鄂爾多斯地塊西南緣中元古代玄武安山巖地球化學(xué)特征及其構(gòu)造意義

高山林，劉士林，張仲培

1) 中國石油化工股份有限公司油田事業(yè)部，北京，100728；2) 中國石化石油勘探開發(fā)研究院，北京，100083

內(nèi)容提要：鐵馬河玄武安山巖位于鄂爾多斯地塊西南緣，沿六盤山東麓斷裂帶出露。巖石發(fā)育氣孔和杏仁狀構(gòu)造，具有斑狀結(jié)構(gòu)—間隱結(jié)構(gòu)，斑晶主要為長條狀斜長石和少量蝕變暗色礦物。巖石地球化學(xué)呈現(xiàn)富Na2O、FeOT、Al2O3，貧MgO、TiO2、K2O的特點，稀土配分曲線為右傾輕稀土富集型，LREE/ HREE=6.50～7.01，(La/Yb)N為5.62～7.14，富集Ba、Th、U、K等大離子親石元素，Nb、Sr和Ti相對虧損，δEu= 0.69～0.91。樣品[n(87Sr)/n(86Sr)]i為0.70587～0.70934，εNd(t)介于-6.9 ～ -4.8，TDM為2562～2730 Ma，Nb/Ta(6.60～8.25)低于大陸地殼的平均值，指示了受俯沖流體改造的古老富集地幔參與了巖漿形成。SHRIMP鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示鐵馬河玄武安山巖形成于中元古代早期(～1740 Ma)，其形成與研究區(qū)中元古代早期陸內(nèi)伸展作用引起的古老巖石圈地幔減壓熔融有關(guān)，是華北克拉通陸內(nèi)裂谷發(fā)育過程在鄂爾多斯地塊西南緣的體現(xiàn)。

古元古代晚期至中元古代早期華北克拉通發(fā)育多個裂谷帶(Zhao Taiping et al., 2002; Zhao Taiping and Zhou Meifu, 2009；Wang Yuejun et al., 2008；Hou Guiting et al., 2006；Zhang Shuanghong et al., 2007；Peng Peng et al., 2008；Zhai Mingguo et al., 2015；Xu Chenghan et al., 2020)，并伴有大規(guī)模性火山活動，如南部裂谷帶熊耳群火山巖及堿性花崗巖等(Zhao Taiping et al., 2002；柳曉艷等，2011；Cui Minli et al., 2013；Deng Xiaoqin et al., 2016；Xue Shuo et al., 2018)、中部造山帶基性巖墻群、中基性噴發(fā)巖和花崗巖(徐勇航等，2007；Wang Yuejun et al., 2008；胡國輝等, 2010；Zhao Jiao et al., 2018)，東部燕遼裂谷帶巖墻群和斜長巖雜巖體(Hou Guiting et al., 2006；楊進輝等，2005；Zhang Shuanghong et al., 2007；Zhao Taiping et al., 2009；Yang Qiongyan et al., 2014)，北部渣爾泰—白云鄂博裂谷帶1750 Ma中基性火山巖(劉超輝和劉福來，2015)。鄂爾多斯地塊西部發(fā)育賀蘭—六盤山、銀川—杭錦旗、環(huán)縣—定邊、晉—豫—陜等數(shù)條不同規(guī)模的裂谷，沉積厚度不等的長城系展布受同沉積伸展斷層控制(陳友智等，2016；包洪平等，2019)。對現(xiàn)今覆蓋區(qū)裂谷帶的確認主要基于重磁資料、區(qū)域性地震剖面和少量鉆井資料，以及相繼發(fā)現(xiàn)的1.85～1.75 Ga的涇源花崗斑巖、隴縣白家溝花崗斑巖及保家山鐵馬河剖面安溝鉀長花崗巖等的地球化學(xué)特征分析(高山林等，2013；徐歡等，2014；尤佳等，2014；Wang Xingying et al., 2020；Pang Lanyin et al., 2021)(圖1)。徐歡(2019)在鐵馬河剖面發(fā)現(xiàn)了約2018±16 Ma的輝綠巖，但小于1.85 Ga的中基性噴出巖未見報道。本文報道的玄武質(zhì)安山巖位于賀蘭—六盤山裂谷帶南段寶雞市隴縣新集川鄉(xiāng)以西大約17 km的鐵馬河村二線子附近(N35°02′46.7″，E106°35′07.0″)，空間上與前人報道的1.85～1.75 Ga花崗巖處于同一斷裂帶。文章對該處玄武質(zhì)安山巖進行了巖石學(xué)、地球化學(xué)和鋯石U-Pb年代學(xué)分析，探討了其成因與構(gòu)造背景，為進一步完善華北克拉通西部鄂爾多斯地塊元古代構(gòu)造演化認識提供了新的證據(jù)。

圖1 鄂爾多斯地塊西南緣鐵馬河及鄰區(qū)地質(zhì)構(gòu)造簡圖(a)和鐵馬河玄武安山巖露頭區(qū)地質(zhì)簡圖(b)(據(jù)1∶20萬隴縣幅和香泉幅地質(zhì)礦產(chǎn)圖簡化)

1 地質(zhì)背景與巖石學(xué)特征

研究區(qū)位于鄂爾多斯地塊西南緣(圖1)，與祁連造山帶以寶雞—固關(guān)斷裂為界。該斷裂以西為隴山巖群變質(zhì)雜巖，屬西秦嶺—祁連造山帶的組成部分(徐可心，2018；付長壘等，2019)。以東為鄂爾多斯地塊，其基底巖性和時代與華北克拉通主體區(qū)的基本一致。地球物理資料揭示，六盤山—寶雞地區(qū)中—新元古界厚度超過4000 m，且由南向北、由西向東逐漸減薄，地層分布與厚度明顯受同沉積正斷層控制。露頭顯示，中—新元古界為一套陸內(nèi)裂谷—被動大陸邊緣沉積。其中長城紀沉積主要為一套海相長石石英砂巖，厚度300～500 m，夾多層凝灰?guī)r(譚聰?shù)龋?019)；薊縣系—南華系以夾硅質(zhì)條帶或團塊的被動大陸邊緣碳酸鹽巖沉積為主，厚度1000～2500 m；震旦紀早期沉積了一套厚度超過1000 m的石英砂巖夾泥頁巖，晚期沉積為中厚層硅質(zhì)碳酸鹽巖。

鐵馬河中基性火山巖與白堊系砂巖、薊縣系硅質(zhì)白云巖間均呈斷層接觸，受第四系沉積及植被覆蓋的影響，在野外未能觀察到中基性火山巖與早—中元古代花崗巖體、輝綠巖之間的接觸關(guān)系。巖石表面風(fēng)化較嚴重，呈灰黃色—灰褐色(圖2a)，沿人工揭露斷面出露的巖石相對較新鮮，呈灰褐色、灰黑色，氣孔和杏仁構(gòu)造發(fā)育，肉眼可見長石斑晶。鏡下顯示斑狀結(jié)構(gòu)—間隱結(jié)構(gòu)，斑晶含量約10%，主要以斜長石為主(圖2b)，次為暗色礦物，粒徑0.5～3.2 mm。斜長石斑晶呈板狀自形晶，偶見聚斑晶或聯(lián)斑晶，普遍發(fā)生了綠泥石化、絹云母化蝕變。暗色礦物斑晶呈半自形—它形，具綠泥石化、綠簾石化等蝕變，根據(jù)形態(tài)和蝕變礦物推測原礦物可能為輝石?；|(zhì)具間隱結(jié)構(gòu)，由斜長石微晶、暗色礦物微晶和玻璃質(zhì)構(gòu)成，粒徑一般<0.5 mm。斜長石微晶呈板條狀，偶見聚片雙晶，同樣發(fā)生絹云母化蝕變，含量約占基質(zhì)的50%～60%。暗色礦物微晶呈近半自形—它形粒狀，約占10%～15%，蝕變特征同斑晶。黑褐色玻璃質(zhì)20%左右，充填于基質(zhì)礦物微晶間，多脫玻為隱晶質(zhì)及纖柱狀、發(fā)狀雛晶，并析出少量鐵質(zhì)。氣孔或杏仁體大小0.8～1.8 mm，多被綠泥石、硅質(zhì)或方解石充填，多為由硅質(zhì)構(gòu)成的杏仁體(圖2b)。根據(jù)構(gòu)造、結(jié)構(gòu)及礦物組分，定名為玄武質(zhì)安山巖。

圖2 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河火山巖野外露頭及顯微組構(gòu)照片

2 分析方法

鋯石分選工作均在河北省廊坊區(qū)域地質(zhì)調(diào)查所實驗室完成。制靶和鋯石陰極發(fā)光照相均在北京離子探針中心進行。鋯石U-Pb測年利用北京離子探針中心的SHRIMP-Ⅱ采用標準測定程序進行，詳細的分析流程和原理見宋彪等(2002)。應(yīng)用澳大利亞國家地質(zhì)調(diào)查局標準鋯石TEMORA(417 Ma)進行元素間的分餾校正，測試過程中每3個樣品點測定一次標樣。用澳大利亞國立大學(xué)地學(xué)院標準鋯石SL13(572 Ma，U=238 μg/g)標定樣品的U、Th及Pb含量。數(shù)據(jù)處理采用Isoplot軟件。普通Pb由實測204Pb校正。所有測點的誤差均為2σ，所采用的206Pb/238U加權(quán)平均年齡具95%的置信度。鐵馬河火山巖樣品TMH的SHRIMP鋯石U-Pb測年結(jié)果見表1。

全巖主量、微量元素和同位素分析均在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成。主微量元素測試方法依據(jù)《GB/T14506. 28-93硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法》和《DZ/T0223-2001電感耦合等離子體質(zhì)譜(ICP-MS)方法通則》。主量元素使用PW2404 X射線熒光光譜儀(XRF)分析，實驗流程依據(jù)國家標準GB/T14506.14-2010，精度優(yōu)于5%；微量元素采用采用ELEMENTXR型電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)，執(zhí)行標準GB/T14506.30-2010。分析結(jié)果見表2。

Rb-Sr和Sm-Nd同位素采用ISOPROBE-T熱電離質(zhì)譜儀(TIMS) 計，Sr、Sm、Nd同位素組成分別采用86Sr/88Sr=0.119400,149Sm/152Sm=0.516858,146Nd/144Nd=0.721900進行質(zhì)量分餾校正，分析精度優(yōu)于0.002%。元素、同位素詳細的流程和計算見李增達等(2018)。CIPW標準礦物計算、主微量元素及同位素計算和圖件編制均在Geokit軟件上完成(路遠發(fā)，2004)。分析結(jié)果見表3。

3 鋯石U-Pb年代學(xué)特征

鐵馬河火山巖樣品的鋯石粒徑為50～250 μm。陰極發(fā)光圖像(圖3)顯示鋯石呈短柱狀，個別呈渾圓狀，少量鋯石中具有包體和明顯的裂隙(如圖3中鋯石1.1)。內(nèi)部結(jié)構(gòu)清楚，具有明顯的震蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)，個別具有扇形分帶，暗示為巖漿成因的鋯石。

圖3 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河玄武安山巖鋯石陰極發(fā)光圖像

鋯石的U、Th 和206Pb*含量分別為8.44×10-6～108×10-6、5.61×10-6～104×10-6和2.41×10-6～45.2×10-6，Th和U含量較低，Th/U=0.62～1.19(表1)。對22粒鋯石進行了U-Pb測年，207Pb/206Pb年齡大體可分為3個年齡群：2529～2030 Ma(表1中的1.1、10.1和18.1)、1893～1869 Ma(表1中的3.1和15.1)和1792～1622 Ma(主群)。鋯石或測點16.1的不諧和度達-147%(表1)，可能是由于包體或裂隙引起的204Pb較高所致，該測點未參與加權(quán)平均年齡計算和做圖。鋯石2.1和17.1因207Pb/235U誤差(分別為11%和13%；表1)向右稍稍偏離諧和線，但在諧和圖上并未偏離主群(圖4)，本文用其參與了加權(quán)平均年齡計算。即除2群較老鋯石和高不諧和度的16.1外，其余16粒鋯石給出的207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡值為1740±14 Ma(MSWD=1.12)，206Pb/238U加權(quán)平均年齡值為1727±15 Ma(MSWD=2.9)，二者在誤差范圍內(nèi)一致，表明鐵馬河基性火山巖噴出時代為中元古代早期。本文獲得的鐵馬河基性火山巖年齡與研究區(qū)北部約30 km馬峽鎮(zhèn)高山河組下部凝灰?guī)r(1759±17 Ma，LA-ICP-MS)及相鄰的元古代A型花崗巖時代相近(高山林等，2013；譚聰?shù)龋?019；Pang Lanyin et al., 2021)，也與華北克拉通南緣熊耳群火山巖系和A型花崗巖、流紋巖、中部造山帶基性巖墻等年齡基本一致(Zhao Taiping et al., 2004；Zhao Taiping and Zhou Meifu，2009；He Yanhong et al., 2009；柳曉艷等，2011；Peng Peng et al., 2012；Cui Minli et al., 2013；Yang Qiongyan et al., 2014；Wang Changming et al., 2016；Zhao Jiao et al., 2018)。兩群較老鋯石年齡(2529～2030 Ma和1893～1869 Ma)在鄂爾多斯盆地基底均有記錄(Zhang Chengli et al., 2015)，可能是鐵馬河火山巖噴發(fā)或其巖漿侵位過程中從古老地殼中捕獲的。

圖4 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河玄武安山巖鋯石U-Pb諧和圖

4 地球化學(xué)特征

由于巖石蝕變較強，引起樣品的燒失量較大(4.33%～5.96%)，文中主量元素為燒失量校正后數(shù)據(jù)，以用不活動元素含量、比值及其相互關(guān)系討論巖漿源區(qū)及巖石成因等特征。

4.1 主量元素特征

鐵馬河火山巖的SiO2含量為50.93%～57.64%，TiO2(1.58%～1.85%)、K2O(0.24%～1.06%)含量低，Na2O/K2O值為 3.92～20.45，Al2O3(15.69%～18.55%)和FeOT(10.58%～12.17%)含量高(表2)。在Nb/Y—Zr/TiO2圖解中，所有樣品均落入玄武質(zhì)安山巖區(qū)域(圖5a)，與顯微巖相學(xué)特征揭示的巖石類型一致。在Zr—Y圖解中，鐵馬河火山巖落入過渡—拉斑玄武巖區(qū)域(圖5b)。MgO為3.66%～5.19%，Mg#為38～46，平均42，接近40，指示巖漿形成可能與下地殼玄武質(zhì)巖石局部熔融有關(guān)(Atherton and Petford，1993)。

圖5 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河玄武安山巖Nb/Y—Zr/TiO2 圖解(a) (底圖據(jù)Winchester and Floyd，1977)和Zr—Y判別圖 (b) (底圖據(jù)Barrett and Maclean，1999)

4.2 微量元素特征

鐵馬河火山巖的稀土元素總量為204～234×10-6，LREE/HREE=6.50～7.00，(La/Yb)N=5.62～7.14，(La/Sm)N= 2.27～3.36，(Gd/Yb)N= 1.55～1.82，輕稀土元素富集且輕重稀土元素之間存在著較強的分餾作用。在球粒隕石標準化稀土元素配分曲線圖上(圖6a)，呈右傾式配分曲線分布，δEu=0.69～0.91，平均值為0.79，具弱的Eu負異常。在原始地幔標準化微量元素配分圖上(圖6b)，富集Ba、U、Nd、Pb、K等大離子親石元素，Th、Nb、Sr和Ti相對虧損，Zr、Hf弱富集，顯示源區(qū)應(yīng)為巖石圈地幔，與呂梁地區(qū)元古界小兩嶺組、豫西熊耳山北嶺金礦區(qū)馬家河組等同期的安山巖特征基本一致(徐勇航等，2007；趙太平等，2007；李肖龍等，2019)。

圖6 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河玄武安山巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和初始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough，1989)

4.3 Sr—Nd同位素地球化學(xué)

鐵馬河火山巖全巖Sr—Nd同位素分析結(jié)果見表3，利用Geokit軟件計算初始Sr和Nd同位素比值(路遠發(fā)，2004)。結(jié)果顯示，[n(87Sr)/n86Sr)]i= 0.70587～0.70934，[n(143Nd)/n(144Nd)]i= 0.510037 ～0.510142，εSr(t) = 49.0～98.4，εNd(t) = -6.9 ～ -4.8，fSm/Nd= -0.45 ～ -0.43，單階段模式年齡TDM= 2562～2730 Ma，平均2631 Ma，TDM2= 2630～2794 Ma，平均2701 Ma，表明巖漿形成過程有古老地殼物質(zhì)的參與。在[n(87Sr)/n86Sr)]i—εNd(t) 圖解上，數(shù)據(jù)點全部落在富集地幔區(qū)(圖7)，其同位素特征與熊耳群火山巖及同期基性巖墻群相似，均有古老地殼物質(zhì)參與了富集地幔的形成(徐勇航等，2007；趙太平等，2007；胡國輝等，2010；Han Shuxiang et al., 2020)，可能反映了相近的源區(qū)富集過程。

圖7 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河玄武安山巖(87Sr/86Sr)i —εNd(t) 關(guān)系圖(地幔端元投影區(qū)域引自Zindler and Hart，1986; Basin and Range 區(qū)域引自Hawkesworth et al., 1995)

5 討論

5.1 巖漿演化與源區(qū)特征

5.1.1結(jié)晶與分離作用

鐵馬河玄武安山巖平均Mg#值為42，相容元素Cr和Ni分別為94.6×10-6～154×10-6和39.8×10-6～58.8×10-6，遠低于原始巖漿的參考數(shù)值 250×10-6和 300×10-6(Wendlandt et al., 1995)，部分樣品的MgO與TiO2、FeOT、Cr與Ni、Dy和Er之間表現(xiàn)出正相關(guān)趨勢，表明存在鐵鎂質(zhì)礦物分離結(jié)晶，SiO2與Al2O3負相關(guān)及Sr相對虧損、Eu負異常與巖漿演化過程中斜長石的結(jié)晶分異有關(guān)(王剛等，2019)。樣品的Th、Nd、La、Y等不相容元素比值之間顯示較好的正相關(guān)、La/Sm與Sm之間正相關(guān)(圖8a)，表明巖漿演化以部分熔融為主(李壯等，2019)，同時也經(jīng)歷了一定程度的分異結(jié)晶作用，與薄片中含有少量斜長石和暗色礦物斑晶所反映的特征相一致。

5.1.2地殼混染

源區(qū)或上升過程中地殼的混染會導(dǎo)致巖漿成分的變化。研究區(qū)樣品的εNd(t)平均為-5.33，(87Sr/86Sr)i平均0.7071，(Th/Nb)PM平均為1.52(>1，Saunders et al., 1992)，(Nb/La)PM平均為0.22(<1)，存在大于2.0 Ga鋯石，指示古老地殼物質(zhì)參與了巖漿的形成(圖8b)(夏林圻等，2007；王剛等，2019)。大部分樣品εNd(t) 與La/Nb間不具有明顯的相關(guān)性，[n(143Nd)/n(144Nd)]i值、εNd(t) 值以及La/Nb、La/Sm值隨SiO2含量變化很小，Nb/La與La/Sm、Sm/Nd之間無明顯相關(guān)性(張若飛等，2015)，表明樣品的元素與同位素特征主要反映了源區(qū)的地球化學(xué)性質(zhì)(趙太平等，2007；駱文娟等，2018)，巖漿上升過程中同時伴有較弱的地殼混染。Nb/Th—Ti/Yb圖解能夠有效判別玄武巖巖漿源區(qū)地殼物質(zhì)和陸下巖石圈地幔物質(zhì)的貢獻(朱弟成等，2006)，鐵馬河玄武巖多數(shù)樣品點沿著大陸巖石圈地幔物質(zhì)(SCLM)趨勢線分布(圖9a)，個別點靠近下地殼物質(zhì)加入趨勢線，指示巖漿的混染主要源于巖石圈地幔物質(zhì)，其次為下地殼。

圖8 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河玄武安山巖La—Sm關(guān)系圖(a) (底圖據(jù)張輝善等，2020)和 (Th/Nb)PM—Nb/La圖解(b) 底圖據(jù)王剛等，2019)

圖9 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代玄武安山巖Nb/Th—Ti/Yb圖解(a) (底圖據(jù)朱弟成等，2006)和 (La/Sm)N—(Tb/Yb)N圖解(b) (底圖據(jù)Furman et al., 2004)

5.1.3源區(qū)特征

在(Tb/Yb)N—(La/Sm)N圖解上(圖9b)，所有樣品落在尖晶石穩(wěn)定域內(nèi)，巖漿起源深度可能小于80 km(Furman et al., 2004)。Sm/Yb和La/Yb值分別為2.02～2.37和9.28～11.5，Nb/Y小于1，在La/Sm—Lu/Hf圖解上樣品落入尖晶石二輝橄欖巖線上(Regelous et al., 2003)(圖10a)，表明部分熔融發(fā)生在深度較淺的尖晶石穩(wěn)定區(qū)域(王剛等，2019)，巖漿的形成與巖石圈地幔源區(qū)減壓熔融密切相關(guān)。

圖10 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河玄武安山巖La/Sm—Lu/Hf圖解(a) (底圖據(jù)Regelous et al., 2003)和Ce/Pb—Th/La圖解(b) (底圖據(jù)Stolz et al., 1996)

Nb/Ta值在巖漿形成后基本保持不變，能夠較好地反映源區(qū)的特征。本區(qū)玄武安山巖具有較低的Nb/Ta值(6.6～8.3，平均6.99)，低于大陸地殼的平均值(12～13)，也低于下地殼(～8)(Gao Shan et al., 2004)，低Nb/Ta值往往與源區(qū)經(jīng)歷過俯沖流體的交代作用密切相關(guān)(Stolz et al., 1996)。巖石具有較高的Ba/La(平均18.86)、Ce/Pb(平均9.84)和Ce/Th(平均49.38)、低Th/Yb(平均0.41)和Th/U(平均0.6)，Th/Yb 介于0.33～0.56, 遠小于2,也反映了源區(qū)曾遭受過俯沖板片析出流體的改造(圖10b)(趙太平等，2007；魏瑞華等，2008；管琪等, 2010；紀政等，2018)。εNd(t)與Th/Nb的正相關(guān)、較高的La/Nb值(3.51～5.19)、低的La/Ba值(0.03～0.19)，巖石富集輕稀土和大離子親石元素等地球化學(xué)指示著俯沖流體改造過的巖石圈地幔參與了鐵馬河玄武安山巖的形成(王團華等，2008；Marschall and Schumacher，2012；陳言飛等，2020)。巖漿源區(qū)受俯沖作用改造的特征在華北克拉通南部的熊耳群火山巖、中條—嵩山基性巖墻群及小兩嶺組火山巖的源區(qū)均有體現(xiàn)(Wang Yuejun et al., 2008；徐勇航等，2007；胡國輝等, 2010)。研究區(qū)的俯沖作用改造過程可能與鄂爾多斯地塊西緣早元古代規(guī)模性地殼增生密切相關(guān)，這已為采樣點以西約50 km的鐵佛寺剖面隴山雜巖群的變質(zhì)事件所證實(何艷紅等，2005；徐可心，2018)，這個過程中往往存在年輕和古老地殼物質(zhì)(2529±20 Ma)的再造和富集巖石圈地幔的形成(Zhao Zifu et al., 2013；Zheng Yongfei et al., 2015)。

5.2 構(gòu)造背景與地質(zhì)意義

鐵馬河玄武安山巖富集輕稀土元素和大離子親石元素、虧損高場強元素，具有相對低的Sr、Nb、 Ti，總體顯示了島弧及活動大陸邊緣具有的地球化學(xué)特征(Pearce，1982)，與熊耳群安山巖地球化學(xué)特征非常相似(Zhao Taiping et al., 2002；徐勇航等，2007；柳曉艷等，2011；Yang Qiongyan et al., 2014)。夏林圻等(2007)指出受到了較為明顯地殼混染作用的板內(nèi)火山巖也會表現(xiàn)出島弧火山巖類似特征。鐵馬河玄武質(zhì)安山巖Zr為206.65～230.16×10-6，Hf為5.75×10-6～ 6.68×10-6，明顯高于火山弧拉斑玄武巖的Zr和Hf值 (分別為40×10-6和1.17×10-6)(張運強等，2014)。島弧安山巖大于5，而鐵馬河火山巖Th/Ta為0.78～2.0，小于5，Zr/Y值為4.43～5.81(大于4)，TiO2含量為1.58%～1.84%，平均1.65%，遠高于島弧和活動大陸邊緣的TiO2含量(小于1.25%，夏林圻等，2007)，均表現(xiàn)出板內(nèi)中基性噴發(fā)巖的特征(汪云亮等，2001；張輝善等，2020)。對全球10930個島弧玄武巖數(shù)據(jù)進行了深入分析后，楊婧等(2016)提出Hf/3—Th—Ta及Ta/Yb—Th/Yb構(gòu)造環(huán)境圖解對區(qū)分島弧與板內(nèi)玄武巖較為有效，鐵馬河玄武安山巖相關(guān)元素數(shù)據(jù)均投點于板內(nèi)玄武巖區(qū)內(nèi)(圖11a、b)，在Ba/La—Nb/La圖解中大部分數(shù)據(jù)點與美國盆嶺構(gòu)造的基性巖區(qū)范圍重疊，表明其形成于大陸板內(nèi)伸展環(huán)境。

圖11 鄂爾多斯地塊西南緣中元古代鐵馬河玄武安山巖構(gòu)造環(huán)境判別圖

在1.95～1.85 Ga間，包括鄂爾多斯地塊在內(nèi)的華北地區(qū)各陸塊碰撞拼貼并完成了最終的克拉通化，是哥倫比亞或奴娜(Nuna)造山事件的記錄(Rogers and Santosh，2002；Zhao Guochun et al., 2005；Santosh，2010；Zhang Chengli et al., 2015)。1.85～1.60 Ga華北克拉通進入造山后伸展演化期，南緣的熊耳群火山巖及同期基性巖墻群和A型花崗巖、中部的太行基性巖墻群和環(huán)斑花崗巖、北部的噴發(fā)巖、鎂鐵質(zhì)巖墻和A型花崗巖等以及伴隨的巨厚沉積物是該期伸展事件的重要標志或記錄(Zhao Taiping et al., 2002；Peng Peng et al., 2008；Yang Qiongyan et al., 2014；Deng Xiuqin et al., 2016；Xue Shuo et al., 2018；Han Shuxiang et al., 2020；康健麗等，2020；Pang Lanyin et al., 2021)。據(jù)已有的研究成果分析，華北克拉通1.85～1.60 Ga伸展裂解大體上可分為兩個階段。第一階段為碰撞后由擠壓向伸展的轉(zhuǎn)換階段(1.85～1.80 Ga)，該階段主要是由于早期俯沖板片斷裂和快速構(gòu)造折返引起巖石圈地幔上涌提供熔融熱源，誘發(fā)上覆古老基底巖石減壓熔融(Zhao Jiao et al., 2018)，熔體上升就位形成了A型或I型鉀質(zhì)花崗巖，如克拉通南部華陽川A型花崗巖(1829.5±2.5 Ma；Xue Shuo et al., 2018)、上店花崗斑巖和登封正長花崗巖(師江朋等，2017)及小秦嶺地區(qū)的二長斑巖和煌斑巖(1836.0±6.8 Ma、1841.0±2.6 Ma；Li Chao et al., 2020)，中部呂梁地區(qū)的惠家莊花崗巖、西榆皮花崗巖脈(1854±20 Ma、1830±21 Ma；Zhao Jiao et al., 2018)和蘆芽山二長巖等(1800～1820 Ma；耿元生等，2006)、北部大青山長勝渠A型花崗巖(1846 ± 11 Ma、1812.0 ± 8.6 Ma；Xu Chenghan et al., 2020)和東溝子超鎂鐵巖體(1849～1845 Ma，Han Shuxiang et al., 2020)等。這一階段地殼厚度仍較大，在地殼尺度往往伴有規(guī)模性的走滑韌性剪切及巖石退變質(zhì)作用(Zhang Huafeng at al., 2016；Wang Wei et al., 2017；Wu Jialin et al., 2017；Xiao Linglinet al., 2017；Xu Chenghan et al., 2020)，未發(fā)育較大面積的火山噴出，個別地區(qū)沿斷裂帶有基性巖侵入。1.8～1.6 Ga為第二階段，隨著伸展作用的持續(xù)增強，受俯沖作用改造的巖石圈地幔減壓部分熔融，由于華北克拉通各區(qū)地殼厚度、斷裂發(fā)育程度及地殼—地幔地球化學(xué)組成的差異，在多處形成了規(guī)模不等、結(jié)構(gòu)各異的中基性噴發(fā)巖、花崗巖、基性巖墻群等，并發(fā)育了以長城系為代表的火山—沉積組合(Zhao Taiping and Zhou Meifu，2009； Wang Changming et al., 2016；Xue Shuo et al., 2018；Zhao Jiao et al., 2018；HanShuxiang et al., 2020；Xu Chenghan et al., 2020)。鐵馬河玄武安山巖形成時代為1740±14 Ma，空間上與同期的A型花崗巖相鄰(高山林等，2013；徐歡等，2014；尤佳等，2014；Wang Xingying et al., 2020；Pang Linyan et al., 2021)，表明鄂爾多斯地塊西南緣中元古代早期進入了裂谷發(fā)育階段，是中元古代華北克拉通南緣裂谷系的組成部分。

6 結(jié)論

(1)鄂爾多斯地塊西南緣鐵馬河玄武安山巖形成于中元古代早期，其鋯石U-Pb年齡為1740±14 Ma。

(2)鐵馬河玄武安山巖為鈣堿性—拉斑質(zhì)過渡巖類，富集輕稀土元素和Rb、Ba、Pb等大離子親石元素，虧損Nb、Ti等高場強元素，具有低的Nb/Ta值，巖漿源區(qū)深度較淺，為受俯沖流體改造的巖石圈地幔區(qū)減壓熔融的產(chǎn)物。

(3)鐵馬河玄武安山巖是鄂爾多斯地塊西南緣中元古代早期的陸內(nèi)伸展環(huán)境下的產(chǎn)物，記錄了華北克拉通或哥倫比亞超大陸古元古代晚期—中元古代早期的裂解事件。

致謝：感謝審稿專家們的寶貴修改意見！趙太平研究員對初稿進行了審閱并提出建設(shè)性修改意見，閆全人教授在年齡數(shù)據(jù)處理與解釋中給與了幫助，在此一并表示感謝！