤纳厂组、岔河组、狮子山组、鹅头厂组、绿汁江组)。同样，除易门—玉溪—石屏一带外，前人在其他地区划分的大片昆阳群也不正确，实际上属本次研究新建的新太古界普渡河群(包括茂麓组、龙头山组、麻地组)、古元古界易门群(包括阿不都组、罗洼垤组、亮山组、永靖哨组、西山村组、杉木箐组)[1]。因此，有关昆阳群层序的“正八组”、“倒八组”观点的争论是一个假命题。
本次工作新建立的3个群级、15个组级岩石地层单元与侵入其中的新太古代及古元古代的基性岩、超基性-基性-中性杂岩、花岗岩等共同见证了滇中地区 3100~1850Ma 的地球早期演化历史[1];记录了一系列重大的地质事件，许多事件具有洲际对比意义;有的在国内属首次报道，在全球范围内也较罕见。这些重大的地质事件主要有约 3.00Ga 的高镁、富铌的玄武岩-安山岩组合(类似赞岐岩)的出现，通常认为这类岩石是地幔楔形区在富水条件下较高程度部分熔融的产物，可能代表了板块构造体制的启动[8]，或 Kenorland 超大陆事件;中太古代晚期蓝绿藻的大规模爆发事件;新太古代中期以富含条带状赤铁矿沉积为标志的大氧化事件;古元古代早期(2.40~2.30Ga)的休伦冰期事件;简单真核多细胞生物的首次出现[9-10]及碳酸盐岩的碳同位素的正漂移事件[11-16(] 即狭义的 Lomagundi 事件);紧随其后的是富氧大气崩溃后的缺氧富硒黑色沉积岩系[17] ;古元古代晚期的 Columbia 超大陆汇聚事件[18] 。滇中地区普遍出露的 1.70~1.65Ga 的基性岩脉属 Columbia 超大陆裂解阶段的幔源岩浆活动产物。总之，滇中地区的早前寒武纪地质演化历史较目前的认识复杂得多，是一个亟待提高研究程度、追踪国际研究热点的领域。
在古元古界易门群亮山组、永靖哨组及西山村组中目前尚未发现一定厚度的火山岩夹层，仅偶见少量薄层状的凝灰质粉砂岩、钙质粉砂质凝灰岩夹层，偶见中厚层状粉砂质凝灰岩夹层，给准确确定赋存于亮山组中的简单真核多细胞生物的时代带来了一定困难。整合伏于亮山组之下的罗洼垤组，以中酸性凝灰岩为主，从元江、易门、东川地区的相同层位获得的锆石同位素年龄较一致，为 2.30~ 2.24Ga[1];整合覆于西山村组之上的杉木箐组也是以大量的中酸性凝灰岩、硅泥质凝灰质板岩为主，在易门、东川等地所获的锆石 U-Pb 同位素年龄为 1.97~1.84Ga[1]。因此，古元古界易门群亮山组中多细胞生物的存续地质年代应介于 2.24~1.97Ga 之间，总体上与非洲加蓬共和国 Franceville 地区发现的群居多细胞生物的时代一致[10] 。本文通过对罗洼垤组顶部的中酸性凝灰岩、亮山组中的粉砂质凝灰岩、钙质粉砂质凝灰岩中的锆石测试数据进行统计、归纳、分析，尽可能缩短上述的年代区间，准确厘定赋存于亮山组中的简单多细胞生物存续的地质年代。
本次从罗洼垤组顶部、亮山组下部采集了5件样品，共测定了260粒锆石，计算了256个介于820~ 3606Ma之间的有效207Pb/206Pb年龄数据。为了研究及论述的方便，本文将小于等于1.97Ga的锆石称为 A 组锆石，代表后期叠加的构造-热事件导致锆石同位素时钟被彻底“重置”的年龄;将2.24~1.97Ga的锆石称为B组锆石，代表古元古界易门群亮山组中简单多细胞生物可能的存续地质年代;将大于等于 2.24Ga 的锆石称为 C 组锆石，代表火山-沉积作用过程中捕获的古老锆石。
1 地质概况
本次研究采集的样品分布在2条相距约3km的剖面上。其中样品 PM022-26-1、PM022-28-1 采自易门县亮山实测剖面，样品D2501-1-1、D2501- 1-2、D2501-1-3采自铜厂路线信手剖面。
样品PM022-26-2 位于亮山组与罗洼垤组界线之下约60cm，为一层厚约20cm的灰白色中酸性凝灰岩，其分布于大套的浅灰色-灰黄色-灰黑色的凝灰岩-凝灰质板岩-粉砂质板岩-锰质凝灰质板岩中，并发育顺层正向滑动断层;在该套岩石组合之下 0~50m 为一套厚度较大的灰白色中酸性凝灰岩，并获得 2.24Ga 的 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄① ;样品 PM022-28-1 位于亮山组底界之上约 70m 处的公路陡壁上(图 1)。亮山组底部往上 0~ 20m 主要为深灰色泥质板岩、粉砂质泥质板岩，发育大量保存较好的竹节状古生物化石、微体丝状化石;20~70m 为深灰色、灰黑色泥质板岩、硅泥质板岩，偶见粉砂质板岩、粉砂质凝灰岩夹层，见一些球粒状、豆粒状古生物化石，偶见竹节状古生物化石;70m 后化石稀少，偶见球粒状古生物化石。样品 D2501-1-3 采自易门县铜厂乡一段顶、底不全的亮山组信手剖面的下部(图2)，为大套的灰黑色炭泥质板岩中 2 层厚约 5cm 的灰白色中酸性凝灰岩;样品 D2501-1-2、D2501-1-1 分别位于其上 35m、37m 处 ，为大套的灰黑色炭泥质板岩中 15cm、25cm 厚的灰黄色钙质粉砂质凝灰岩;该信手剖面上部的灰黑色炭泥质板岩中见较多类似水母的圆盘状古生物化石。
2 样品的制备及测试
锆石分选在河北区域地质矿产调查研究所实验室完成，原岩样品经人工粉碎，淘洗后除去轻矿物部分，将得到的重砂部分经电磁选后得到含有少量杂质的锆石样品，最后在双目镜下挑选出锆石晶体。选择晶形较好、无裂隙的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面制成锆石样品靶，打磨样品靶，使锆石的中心部位暴露出来，然后进行抛光。对锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)图像分析，根据反射光、透射光照片及锆石CL图像，选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb测年。锆石U-Pb 定年在湖北省地质实验室测试中心岩石矿物研究室利用LA-ICP-MS分析完成。测试仪器采用美国 Coherent Inc 公司生产的 GeoLasPro 全自动版 193nm ArF 准分子激光剥蚀系统(LA)和美国 Agi⁃ lent 公司生产的 7700X 型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)联机构成的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析系统(LA-ICP-MS)。另外，激光剥蚀系统配置了澳大利亚国立大学开发研制的匀化器，由 10 根长度不同的细 PV 管组成，激光剥蚀产生的细小粉末样品通过匀化器装置后，因通过长短不同的管道所需的时间略有不同而使样品脉冲信号得到平滑，能有效降低激光脉冲剥蚀样品而产生的信号波动。锆石微量元素含量利用NIST 610为外标、Si为内标进行定量计算。锆石U-Pb定年分析采用锆石标准年龄物质 91500 为外标进行同位素分馏校正，每分析6~8个样品点分析2次91500标样。样品测试时，背景信号采集10s，样品剥蚀40s，管路吹扫 10s，信号采集时间总共为 60s。样品的同位素比值和元素含量采用ICPMSDataCal 9.0进行处理分析。
3 数据处理
锆石的207Pb/206Pb年龄统计、分组、作图、上交点年龄的初步计算等采用通用的 Excel-2003 数据处理软件进行。线性关系较好的B组锆石的年龄计算及谐和图绘制采用专业的同位素数据处理软件Iso⁃ plot 3.0完成[19] ，平均年龄误差为95%置信度。
从锆石的CL图像及Th/U值看，本次研究的锆石均为岩浆成因锆石，环带构造清晰，Th/U 值较高，几乎不存在磨圆现象，应属火山喷发过程中直接从深部带出的岩浆锆石，在沉积、成岩之前未经历长途搬运。明显比原岩年龄年轻的锆石是后期构造-热事件中，放射成因子体同位素完全丢失，锆石同位素时钟被彻底“重置”的结果，并非构造-热事件中新生的变质锆石。
由于后期构造-热事件的影响，锆石中放射成因铅的丢失是一种普遍现象[20] 。206Pb、207Pb 的化学性质相同、质量差很小，丢失概率也应该相同，因此，在早期的同位素数据处理过程中，对于一次构造-热事件中不同程度铅丢失的样品，常用 207Pb/ 206Pb年龄代替谐和年龄，理论上，能最大限度地消除由于放射成因铅丢失造成的年龄计算误差。
对于在后期构造-热事件中放射成因铅完全丢失的锆石颗粒，目前测定的同位素比值是构造-热事件结束后，同位素时钟重新启动后积累的，相应的年龄值代表了构造-热事件结束的年龄值。对于形成于t0时刻、在t1时刻遭受构造-热事件影响，放射成因铅不完全丢失的样品，情况稍微复杂一些。理论上，这类锆石可细分为若干微区，并使每个微区中的放射成因铅要么完全丢失，要么完全保持封闭。目前测定的同位素比值是t0时刻以来积累的放射成因铅与t1时刻以来积累的放射成因铅的简单两端元混合值。若干经历相同构造-热事件、放射成因铅丢失率不等的锆石在207Pb/235U-206Pb/238U图解上将构成t0-t1的弦，即“不一致直线”。靠近t0的样品更多地携带了锆石形成时代的信息，而靠近t1的样品更多地携带了后期构造-热事件的时代信息。经历多次构造-热事件的古老的地质体中，锆石同位素时钟经历了多次彻底或不彻底的“重置”，同一件样品中存在多组锆石207Pb/206Pb年龄也是普遍现象。与简单的使用207Pb /206Pb年龄代替谐和年龄相比，用一致曲线与不一致直线的上交点年龄代替谐和年龄更合理。
依据上述指导思想，本次研究过程中每件样品的数据处理主要分为以下几个步骤。
(1)排序
在Excel-2003通用数据处理软件下，对每件样品按照同位素比值计算的207Pb/206Pb年龄进行升序排列，如对样品PM022-26-2的207Pb/206Pb年龄数据进行升序排列，40 个测试数据的 207Pb/206Pb 年龄由 1615Ma逐步递增到2600Ma。
(2)分组
根据样品的207Pb /206Pb年龄数值大小、相邻数据差值，结合区域构造-热事件的认识，对分析测试数据进行合理的分组，使组内的年龄差距尽可能小、而组间年龄差距尽可能大。如样品 PM022-26-2 的 40 个测试数据可分为 4 组：A1 组 1615~1791Ma，共22个数据;A2组1821~1889Ma，共8个数据;B1组 1931~2236Ma，共 8 个数据;C1 组 2420~2600Ma，仅有2个数据。
(3)作图与计算
使用 Excel-2003 通用数据处理软件的作图功能，将各组锆石投影到 207Pb/235U-206Pb/238U 图解上进行研究(图3)，使用“工具”下的“单变量求解”功能进行上、下交点年龄的计算。如样品PM022-26- 2的A1组上交点年龄为1660Ma，与韩坤英(2018，私下交流)、刘桂春(2018，未发表)在该层位之下10m 处获得的数据基本一致(图1)，也是区域上Colum⁃ bia 超大陆裂解的高峰期。A2 组上交点年龄为 1845Ma，与区域上杉木箐组的年龄一致，也是 Co⁃ lumbia 超大陆汇聚的时期;B1 组上交点年龄为 2186Ma，很可能是该套凝灰岩的喷发年龄;C1组的上交点年龄2603Ma，可能是来源于下伏新太古界普渡河群的捕获锆石。
(4)调整及完善
通过上述的排序、分组、作图、计算，大多数样品均能获得几组较合理的上交点年龄，并与已知的构造-热事件有明确的对应关系。但也有少数分组界线附近的样品归属需要进行调整，或不参加任何一组锆石的作图与计算;它们可能是一些不具明确地质意义的“假”年龄值、或是测试过程中误差较大的分析成果。对其他 4 件样品按照类似的方法进行数据处理与作图(图 4—图 7)，获得的多组上交点年龄大多数有已知的地质体或构造热事件与其对应。
4 讨 论
由图3—图7可知，罗洼垤组顶部及亮山组的凝灰岩、钙质粉砂质凝灰岩、粉砂质凝灰岩的锆石年龄数据提供了大量的年代学信息，不仅包括亮山组中简单多细胞生物可能存续的时代，还包括亮山组经历的多期构造-热事件，以及滇中地区古太古代的基底年龄信息等。
4.1 亮山组多细胞生物的时代
如前所述，2.24~1.97Ga的B组锆石在5件样品中都有发现，并具有一定的规律性。罗洼垤组顶部的凝灰岩样品 PM022-26- 2 的 B 组锆石年龄为 2186Ma，但样品多集中于不一致直线的下部，线性关系偏低，可能与采样剖面上发育的低角度正向滑动断层有关(图 1)。亮山组粉砂质凝灰岩样品 PM022-28-1 的 B 组锆石年龄为 2182Ma、2071Ma，数据点集中于不一致直线的上段，线性关系较好。亮山组凝灰岩样品 D2501-1-3 的 B 组锆石年龄为 2208Ma、2078Ma，但由于锆石数量较少，这2个数据只能作为参考。钙质粉砂质凝灰岩样品D2501-1- 2 的 B 组锆石年龄为 2181Ma、2048Ma，数据点集中于不一致直线的上部，线性关系较好;样品D2501- 1-1 的B 组锆石年龄为 2178Ma、2120Ma，数据点也主要集中于不一致直线的上部，线性关系也较好。 7 个较可靠的年龄数据大致划分为 2186~2178Ma、 2120Ma、2071Ma、2048Ma四个年龄段。
对于2186~2178Ma的年龄数据组，选取线性关系较好、上交点附近数据较多的D2501-1-2样品的 10 个分析数据，应用专业的同位素数据处理软件 Isoplot 3.0 进行计算，获得 2175±31Ma(MSWD= 0.47，n=10)的年龄值(图 8-a)。由于本次研究的 5 件样品均发育该组年龄，显然是一次波及面较广的火山喷发事件或构造-热事件，结合 PM022-26-2 样品之下约100m处的罗洼垤组凝灰岩中有2.24Ga 的年龄数据分析，认为该年龄值是PM022-26-2凝灰岩的年龄值，应属古元古代早期最后一次大规模火山活动的记录，也可作为亮山组竹节状简单多细胞生物的年代下限值。
2120Ma 的年龄值仅在本次研究的 5 件样品中层位最高的D2501-1-1中出现，应该是捕获的下伏地层火山岩中的锆石。从目前所获资料分析，将其作为罗洼垤组顶界的年龄值可以接受，代表了古元古代早期一次小规模的火山活动记录。应用软件Isoplot 3.0 进行计算获得的 2133±33Ma(MSWD= 0.43，n=13)年龄值(图 8-b)，可能是最接近竹节状简单多细胞生物首现的年龄值，即古元古代早期最后一次大规模火山活动结束之后约42Ma。
2071Ma 的年龄值在样品 PM022-28-1 中首次出现，在样品 D2501-1-3 中也有显示，而在其余 3 件样品中均未出现;可能是亮山组沉积时期一次小规模的火山活动记录。应用软件Isoplot 3.0计算获得 2072±52Ma(MSWD=0.34，n=11)的年龄值(图 8-c)。在 PM022-28-1 之上未发现竹节状的古生物化石;而在D2501-1-3之上则出现了大量对称程度更高的、类似水母的圆盘状化石。故推测，该年龄值可能是古元古代早期简单多细胞生物演化的一个重要时间节点。
2048Ma 的年龄值仅在样品 D2501-1-2 中出现，可能是亮山组沉积时期一次小规模的火山活动记录;应用软件 Isoplot 3.0 计算获得 2049±32Ma (MSWD=1.50，n=11)的年龄值(图8-d)，该年龄值可作为类似水母的圆盘状化石首现的年代。
综上所述，从目前的资料分析，古元古界易门群亮山组中简单多细胞生物的发育时代可能为 2175Ma 或 2133~2049Ma，总体上属 Kenorland 超大陆裂解之后、Columbia 超大陆汇聚之前，存续时间约 100Ma，与非洲加蓬共和国 Franceville 地区发现的群居多细胞生物的时代一致[10] ，表明了地球早期重大地质事件的同时性。随着 Columbia 超大陆的汇聚，富氧大气崩溃，这些一度繁盛的简单多细胞生物很快就灭绝了。
4.2 捕获的C组锆石的地质意义
本次研究的5件锆石样品中均发育明显老于原岩年龄的锆石，分属古元古代、新太古代、中太古代及少量古太古代，且大多数年龄值有地表相应的地质实体或区域构造-热事件与之对应。
古元古代的C组锆石仅在样品 PM022-28-1、 D2501-1-2 中出现，其年龄值为 2287Ma、2359Ma、 2373Ma。前者与罗洼垤组火山岩、撮科地区的辉长辉绿岩时代一致;后二者与戛洒、撮科、易门地区的古元古代花岗岩脉、辉长辉绿岩脉的年代(2398~ 2330Ma)较接近，均为古元古代早期的重要构造-热事件记录。
新太古代的C组锆石在5件样品中都有显示，暗示新太古代广泛、强烈的岩浆活动，获得的8个上交点年龄可划分为 2430~2457Ma、2492~2498Ma、 2603~2699Ma三组。第一组年龄值与龙头山组顶部的火山岩年代一致，在撮科、甘庄一带均可见实际的地质体;第二组年龄与龙头山组中上部的火山岩夹层的年代相当，在东川麻地、石屏热水塘等地可见;在东川长梁子、新平嘎洒等地还发育这一时期的基性侵入岩(2540~2500Ma)。第三组年龄目前尚无实际的地质体与之对应;但本次研究新建的新太古界龙头山组下部富赤铁矿条带的凝灰岩、凝灰质板岩代表了一次构造-热事件，但目前还缺乏年代学的依据，第三组年龄有可能与之对应，可能代表了滇中地区大氧化事件开始的时间，这是一个值得深入研究的问题。
中太古代的 C 组锆石仅在样品 D2501-1-3 及 D2501- 1- 2 中出现 ，其上交点年龄值分别为 2866Ma、3019Ma、3090Ma。这3组年龄分别与区域上中太古代元江群鹅头厂组中凝灰岩、岔河组火山岩、曼林组球粒状石英岩的年龄具有良好的对应关系。应属火山-沉积过程中捕获的下伏中太古代元江群中的锆石。
古太古代的C组锆石仅出现在样品D2501-1- 3中，8个较为可靠的分析成果构成了2条不一致直线 ，上交点年龄分别为 3315Ma、3427Ma;样 品 PM022-28-1也有一粒3377Ma的锆石;撮科地区古元古代的花岗岩中也发现了 2 粒 3322Ma、3334Ma 的锆石。目前尚未发现实际的地质体能与之对应;但暗示了滇中地区很可能存在古太古代的陆核。
4.3 年轻的A组锆石的成因及地质意义
近年来，国内的一些地质研究工作中不重视野外地质调查，不善于观察野外地质现象;过度依赖室内分析测试，对地球化学、锆石同位素年代学资料的解释简单模仿、机械套用国外学者提出的各类模式、判别准则等;特别是对所谓“锆石同位素体系封闭温度超过750℃”的准则深信不疑;对大量的所谓“碎屑锆石”年龄的解释都是将最年轻的年龄值作为成岩年龄，其余则解释为捕获的古老锆石。完全不考虑地质体之间的接触关系和区域地质资料，造成了许多不必要的、人为的地质认识混乱。笔者等在实际工作中发现，一些形成温度不超过 350℃ 的石英脉中就可形成新生的锆石;一些绿片岩相的浅变质岩在岩浆锆石的外围也可形成增生边，同时造成锆石中放射成因铅的完全丢失，使锆石同位素时钟被完全“重置”。在这种情况下，锆石的结晶年龄(也就是地质体的形成年龄)实际上是无法确定的。
本次研究的 5 件样品中，除样品 D2501-1-3 外，其余 4 件样品中均可见数量众多的 A 组锆石。并可进一步划分为 1200~820Ma、1799~1520Ma、 1924~1845Ma三组。
1200~820Ma的A组锆石仅出现在样品D2501- 1-1中，共12粒(共测试了60粒)，且均为落在谐和曲线上的谐和年龄;按照 CL 图像、Th/U 值(0.08~ 1.11，平均为 0.38)等各类“判别准则”判断，这些锆石绝大多数属典型的岩浆锆石。但从区域地质资料分析，这些锆石无论如何也不可能是这一时期从岩浆中结晶的;实际上本次测定的260粒锆石中还有4粒189Ma、343Ma、683Ma、772Ma的所谓“岩浆” 锆石也落在谐和曲线上。PM022-28-1的C3组锆石还给出了1027Ma的下交点年龄信息。从区域地质资料分析，这组年龄与 Rodinia 超大陆的汇聚过程是完全吻合的，820Ma也是滇中地区南华系澄江组的底界，是区域地壳由挤压向伸展的转化时期。显然这组锆石是一次重大构造-热事件导致锆石同位素时钟被彻底“重置”的记录。
相关知识推荐：核心级地质论文文献
1799~1520Ma 的 A 组锆石在样品 PM022-26- 2、D2501-1-2、D2501-1-1 中均有显示，但表现特征并不完全一致。PM022-26-2的A组锆石年龄为 1660Ma，表现为数量众多、线性关系较好的上交点年龄，且主要集中于不一致直线的上部;D2501-1- 2的A组锆石年龄为1799Ma，表现为集中于谐和曲线附近的上交点年龄;D2501-1-1 表现为 1795~ 1520Ma跨度较大的谐和年龄。同样，按照CL图像、 Th/U 值等判断，这些锆石大多数也属典型的岩浆锆石。这组年龄值在滇中地区十分常见，许多基性岩脉、石英斑岩脉也是这一时期侵位的，也被认为是“昆阳群”沉积年龄的时代，其峰期为 1700~ 1650Ma。从目前的资料分析，该组年龄值代表了 Columbia超大陆裂解过程中，锆石同位素时钟被彻底“重置”的构造-热事件记录。
1924~1845Ma 的 A 组锆石在 PM022- 26- 2、 PM022-28-1、D2501-1-2、D2501-1-1四件样品中均有显示，表明其为一次影响较广泛的构造-热事件。PM022-26-2表现为分布于不一致直线下段的上交点年龄;而后3件样品均表现为分布于谐和曲线附近的上交点年龄。该组年龄与杉木箐组的年龄基本一致，也是区域上Columbia超大陆汇聚的时期。同样，按照CL图像、Th/U值等判断，这些锆石也都属典型的岩浆锆石。但从逻辑关系分析，其年龄明显比所赋存的地层年轻，显然不是这一时期从岩浆中结晶的锆石，应属构造-热事件导致早期的锆石同位素时钟被彻底“重置”的记录。
综上所述，笔者认为，在经历多期构造-热事件的地质体中，锆石同位素时钟被彻底或不彻底“重置”是一种普遍现象，不能简单地以最小年龄值作为成岩年龄或锆石结晶年龄，而将其他的锆石都作为捕获的古老锆石。对锆石同位素年龄的合理解释必须要与野外观察到的地质现象、区域地质资料相结合。
目前的一些地质研究工作中，将注意力集中于对落在谐和曲线上的锆石研究，不注意其他落在谐和曲线之下的锆石，更有甚者在分析成果报告上不反映这部分“所谓谐和度较低”的锆石同位素测试分析成果。从本文的研究成果看，在经历多期构造-热事件的地质体中，落在谐和曲线上的锆石大多数是后期构造-热事件的记录，或少数一直保持同位素时钟封闭的成岩期锆石，而落在谐和曲线之下的样品记录了更多的构造-热事件的信息，它们才是需要重点研究的对象。
总之，锆石U-Pb同位素测年方法与其他的同位素测年方法(如等时线法)一样，在后期的构造热事件中都存在放射成因子体同位素的丢失问题;当放射成因子体同位素完全丢失，或同位素组成重新完全均一化(等时线法)时，任何方法都只能获得后期构造热事件结束的时间，不可能获得成岩年龄。但在放射成因子体同位素不完全丢失的情况下，锆石U-Pb法能同时获得成岩年龄、后期构造热事件年龄;而其他方法在同位素体系遭受扰动、而又未达到同位素组成重新均一时，将不能获得任何有地质意义的年龄值;这也是锆石U-Pb法相对于其他同位素测年方法的优势。
经历同一期构造-热事件的同一样品中，有的锆石同位素时钟被彻底或不彻底“重置”，有的锆石同位素时钟却能始终保持封闭、完全不受影响，是否与锆石的晶形、结晶温度或其他因素相关?此外，本次研究的样品中，绝大部分都具有接近坐标原点的下交点年龄值，可能暗示晚近地质时期地壳的快速强烈抬升，致使地质体所处的温-压环境急剧改变，从而导致放射成因铅的不同程度丢失(也称为现代铅丢失)。D2501-1-2 样品的 C3 组、C5 组这类远离坐标原点的负下交点年龄值的锆石，是否暗示更复杂的放射成因铅丢失模式?这些都是值得进一步研究的问题。
5 结 论
(1)滇中易门地区古元古界易门群亮山组中多细胞生物的时代为2.18~2.05Ga，与非洲加蓬共和国 Franceville地区的群居多细胞生物一致，表明了地球早期重大地质事件的同时性。
(2)经历多期构造-热事件的地质体中，锆石 U-Pb同位素时钟被不同程度“重置”是普遍现象，对锆石同位素年龄值的解释必须结合野外地质观察、区域地质资料进行，不能简单化处理。
(3)与其他同位素测年方法，如等时线法相比，锆石同位素时钟的不彻底“重置”具有重要意义，往往能提供更多的地质信息。——论文作者：李 静1 ，刘军平1 ，孙柏东1 ，刘桂春1 ，胡绍斌1 ，曾文涛2 ，张 虎1 ，邓仁宏1 ，俞赛赢1
参考文献
[1]李静, 刘桂春, 刘军平，等. 滇中地区早前寒武纪地质研究新进展[J]. 地质通报，2018，37(11):1957-1969.
[2]张远志, 张定辉, 刘世荣. 等.云南省岩石地层[M]. 武汉: 中国地质大学出版社, 1996:8-21.
[3]花友仁. 对东川铜矿区地层划分和区域构造的探讨[J]. 地质论评, 1959, 4(2): 155-162.
[4]吴懋德, 段锦荪, 陈良忠. 云南昆阳群地质[M]. 昆明:云南科技出版社, 1990: 1-224.
[5]莫向云. 云南东川昆阳群地层[M]. 昆明:云南科技出版社, 2013: 1-119.
[6]孙家骢. 论昆阳群的划分及对比[J]. 昆明工学院学报, 1983,1(1): 1-16.
[7]李希勋, 吴懋德, 段锦荪. 昆阳群的层序及顶底问题[J]. 地质论评, 1984, 30(5): 399-408.
[8]张旗, 钱青, 翟明国,等. Sanukite(赞岐岩)的地球化学特征、成因及其地球动力学意义[J]. 岩石矿物学杂志, 2005, 24(2): 117-125.
[9]刘军平, 李静, 孙柏东,等. 滇中易门地区发现化石新物种[J]. 沉积与特提斯地质, 2018, 38(1): 37-40.
[10]Albani A E, Bengtson S, Canfield D E, et al. Large colonial organ⁃ ism with coordinated growth in oxygenated environments 2.1Gyr ago[J]. Nature, 2010, 466(1): 100-104.
[11]Maheshwari A, Sial A N, Chittora V K, et al. A positive δ13C carb anomaly in Paleoproterozoic carbonates of the Aravalli Craton, Western India: support for a global isotopic excursion[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2002, 21: 59-67.
[12]Mastera S, Bekkerb A, Hofmannc A. A review of the stratigraphy and geological setting of the Palaeoproterozoic Magondi Super⁃ group, Zimbabwe-Type locality for the Lomagundi carbon isotope excursion[J]. Precambrian Research, 2010, 182: 254-273.
[13]Bekker A, Karhu J A, Kaufman A J. Carbon isotope record for the onset of the Lomagundi carbon isotope excursion in the Great Lakes area, North America[J]. Precambrian Research, 2006, 148(1): 145-180.
[14]Maheshwari A, Sial A N, Gaucher C, et al. Global nature of the Pa⁃ leoproterozoic Lomagundi carbon isotope excursion: A review of occurrences in Brazil, India, and Uruguay[J]. Precambrian Re⁃ search, 2010, 182: 274-299.
[15]Préat A, Bouton P, Thiéblemont D, et al. Paleoproterozoic high δ13C dolomites from the Lastoursville and Franceville basins (SE Ga⁃ bon): Stratigraphic and synsedimentary subsidence implications[J]. Precambrian Research, 2011, 189(1): 212-228.
[16]关平，王颖嘉. 全球古元古代碳同位素正异常的数据分析与成因评述[J]. 北京大学学报(自然科学版), 2009, 45(5): 906-914.
[17]Kazumi Ozaki, Eiichi Tajika. Widespread euxinia in the aftermath of the Lomagundi event: insights from a modeling study of ocean biogeochemical dynamics[J].Geophysical Research Abstracts, 2015, 17:7929.
[18]夏林圻. 超大陆构造、地幔动力学和岩浆-成矿响应[J]. 西北地质, 2013, 46(3): 1-38.
[19]Ludwig K R. Isoplot 3.00: A Geochronological toolkit for Micro⁃ soft excel[M]. Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2003.
[20]刘敦一, 赵敦敏. 用热离子发射质谱计直接测定单颗粒锆石 207Pb/206Pb年龄[J]. 地质论评, 1988, 34(6): 496-505
