2020, Vol. 36
2. 长庆油田第二采油厂, 庆阳 745000
2. The Second Oil Production Plant of Changqing Oilfield Company, Qingyang 745000, China
华北克拉通是一个约有38亿年漫长历史的古老克拉通，它是由中亚造山带(或兴蒙造山带)和祁连-秦岭-大别造山带围限起来的一个早前寒武纪稳定地块(Liu et al., 1992; John et al., 2008; Wan et al., 2015)。华北克拉通的演化，经历了以下几个主要阶段：在太古代早期，初始陆核形成以后，通过小规模陆壳增长形成多个小陆块；在新太古代2.7Ga左右，出现了一次大规模陆壳生长，并于~2.5Ga左右，这些太古代微陆块发生拼合焊接、经受强烈的陆壳改造和增生(Diwu et al., 2011; Zhai and Santosh, 2011; Zhai, 2014)，形成大量TTG和壳源花岗岩(沈其韩等，2005; 耿元生等，2010)，代表一次重要的克拉通化过程(翟明国，2011)。但是新太古代晚期的华北克拉通并未像世界其它克拉通一样完全稳定，在古元古代仍有小规模陆壳生长和进一步的陆壳分异(翟明国和彭澎，2007；翟明国等，2014)，如2.2~2.0Ga期间的裂谷活动(耿元生等，2006；Zhai and Santosh, 2011；翟明国等，2014；杨崇辉等，2018)。在1.85Ga最终经吕梁运动形成统一稳定的基底(翟明国, 2010, 2011; Zhai and Santosh, 2011; Zhai, 2014)。Zhao et al.(2005, 2010, 2012)系统研究总结了华北克拉通变质基底的变质演化特征，结合区域岩石组合、构造变形、地球化学和同位素年代学等方面的差别，确定了北部孔兹岩带、中部碰撞带和胶-辽-吉带等三条古元古代造山带，提出华北克拉通在新太古代到古元古代期间存在西部阴山和鄂尔多斯以及东部龙岗和狼林等四个微陆块。其中，西部阴山陆块和鄂尔多斯陆块于1.95Ga左右拼合，由一东西向孔兹岩带焊接为西部陆块；东部的龙岗地块和狼林地块于1.9Ga由胶-辽-吉活动带拼合成东部陆块；此后，东西两大陆块相互作用，西部陆块自西向东俯冲于东部陆块之下，在~1.85Ga左右会聚碰撞形成中部造山带，并最终形成华北克拉通统一基底(Zhao et al., 2001, 2005, 2012; Zhao and Zhai, 2013)。华北克拉通基底微陆块的划分证据主要来自中东部地区出露的各类基底岩石的综合研究，但在现今大同-离石断裂以西的西部陆块，除北部阴山地块和孔兹岩带出露的基底结晶岩有较多研究和证据外，南部占华北克拉通面积近1/5的鄂尔多斯地块基底仅在小秦岭地区有少量太华群出露，其余部分被巨厚的中元古代以来沉积盖层覆盖。对鄂尔多斯地块相关碎屑锆石U-Pb年龄的研究结果表明，鄂尔多斯地块基底中存在2.2~2.0Ga和1.95~1.85Ga时期的构造热事件(张成立等，2018)，但是迄今为止还缺乏直接的基底岩石露头证据；此外，对于西部陆块的两个组成地块(阴山地块和鄂尔多斯地块)在1.95Ga拼合之前构造环境的研究仍比较薄弱，两个地块之间开始拼合的时间目前还不能确定，因而西部地块形成演化的研究还需要进一步完善。
铁马河辉绿岩出露于西部陆块(华北克拉通)西南缘，该辉绿岩可能对鄂尔多斯地块前寒武纪基底的形成和演化研究具有重要意义。本文以鄂尔多斯地块西南缘铁马河辉绿岩为研究对象，通过地质、地球化学和年代学研究，分析其岩石成因、构造环境和大地构造背景，为探讨鄂尔多斯地块以及整个华北克拉通在古元古代的演化提供新的地质约束。
1 地质背景研究区处于鄂尔多斯地块西南边缘，出露台地相震旦-奥陶系地层，因此研究区仍处于鄂尔多斯地块内部，但是相对陆块核心部位而言，其构造活动更加强烈。鄂尔多斯盆地东、西两侧分别被大同-离石断裂和贺兰-六盘山断裂带围限，南侧毗邻秦岭造山带，内部被厚达6000m的中新元古代-早古生代台地相浅海碎屑岩和碳酸盐沉积以及晚古生代-中新生代陆相碎屑岩覆盖。其演化主要经历了中新元古代大陆裂谷阶段、早古生代碳酸盐岩台地阶段、晚古生代克拉通内碎屑岩沉积阶段、中生代挤压挠曲阶段以及新生代周缘断陷发育阶段(杨俊杰，2002)。与周围构造活动强烈的古老造山带和新生代断陷盆地相比，鄂尔多斯盆地内部断裂构造不甚发育，以构造活动较稳定为特点。鄂尔多斯盆地自三叠纪以来一直处于掀斜构造演化过程，在三叠纪末期、中侏罗世、侏罗纪末期和早白垩世末期分别发生了四次主要的抬升剥蚀事件(陈瑞银等，2006)。
铁马河辉绿岩出露于陕西省陇县新集川乡保家山西铁马河西北地区(图 1)，采样点坐标：N35°3′35.4″、E106°34′38.6″。野外实地考察发现，岩体呈岩墙或岩块零星出露，整体呈带状，分别与下白垩统紫红色砂岩、泥岩和震旦系灰白色灰岩接触，由于第四系覆盖严重，接触关系不明(图 2a)，推测可能为断层接触。研究区内断裂发育(图 1)，断裂多以脆性断裂为主，呈NW-NWW向展布，目前主要表现为逆断层，断面上局部可见近水平的擦痕构造，反映其复杂的演化历史。该断裂主要活动时期为燕山-喜山期，新近纪以来新构造断裂的特征比较明显。此外，铁马河剖面上还出露一套正长花岗斑岩，车自成和王润三(1985)根据正长花岗斑岩与围岩的穿插关系认为该岩体属于新生代。本文作者在野外地质调查时观察到岩体与围岩之间可能为断层接触关系，而非侵入关系。严阵(1985)根据单颗粒锆石测年结果认为正长花岗斑岩的形成时代为中元古代。本文作者利用LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得正长花岗斑岩的形成年龄为1814±12Ma，确定其为古元古代岩体(徐欢等，2014)。但是对于辉绿岩，目前还没有系统的研究。
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图 1 陇县铁马河地区地质图(据地质部陕西省地质局区域地质测量大队二十五分队，1967①；车自成和王润三, 1985修改) Q-第四系；K1-下白垩统；T3y-上三叠统延长组；O2-中奥陶统；O1-下奥陶统；∈3-上寒武统；∈2-中寒武统；Z-震旦系；Pt1γπ-古元古代正长花岗斑岩；Pt1βμ-古元古代辉绿岩；LPF-六盘山断裂 Fig. 1 Geological map of Tiemahe and its adjacent area in Longxian County (modified after Che and Wang, 1985) |
① 地质部陕西省地质局区域地质测量大队二十五分队. 1967. 1/20万陇县幅地质矿产图
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图 2 铁马河剖面辉绿岩野外露头(a、b)及显微照片(c、d) (c)和(d)为同一视域单偏光和正交偏光显微照片. Chl-绿泥石；Mt-磁铁矿；Pl-斜长石；Px-辉石 Fig. 2 Field photos (a, b) and microphotographs (c, d) of the Tiemahe diabase |
辉绿岩主要以岩株形式产出，露头较小，野外破碎较强烈，存在一定蚀变。岩石整体呈灰绿色，块状构造(图 2b)，具辉长辉绿结构。主要矿物有基性斜长石，含量占整个岩石的45%，无色、板状、半自形，长约0.5mm、宽约0.1mm，正低突起，正交镜下一级灰白干涉色，聚片双晶发育，部分表面发生蚀变; 单斜辉石含量约为35%，浅褐色，半自形柱状，长宽大致一样，约0.5mm，可见两组近乎垂直的解理，正高突起，具二级黄干涉色；次要矿物为绿泥石，含量为10%，多色性较明显，淡绿色或黄绿色，片状集合体，正突起低，正交光下呈现一级蓝干涉色，绿泥石主要为辉石蚀变产物; 副矿物为磁铁矿，含量约5%，黑色，不透明(图 2c, d)。
2 分析方法辉绿岩样品的主量和微量元素、Sr-Nd同位素、锆石阴极发光照相、锆石U-Pb同位素分析等均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，锆石挑选工作在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。其中，样品主量元素的测定在日本理学RIX2100XRF仪上完成，元素分析误差＜5%。样品微量元素在美国Perkin Elmer公司Elan6100DRC型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)上分析测定，多数微量元素的分析精度优于5%。岩石Sr-Nd同位素采用英国Nu Instrument公司生产的Nu Plasma多接收等离子体质谱仪测定。Sr同位素测试用86Sr/88Sr=0.1194按照指数法则进行内部校正，全流程过程本底小于20pg；Nd同位素测试分析用146Nd/144Nd = 0.7219按照指数法则进行内部校正，全流程过程本底小于20pg。
用于测年分析的锆石在河北省区域地质矿产调查研究所实验室挑选，锆石阴极发光照相(CL)采用美国Gatan公司的Mono CL3+X型阴极荧光探头。锆石U-Pb同位素分析在四极杆ICP-MS Elan6100DRC上进行测定。激光剥蚀系统是德国MicroLas公司生产的GeoLas200M。激光束斑直径为30μm，激光脉冲10Hz，能量32~36MJ。同位素组成采用美国哈佛大学矿物博物馆的标准锆石91500进行外标校正。采用Glitter和Isoplot进行数据处理和作图。
3 地球化学特征 3.1 辉绿岩主量元素地球化学铁马河辉绿岩的主量和微量元素地球化学测试结果见表 1。样品的烧失量较大(3.46%~4.99%，平均4.02%)，说明样品经历了较强的蚀变作用。本文在采用辉绿岩主量元素数据时都已进行过烧失量校正。
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表 1 铁马河辉绿岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果 Table 1 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of diabase from Tiemahe |
辉绿岩相对富集FeOT(12.87%~14.66%)、TiO2(1.31%~1.66%)和Na2O(3.39%~4.73%)，CaO(6.38% ~8.37%)、MgO(6.2%~7.58%)和K2O(0.35%~1.72%)相对较低；Al2O3的含量略微偏低(13.83%~15.48%)，P2O5含量为0.12%~0.19%。Mg#为52.1~56.8，暗示后期的岩浆演化程度可能比较弱。在TAS图解中，主体落在辉长岩范围，2个点落在二长辉长岩范围内(图 3a)。SiO2-FeOT/MgO图解显示铁马河辉绿岩属于拉斑玄武岩系列(图 3b)。
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图 3 铁马河辉绿岩TAS图解(a，底图据Middlemost, 1994)及SiO2-FeOT/MgO图解(b，底图据Irvine and Baragar, 1971) Fig. 3 TAS discriminate diagram (a, modified after Middlemost, 1994) and SiO2 vs. FeOT/MgO diagram (b, modified after Irvine and Baragar, 1971) of Tiemahe diabase |
球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图 4a)显示，辉绿岩具有右倾的REE分布模式：富集轻稀土(LREE)，重稀土(HREE)平坦，(La/Yb)N比值为3.33~3.93，没有明显的Eu异常(δEu=0.87~1.05，平均值为0.98)。稀土配分曲线与富集型大洋中脊玄武岩(E-MORB)相似，但轻稀土含量总体相对较高。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 4b)，铁马河辉绿岩微量元素特征与E-MORB基本相似，高场强元素(HFSE)相对于E-MORB不显异常，大离子亲石元素(LILE)K、Rb、Ba相对E-MORB显示富集；另外Pb含量相对较高，可能与流体作用有关；无明显Sr异常。
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图 4 铁马河辉绿岩球粒陨石标准化配分稀土元素模式图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(球粒陨石值据Boynton, 1984；原始地幔值及E-MORB据Sun and McDonough, 1989) Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) for Tiemahe diabase (chondrite from Boynton, 1984; primitive mantle and E-MORB from Sun and McDonough, 1989) |
在测试了主微量元素的样品中随机选择5件样品(16LP15、16、17、18、19)进行Sr-Nd同位素分析，分析结果见表 2。样品的(87Sr/86Sr)i值为0.7003~0.7064，εNd(t)为正值(其中t是辉绿岩的结晶年龄)且变化范围在5.14~4.33之间，Nd同位素一阶段模式年龄tDM1为2.06~2.15Ga，与下文将要说到的岩体的结晶年龄大概相同。
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表 2 铁马河辉绿岩Sr-Nd同位素组成 Table 2 Sr and Nd isotopic compositions of Tiemahe diabase |
本文分别对辉绿岩样品(样品号16LP11)中挑选出来的48颗锆石进行了48个点位的LA-ICP-MS U-Pb定年，剔除明显不谐和的测点之后剩余38个有效测点，测点数据见表 3。锆石主体呈自形或半自形柱状，大小差别比较大，颗粒长100~40μm、宽70~30μm，CL图像整体较暗，发光性不均一，环带较宽且不封闭或不显环带，显示基性岩原生锆石特征(图 5)。锆石的Th/U比值较小，但是变化范围比较大(0.01~0.54)(表 3)。虽然部分锆石的Th/U比值可能落入了变质锆石范围(0.002~ 0.320，Rubatto, 2002)，但这很可能是由于锆石形成以后U-Th-Pb有部分丢失或流体作用改造造成的，因为锆石稀土元素具明显Ce正异常、Eu负异常及重稀土富集、轻稀土亏损的稀土谱型(图略)，属于典型岩浆成因锆石(Belousova et al., 2002)。38个有效测点的年龄数据可以拉出一条很好的不一致线，获得上交点年龄2018±16Ma (MSWD=5.5)(图 6)，加权平均年龄2010±13Ma (n=2，MSWD=0.79)，两者在误差范围内基本一致，因此可以用上交点年龄2018±16Ma代表铁马河辉绿岩的结晶年龄。
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表 3 铁马河辉绿岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析结果 Table 3 Zircon U-Pb isotopic data obtained by LA-ICP-MS for Tiemahe diabase |
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图 5 铁马河辉绿岩锆石CL图像 图中数据为各测点对应的锆石207Pb/206Pb年龄 Fig. 5 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from Tiemahe diabase |
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图 6 铁马河辉绿岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 6 Concordia diagram of LA-ICP-MS zircon U-Pb dating for samples from Tiemahe diabase |
前人根据岩浆岩与“围岩”的接触关系将铁马河辉绿岩与正长花岗斑岩的形成时代确定为白垩纪晚期到古近纪早期(车自成和王润三，1985)。本文作者在野外地质考察时注意到，岩体与周围地层的接触关系一般都被第四系覆盖，局部以断层接触，且正长花岗斑岩与辉绿岩在剖面上无直接接触关系，难以根据接触关系间接确定岩体的形成时代。为此，我们前期对正长花岗斑岩进行了锆石年代学研究，利用LA-ICP-MS锆石U-Pb测年法，获得铁马河剖面正长花岗斑岩的形成年龄为1814±12Ma，从而确定其为古元古代岩体(徐欢等，2014)。本文对辉绿岩进行的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得了一条很好的不一致线，并且获得上交点年龄2018±16Ma。锆石CL图像显示(图 5)。辉绿岩中锆石具有弱的发光性，该特征与其U含量较高有关，这是基性岩锆石的普遍特征；部分锆石甚至可能经过了一定的蜕晶化改造，其震荡环带遭到破坏，并且导致Th/U值明显偏低。流体中一般富U贫Th (Rowley et al., 1997；Mojzsis and Harrison, 2002)，流体作用对锆石的改造会使锆石具有极低的Th/U比值及其局部蜕晶化特征。微量元素蛛网图中Pb的正异常也说明了可能存在流体作用。因此，辉绿岩中部分锆石低的Th/U比值可能与U、Th、Pb丢失以及流体作用的改造作用有关。另外，Nd同位素一阶段模式年龄tDM以及锆石U-Pb上交点年龄二者在误差范围内基本一致，反映上交点年龄(2018±16Ma)即为辉绿岩岩浆从地幔中的分离时间，也反映辉绿岩的结晶时间。
5.2 铁马河辉绿岩成因分析一般认为大陆背景下的玄武质岩浆成分取决于地幔温度、岩石圈厚度、部分熔融程度、源区成分以及在上升过程中的地壳混染和结晶分异作用等，上述因素在特定的区域和时间对玄武质岩浆所起的作用不同。
5.2.1 同化混染铁马河辉绿岩具有与E-MORB类似的稀土配分曲线和微量元素蛛网图；不显异常的高场强元素以及相对富集的大离子亲石元素(K、Rb、Ba)暗示辉绿岩可能经历地壳物质的混染，但是地壳物质的加入量非常有限。利用元素的丰度比值可以区分在不同构造环境下形成的岩体，尤其可以利用相容性相差较大的两种不活动元素的比值来判断岩浆源区和地壳混染程度，如Zr/Nb值、La/Nb值和Ba/Nb值。铁马河辉绿岩的Zr/Nb值为8.39~10.08、La/Nb值为0.91~1.05、Ba/Nb值为29.49~59.68，随着不相容程度的增加，元素比值越来越接近陆壳含量(大陆地壳Zr/Nb=16.2、La/Nb=2.2、Ba/Nb=54，Weaver，1991)，表明其侵位过程中经历了地壳物质的同化混染，但仅不相容程度特别高的元素含量发生了变化，说明同化混染程度相对较低。大洋玄武岩的Nb/U平均值为52±15(Hofmann et al., 1986；Hofmann, 2007)，明显高于地壳的比值(6.2，Rudnick and Gao, 2003)，因此低的Nb/U比值可以反映地壳的同化混染。铁马河辉绿岩的Nb/U比值变化范围比较大(10.68~28.42)，低于大洋玄武岩，但都高于地壳比值，暗示辉绿岩样品可能存在地壳混染。铁马河辉绿岩正的εNd(t)值(+5.14~+4.32)暗示样品未受到地壳同化混染的明显影响。总体来说，铁马河辉绿岩样品虽然可能经历了地壳物质的同化混染，但地壳物质的加入量有限，辉绿岩的地球化学组分仍然可以大致反映源区特征。
5.2.2 结晶分异在不同的温压条件下，岩浆经历不同矿物的结晶分异作用可能形成不同的岩石组合类型。稀土配分模式显示，重稀土不显示明显亏损，表明不存在石榴石类矿物的分离结晶；Harker图解MgO和FeOT与CaO不显示相关性(图 7a，b)，说明不存在橄榄石类矿物、辉石类矿物的分离结晶；Sr和Mg#、CaO和Al2O3都不显示明显的相关性(图 7c，d)，表明不存在基性斜长石的分离结晶，另外在稀土配分曲线以及微量元素蛛网图中无明显的Sr、Eu负异常，也表明无基性斜长石的分离结晶；K2O和SiO2无明显线性关系，暗示无碱性长石的分离结晶(图 7e)；总体上SiO2和MgO#也无明显的线性关系(图 7f)，暗示铁马河辉绿岩的初始岩浆在演化过程中没有经历分离结晶作用，或分离结晶作用不明显。此外铁马河辉绿岩具有异常高的FeOT值(12.87%~14.66%)，表明铁马河辉绿岩形成过程中处于还原或氧逸度低的岩浆演化环境，该环境将延缓磁铁矿在岩浆演化中的晶出而致使残余岩浆中铁的富集(Jiang et al., 2001)。
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图 7 铁马河辉绿岩分离结晶作用图解 Fig. 7 Plots of fractional crystallization for Tiemahe diabase |
铁马河辉绿岩的稀土配分曲线以及微量元素蛛网图类似E-MORB，但是相对于典型的E-MORB，铁马河辉绿岩更富集轻稀土以及出现部分大离子亲石元素(K、Rb、Ba)的正异常，表明其具有一定的陆源特征，但是陆源物质同化混染的程度相对较低，低程度的同化混染以及结晶分异作用使其地球化学特征可能近似反映原生岩浆特征。
岩石全岩Sm-Nd同位素可较好揭示其岩石源区、地壳形成及其演化(DePaolo，1981)。在(87Sr/86Sr)i-t和εNd -t图解中(图 8)，铁马河辉绿岩的投点基本落在地幔区域或地幔演化线附件，表明其岩浆来自于未受地壳物质改造或轻微改造的软流圈地幔。(87Sr/86Sr)i值变化较大，可能因为地壳物质的加入，或后期流体的改造。辉绿岩的Nd模式年龄与结晶年龄几乎一致，表明辉绿岩岩浆来源于地幔源区，地壳物质的加入量很少。
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图 8 铁马河辉绿岩(87Sr/86Sr)i-t及εNd-t图解(底图据韩吟文和马振东，2003) Fig. 8 Diagrams of (87Sr/86Sr)i vs. t and εNd vs. t for Tiemahe diabase (after Han and Ma, 2003) |
铁马河辉绿岩微量元素蛛网图中无明显的Sr、Ba和Eu负异常，表明岩浆源区发生部分熔融时无斜长石残留。在稀土配分曲线中，重稀土平坦、轻重稀土分异不明显，表明源区可能也不存在石榴石残留相。Yb在石榴石中为相容元素，当岩浆源区存在石榴石二辉橄榄岩相部分熔融时，Yb、Sm、La的分异会很明显；而尖晶石二辉橄榄岩相部分熔融时，这些元素几乎不分异，特别是Yb和Sm(Xu et al., 2005)。铁马河辉绿岩的La/Yb和Sm/Yb值都相对偏小，且分异不明显，表明源区可能为尖晶石二辉橄榄岩相。Na/Ti的比值会随着熔融深度的变化而发生明显的变化(Putirka, 1999)，随着源区压力减小，Na在石榴石以及辉石中的相容性逐渐降低，但是Ti的相容性保持不变或增加(Kinzler，1997；Putirka，1999)。铁马河辉绿岩的Na/Ti值相对偏高(平均值为3.3)，指示源区深度相对较浅；石榴石出现的固相线压力最小在1.6~1.7GPa，而斜长石在固相线上不出现的压力约为1.7GPa (邓晋福等，2009)。因此，铁马河辉绿岩的形成压力可能至少小于1.7GPa，对应的岩浆形成深度应 < 60km。玄武岩类大地构造环境Th/Hf-Ta/Hf判别图(图 9a)和2Nb-Zr/4-Y构造环境判别图(图 9b)显示，铁马河辉绿岩的岩浆可能主要来自于软流圈，而不是岩石圈地幔。结合岩浆的形成深度，表明铁马河辉绿岩形成时该地区的岩石圈以及地壳处于减薄状态，而且减薄程度相对较大，其可能形成于大陆裂谷环境。相对于正常大陆裂谷基性岩，铁马河辉绿岩具有更亏损的地球化学特征，但是较洋中脊玄武岩又相对富集(徐义刚和钟孙霖，2001；孙书勤等，2003；肖龙等，2003；徐夕生和邱检生，2010)，表明该裂谷已经发育相对成熟。
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图 9 玄武岩类大地构造环境的Th/Hf-Ta/Hf (a, 底图据汪云亮等，2001)及2Nb-Zr/4-Y判别图(b, 底图据Meschede, 1986) Ⅰ-板块离散边缘N-MORB区；Ⅱ-板块会聚边缘(Ⅱ1-大洋岛弧玄武岩区；Ⅱ2-陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩区)；Ⅲ-大洋板内洋岛、海山玄武岩区及T-M ORB、E-MORB区；Ⅳ-大陆板内(Ⅳ1-陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区；Ⅳ2-陆内裂谷碱性玄武岩区；Ⅳ3-大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区)；Ⅴ-地幔热柱玄武岩区.A-板内碱性玄武岩；B-富集型洋中脊玄武岩；C-板内拉斑玄武岩；D-正常洋中脊玄武岩 Fig. 9 Th/Hf vs. Ta/Hf (a, modified after Wang et al., 2001) and 2Nb-Zr/4-Y (b, after Meschede, 1986) discriminate diagrams of tectonic setting of basalts |
最新的钻井资料表明，鄂尔多斯盆地的基底由副片麻岩、变粒岩、片岩和大理岩及花岗片麻岩等组成(Hu et al., 2013；Wan et al., 2013；Zhang et al., 2015)，经历了角闪岩到麻粒岩相变质作用(Wang et al., 2014；Gou et al., 2016；He et al., 2016；张成立等，2018)。通过对变质基底的研究，不断发现越来越多的结晶年龄约为2.0Ga的岩浆锆石(Hu et al., 2013；Wan et al., 2013；吴素娟等，2015；Zhang et al., 2015)，表明~2.0Ga期间，鄂尔多斯地块存在一期重要的岩浆事件。Kröner et al.(2014)认为这种同时代、同位素组成变化很大、有幔源或新生陆壳及古老陆壳物质源区花岗岩类的同时出现，多为岛弧环境岩浆作用的结果。张成立等(2018)结合盆地北部这类具岛弧地球化学特征的花岗岩类及Hf同位素变化较大的2.2~2.0Ga弧岩浆锆石，认为它们可能是北部孔兹岩系的主要物源提供者，并根据北部孔兹岩带和阴山地块无该期岩浆活动推断，鄂尔多斯地块北缘的大洋俯冲很可能是由北向南俯冲于其下，其北缘成为活动大陆边缘，并沉积了孔兹岩带碎屑岩类。杜利林等(2018)确定五台地区花岗岩的形成时代为2.2~2.1Ga，并认为中部带内大量出现2.2~2.1Ga的岩浆岩是古元古代中期(2.2~2.0Ga)岩浆活动的一个阶段；与同时期的基性岩墙群组成双峰式岩浆组合，和华北古元古代陆内裂谷活动有关(Duan et al., 2015；杨崇辉等，2017)。Zhai and Santosh(2011)认为2.2~2.0Ga岩浆作用与华北克拉通古元古代中期陆内裂谷有关，华北克拉通在新太古代末已初步完成了拼合，古元古代中期转入陆内裂谷阶段。杨崇辉等(2018)通过对华北克拉通地层研究表明，2.2~1.9Ga这一阶段的地层除孔兹岩系外，通常为变质火山-沉积岩系，且火山岩基本都具有双峰式火山岩特征，认为它们应该形成于伸展环境，形成于陆内裂谷环境而不是弧后盆地环境，反映华北克拉通可能从2.2Ga开始经历强烈的伸展活动，最终导致了原有基底的裂解。鄂尔多斯地块(华北克拉通西部陆块)西南部铁马河2.0Ga辉绿岩出露于地块内部，属于鄂尔多斯地块的古元古代基底，中-新生代期间由于六盘山构造带的活动而出露地表。该辉绿岩是迄今在鄂尔多斯地块西南缘露头区揭示的为数不多的2.0Ga的岩浆活动记录，与北部阴山地区，及中部造山带地区该时期的岩浆岩相比，铁马河辉绿岩形成于稳定地块基底环境，而非构造活动带。同时，在鄂尔多斯盆地由钻井揭示的长城系岩心中也发现2.2~2.0Ga的花岗质岩石和碎屑锆石(Wan et al., 2013; Zhang et al., 2015)，也进一步反映古元古代中期鄂尔多斯地块岩浆作用呈面状分布。铁马河辉绿岩的地球化学特征表明，其形成于伸展环境下，在这个时期华北克拉通西部地块(鄂尔多斯地块)与东部地块一致，整体处于伸展背景，暗示整个华北克拉通在2.0Ga期间存在广泛的裂解事件。古元古代期间在华北克拉通发育胶辽活动带、晋豫活动带和丰镇活动带(Zhai et al., 2019)的同时，在华北克拉通西南部可能发育局部的活动带。Yang et al.(2019)在华北克拉通东部发现了2.09Ga的镁铁质岩脉，该岩脉形成于亏损地幔源部分熔融引起的软流圈上涌作用；Duan et al. (2019)在河北东部和辽宁北部识别出来形成于~2.12Ga板内伸展环境的基性岩脉，并且认为该基性岩脉与华北克拉通中部造山带和胶-辽-吉带的岩浆事件基本一致；冯娟萍等(2020)报导了中条山区1838±32Ma的辉绿岩岩墙群。以上这些基性岩脉的形成时间和形成机制都与本文的辉绿岩相似，表明古元古代时期华北克拉通东部与西部可能具有类似的大地构造环境。
6 结论(1) 铁马河辉绿岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为2018±16Ma (MSWD =5.5)，为古元古代岩体。
(2) 铁马河辉绿岩的地球化学及同位素特征显示，其岩浆主要来源于软流圈，而非岩石圈地幔部分熔融的产物，地壳物质的同化混染量很少；根据实验岩石学的证据，岩浆源较浅，应该小于60km。
(3) 铁马河辉绿岩形成于陆内裂谷环境，与华北克拉通东部陆块在这一时期的伸展背景相一致，暗示整个华北克拉通在2.0Ga期间存在广泛的裂解事件。
致谢 感谢西北大学地质学系张成立教授、裴先治教授和秦江锋副教授在文章修改过程中提出的宝贵意见；感谢王居里教授在薄片鉴定过程中提供的帮助。
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