徐歡 羅金海** 任戰(zhàn)利 陳冠旭 李亦飛 尤佳

1.大陸動力學(xué)國家重點實驗室，西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，西安 7100692.長慶油田第二采油廠，慶陽 745000

華北克拉通是一個約有38億年漫長歷史的古老克拉通，它是由中亞造山帶(或興蒙造山帶)和祁連-秦嶺-大別造山帶圍限起來的一個早前寒武紀(jì)穩(wěn)定地塊(Liuetal., 1992; Johnetal., 2008; Wanetal., 2015)。華北克拉通的演化，經(jīng)歷了以下幾個主要階段：在太古代早期，初始陸核形成以后，通過小規(guī)模陸殼增長形成多個小陸塊；在新太古代2.7Ga左右，出現(xiàn)了一次大規(guī)模陸殼生長，并于～2.5Ga左右，這些太古代微陸塊發(fā)生拼合焊接、經(jīng)受強烈的陸殼改造和增生(Diwuetal., 2011; Zhai and Santosh, 2011; Zhai, 2014)，形成大量TTG和殼源花崗巖(沈其韓等，2005; 耿元生等，2010)，代表一次重要的克拉通化過程(翟明國，2011)。但是新太古代晚期的華北克拉通并未像世界其它克拉通一樣完全穩(wěn)定，在古元古代仍有小規(guī)模陸殼生長和進一步的陸殼分異(翟明國和彭澎，2007；翟明國等，2014)，如2.2～2.0Ga期間的裂谷活動(耿元生等，2006；Zhai and Santosh，2011；翟明國等，2014；楊崇輝等，2018)。在1.85Ga最終經(jīng)呂梁運動形成統(tǒng)一穩(wěn)定的基底(翟明國，2010，2011; Zhai and Santosh, 2011; Zhai, 2014)。Zhaoetal. (2005，2010，2012)系統(tǒng)研究總結(jié)了華北克拉通變質(zhì)基底的變質(zhì)演化特征，結(jié)合區(qū)域巖石組合、構(gòu)造變形、地球化學(xué)和同位素年代學(xué)等方面的差別，確定了北部孔茲巖帶、中部碰撞帶和膠-遼-吉帶等三條古元古代造山帶，提出華北克拉通在新太古代到古元古代期間存在西部陰山和鄂爾多斯以及東部龍崗和狼林等四個微陸塊。其中，西部陰山陸塊和鄂爾多斯陸塊于1.95Ga左右拼合，由一東西向孔茲巖帶焊接為西部陸塊；東部的龍崗地塊和狼林地塊于1.9Ga由膠-遼-吉活動帶拼合成東部陸塊；此后，東西兩大陸塊相互作用，西部陸塊自西向東俯沖于東部陸塊之下，在～1.85Ga左右會聚碰撞形成中部造山帶，并最終形成華北克拉通統(tǒng)一基底(Zhaoetal., 2001, 2005, 2012; Zhao and Zhai, 2013)。華北克拉通基底微陸塊的劃分證據(jù)主要來自中東部地區(qū)出露的各類基底巖石的綜合研究，但在現(xiàn)今大同-離石斷裂以西的西部陸塊，除北部陰山地塊和孔茲巖帶出露的基底結(jié)晶巖有較多研究和證據(jù)外，南部占華北克拉通面積近1/5 的鄂爾多斯地塊基底僅在小秦嶺地區(qū)有少量太華群出露，其余部分被巨厚的中元古代以來沉積蓋層覆蓋。對鄂爾多斯地塊相關(guān)碎屑鋯石U-Pb年齡的研究結(jié)果表明，鄂爾多斯地塊基底中存在2.2～2.0Ga和1.95～1.85Ga時期的構(gòu)造熱事件(張成立等，2018)，但是迄今為止還缺乏直接的基底巖石露頭證據(jù)；此外，對于西部陸塊的兩個組成地塊(陰山地塊和鄂爾多斯地塊)在1.95Ga拼合之前構(gòu)造環(huán)境的研究仍比較薄弱，兩個地塊之間開始拼合的時間目前還不能確定，因而西部地塊形成演化的研究還需要進一步完善。

鐵馬河輝綠巖出露于西部陸塊(華北克拉通)西南緣，該輝綠巖可能對鄂爾多斯地塊前寒武紀(jì)基底的形成和演化研究具有重要意義。本文以鄂爾多斯地塊西南緣鐵馬河輝綠巖為研究對象，通過地質(zhì)、地球化學(xué)和年代學(xué)研究，分析其巖石成因、構(gòu)造環(huán)境和大地構(gòu)造背景，為探討鄂爾多斯地塊以及整個華北克拉通在古元古代的演化提供新的地質(zhì)約束。

1 地質(zhì)背景

研究區(qū)處于鄂爾多斯地塊西南邊緣，出露臺地相震旦-奧陶系地層，因此研究區(qū)仍處于鄂爾多斯地塊內(nèi)部，但是相對陸塊核心部位而言，其構(gòu)造活動更加強烈。鄂爾多斯盆地東、西兩側(cè)分別被大同-離石斷裂和賀蘭-六盤山斷裂帶圍限，南側(cè)毗鄰秦嶺造山帶，內(nèi)部被厚達6000m的中新元古代-早古生代臺地相淺海碎屑巖和碳酸鹽沉積以及晚古生代-中新生代陸相碎屑巖覆蓋。其演化主要經(jīng)歷了中新元古代大陸裂谷階段、早古生代碳酸鹽巖臺地階段、晚古生代克拉通內(nèi)碎屑巖沉積階段、中生代擠壓撓曲階段以及新生代周緣斷陷發(fā)育階段(楊俊杰，2002)。與周圍構(gòu)造活動強烈的古老造山帶和新生代斷陷盆地相比，鄂爾多斯盆地內(nèi)部斷裂構(gòu)造不甚發(fā)育，以構(gòu)造活動較穩(wěn)定為特點。鄂爾多斯盆地自三疊紀(jì)以來一直處于掀斜構(gòu)造演化過程，在三疊紀(jì)末期、中侏羅世、侏羅紀(jì)末期和早白堊世末期分別發(fā)生了四次主要的抬升剝蝕事件(陳瑞銀等，2006)。

鐵馬河輝綠巖出露于陜西省隴縣新集川鄉(xiāng)保家山西鐵馬河西北地區(qū)(圖1)，采樣點坐標(biāo)：N35°3′35.4″、E106°34′38.6″。野外實地考察發(fā)現(xiàn)，巖體呈巖墻或巖塊零星出露，整體呈帶狀，分別與下白堊統(tǒng)紫紅色砂巖、泥巖和震旦系灰白色灰?guī)r接觸，由于第四系覆蓋嚴(yán)重，接觸關(guān)系不明(圖2a)，推測可能為斷層接觸。研究區(qū)內(nèi)斷裂發(fā)育(圖1)，斷裂多以脆性斷裂為主，呈NW-NWW向展布，目前主要表現(xiàn)為逆斷層，斷面上局部可見近水平的擦痕構(gòu)造，反映其復(fù)雜的演化歷史。該斷裂主要活動時期為燕山-喜山期，新近紀(jì)以來新構(gòu)造斷裂的特征比較明顯。此外，鐵馬河剖面上還出露一套正長花崗斑巖，車自成和王潤三(1985)根據(jù)正長花崗斑巖與圍巖的穿插關(guān)系認(rèn)為該巖體屬于新生代。本文作者在野外地質(zhì)調(diào)查時觀察到巖體與圍巖之間可能為斷層接觸關(guān)系，而非侵入關(guān)系。嚴(yán)陣(1985)根據(jù)單顆粒鋯石測年結(jié)果認(rèn)為正長花崗斑巖的形成時代為中元古代。本文作者利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年，獲得正長花崗斑巖的形成年齡為1814±12Ma，確定其為古元古代巖體(徐歡等，2014)。但是對于輝綠巖，目前還沒有系統(tǒng)的研究。

輝綠巖主要以巖株形式產(chǎn)出，露頭較小，野外破碎較強烈，存在一定蝕變。巖石整體呈灰綠色，塊狀構(gòu)造(圖2b)，具輝長輝綠結(jié)構(gòu)。主要礦物有基性斜長石，含量占整個巖石的45%，無色、板狀、半自形，長約0.5mm、寬約0.1mm，正低突起，正交鏡下一級灰白干涉色，聚片雙晶發(fā)育，部分表面發(fā)生蝕變; 單斜輝石含量約為35%，淺褐色，半自形柱狀，長寬大致一樣，約0.5mm，可見兩組近乎垂直的解理，正高突起，具二級黃干涉色；次要礦物為綠泥石，含量為10%，多色性較明顯， 淡綠色或黃綠色， 片狀集合體，正突起低，正交光下呈現(xiàn)一級藍(lán)干涉色，綠泥石主要為輝石蝕變產(chǎn)物; 副礦物為磁鐵礦，含量約5%，黑色，不透明(圖2c, d)。

圖1 隴縣鐵馬河地區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)地質(zhì)部陜西省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量大隊二十五分隊，1967(1)地質(zhì)部陜西省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量大隊二十五分隊. 1967. 1/20萬隴縣幅地質(zhì)礦產(chǎn)圖；車自成和王潤三,1985修改)

Q-第四系；K1-下白堊統(tǒng)；T3y-上三疊統(tǒng)延長組；O2-中奧陶統(tǒng)；O1-下奧陶統(tǒng)；∈3-上寒武統(tǒng)；∈2-中寒武統(tǒng)；Z-震旦系；Pt1γπ-古元古代正長花崗斑巖；Pt1βμ-古元古代輝綠巖；LPF-六盤山斷裂

Fig.1 Geological map of Tiemahe and its adjacent area in Longxian County (modified after Che and Wang, 1985)

圖2 鐵馬河剖面輝綠巖野外露頭(a、b)及顯微照片(c、d)

圖3 鐵馬河輝綠巖TAS圖解(a，底圖據(jù)Middlemost, 1994)及SiO2-FeOT/MgO圖解(b，底圖據(jù)Irvine and Baragar, 1971)

2 分析方法

輝綠巖樣品的主量和微量元素、Sr-Nd同位素、鋯石陰極發(fā)光照相、鋯石U-Pb同位素分析等均在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點實驗室完成，鋯石挑選工作在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室完成。其中，樣品主量元素的測定在日本理學(xué)RIX2100XRF儀上完成，元素分析誤差<5%。樣品微量元素在美國Perkin Elmer公司Elan6100DRC型電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)上分析測定，多數(shù)微量元素的分析精度優(yōu)于5%。巖石Sr-Nd同位素采用英國Nu Instrument公司生產(chǎn)的Nu Plasma多接收等離子體質(zhì)譜儀測定。Sr同位素測試用86Sr/88Sr=0.1194按照指數(shù)法則進行內(nèi)部校正，全流程過程本底小于20pg；Nd同位素測試分析用146Nd/144Nd = 0.7219按照指數(shù)法則進行內(nèi)部校正，全流程過程本底小于20pg。

用于測年分析的鋯石在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室挑選，鋯石陰極發(fā)光照相(CL)采用美國Gatan公司的Mono CL3+X型陰極熒光探頭。鋯石U-Pb同位素分析在四極桿ICP-MS Elan6100DRC上進行測定。激光剝蝕系統(tǒng)是德國MicroLas公司生產(chǎn)的GeoLas200M。激光束斑直徑為30μm，激光脈沖10Hz，能量32～36MJ。同位素組成采用美國哈佛大學(xué)礦物博物館的標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500進行外標(biāo)校正。采用Glitter和Isoplot進行數(shù)據(jù)處理和作圖。

3 地球化學(xué)特征

3.1 輝綠巖主量元素地球化學(xué)

鐵馬河輝綠巖的主量和微量元素地球化學(xué)測試結(jié)果見表1。樣品的燒失量較大(3.46%～4.99%，平均4.02%)，說明樣品經(jīng)歷了較強的蝕變作用。本文在采用輝綠巖主量元素數(shù)據(jù)時都已進行過燒失量校正。

輝綠巖相對富集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%)相對較低；Al2O3的含量略微偏低(13.83%～15.48%)，P2O5含量為0.12%～0.19%。Mg#為52.1～56.8，暗示后期的巖漿演化程度可能比較弱。在TAS圖解中，主體落在輝長巖范圍，2個點落在二長輝長巖范圍內(nèi)(圖3a)。SiO2-FeOT/MgO圖解顯示鐵馬河輝綠巖屬于拉斑玄武巖系列(圖3b)。

3.2 輝綠巖微量元素特征

球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(圖4a)顯示，輝綠巖具有右傾的REE分布模式：富集輕稀土(LREE)，重稀土(HREE)平坦，(La/Yb)N比值為3.33～3.93，沒有明顯的Eu異常 (δEu=0.87～1.05，平均值為0.98)。稀土配分曲線與富集型大洋中脊玄武巖(E-MORB)相似，但輕稀土含量總體相對較高。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖4b)，鐵馬河輝綠巖微量元素特征與E-MORB基本相似，高場強元素(HFSE)相對于E-MORB不顯異常，大離子親石元素(LILE)K、Rb、Ba相對E-MORB顯示富集；另外Pb含量相對較高，可能與流體作用有關(guān)；無明顯Sr異常。

表1 鐵馬河輝綠巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結(jié)果

Table 1 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of diabase from Tiemahe

樣品號16LP0916LP1016LP1216LP1314LP1414LP1514LP1614LP1714LP1814LP19SiO248.4047.5848.4147.7047.1747.9847.9148.2748.8248.33TiO21.601.351.371.421.351.401.261.491.541.44Al2O313.3514.0614.8613.9813.8213.9814.3114.0913.8813.48Fe2OT314.1512.9512.4013.1512.8012.8612.3713.1613.2313.04MnO0.310.240.230.180.250.220.180.190.180.19MgO6.617.305.956.576.536.576.546.436.296.88CaO6.168.017.087.987.296.738.047.116.367.11Na2O4.573.894.043.263.573.743.443.624.013.73K2O0.720.341.021.451.631.371.431.251.571.26P2O50.180.120.170.120.130.150.150.160.160.14LOI3.463.704.003.784.994.553.904.073.494.24Total99.5199.5499.5399.5999.5399.5599.5399.8499.5399.84Mg#52.156.852.853.854.354.455.253.252.655.1Li47.355.862.171.581.394.567.570.464.484.7Be0.940.650.880.820.870.810.790.850.940.85Sc40.041.233.738.939.037.336.636.138.639.6V304311243348292297270309328321Cr71.9123114115135126135127105125Co54.953.648.151.949.049.764.649.148.049.9Ni45.467.964.874.477.572.675.472.658.872.5Cu81.121940.250.461.870.152.243.947.365.1Zn131111241262313380181209140212Ga18.416.618.317.516.917.017.017.517.516.6Ge1.441.611.541.691.661.801.581.621.731.81Rb20.712.743.764.278.562.863.153.367.055.7Sr157205199230211218233241180215Y24.417.720.918.917.719.019.120.721.520.2Zr11068.995.792.680.285.085.995.010189.1Nb12.98.2211.19.188.859.539.4410.711.49.99Cs0.752.777.263.842.395.444.633.557.345.55Ba425242367503458497517436681471La13.27.8110.39.198.109.459.9411.011.510.2Ce29.718.924.822.020.123.223.723.826.124.2Pr3.962.523.252.862.673.033.103.303.463.20Nd17.611.414.412.512.013.513.714.615.314.1Sm4.232.873.543.083.003.293.323.523.703.40Eu1.331.011.121.110.891.091.181.191.141.15Gd4.453.123.773.313.273.533.573.773.953.68Tb0.730.520.610.550.540.570.580.610.640.60Dy4.503.193.783.423.313.543.563.794.013.73Ho0.900.650.770.700.670.710.720.770.810.76Er2.591.852.212.011.912.042.052.212.332.16Tm0.370.250.300.280.270.290.280.310.330.30Yb2.431.682.011.891.751.851.862.012.152.00Lu0.360.250.300.280.260.280.280.300.320.30Hf2.871.852.522.462.122.272.282.542.692.38Ta0.800.520.680.610.570.610.610.680.710.64Pb13.811.211110310614810211639.5114Th1.160.691.191.180.991.071.091.201.321.11U0.470.290.570.800.700.890.700.580.790.90δEu0.941.030.941.060.870.981.051.000.911.00

表2 鐵馬河輝綠巖Sr-Nd同位素組成

Table 2 Sr and Nd isotopic compositions of Tiemahe diabase

樣品號87Rb/86Sr87Sr/86Sr±2σ147Sm/144Nd143Nd/144Nd±2σεNd(t)(87Sr/86Sr)itDM1 (Ga)tDM2 (Ga)16LP150.8360.727911±120.14730.512231±64.780.7038170142.102.0616LP160.7850.725361±90.14660.512221±64.760.702749182.102.0616LP170.6400.724821±80.14530.512217±85.020.7063934082.072.0416LP181.0790.731430±150.14670.512200±74.330.7003350282.152.0916LP190.7510.725925±120.14610.512234±45.140.7043023982.062.03

圖4 鐵馬河輝綠巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分稀土元素模式圖(a)及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石值據(jù)Boynton, 1984；原始地幔值及E-MORB據(jù)Sun and McDonough, 1989)

圖5 鐵馬河輝綠巖鋯石CL圖像

3.3 輝綠巖Sr-Nd同位素組成

在測試了主微量元素的樣品中隨機選擇5件樣品(16LP15、16、17、18、19)進行Sr-Nd同位素分析， 分析結(jié)果見表2。樣品的(87Sr/86Sr)i值為0.7003～0.7064，εNd(t)為正值(其中t是輝綠巖的結(jié)晶年齡)且變化范圍在5.14～4.33之間，Nd同位素一階段模式年齡tDM1為2.06～2.15Ga，與下文將要說到的巖體的結(jié)晶年齡大概相同。

表3 鐵馬河輝綠巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年分析結(jié)果

Table 3 Zircon U-Pb isotopic data obtained by LA-ICP-MS for Tiemahe diabase

測點號Pb?232Th238U(×10-6)Th/U207Pb/206Pb207Pb/235U206Pb/238U207Pb/206Pb(Ma)207Pb/235U(Ma)206Pb/238U(Ma)比值1σ比值1σ比值1σ年齡1σ年齡1σ年齡1σ1169.912.26460.60.020.122230.001195.725420.04180.339710.0022198918193561885112145.326.31383.40.070.123990.001265.723080.044560.334780.00221201419193571861113213.161.99681.60.090.11930.001214.505760.035330.273920.001741946181732715619436.2549.9092.250.540.120840.001895.269030.063680.316160.002891969101864101771146164.752.94459.60.110.121310.001245.304480.041880.317120.00207197619187071776108227.7109.2584.10.180.121810.001235.629620.043940.33520.002141983181921718641010171.135.06440.30.080.121070.001225.550490.042630.33250.002161972181908718501011223.266.69548.10.120.122560.001216.007520.04520.355520.002261994181977719611112162.339.96417.50.100.120430.001235.470480.042870.329460.002141963191896718361013255.383.63676.70.110.119790.001215.170720.04030.313070.002011953181848717561014160.945.99379.80.120.124830.001286.285690.049530.36520.00242026192016720071115215.157.25482.40.120.122230.001455.721160.053430.339480.002471989221935818841216173.9107.1486.80.190.124430.001535.221180.052380.304320.002182021221856917131117145.27.700500.60.010.117040.001223.961780.032030.24550.0016191119162671415818134.191.69340.40.250.12580.001525.56690.054440.320960.002282040221911817941119220.675.93626.20.120.122290.001365.107450.044660.302910.002071990201837717061020249.683.88696.30.120.121430.001285.178160.042630.309270.002051977191849717371022203.256.90495.20.110.122350.001466.058050.049530.359030.0025199171984719781223113.65.350278.50.020.123560.001486.268440.051470.367860.00257200872014720191225188.954.47489.90.110.121040.001225.568740.043320.333670.002151972181911718561026229.477.64685.80.110.120910.001194.865380.03660.291850.00185197018179661651927174.752.03424.10.120.121780.001245.906150.046190.351740.002281982191962719431128109.012.11284.40.050.123690.001365.679450.04830.333010.002332010201928718531129202.870.05585.00.120.121630.001395.084160.045960.303170.002121980211833817071030158.444.83455.80.100.12230.001395.195570.046180.30810.002171990211852817311131161.150.11594.60.080.116260.001453.819020.038950.238240.00172190023159781378932206.975.50693.40.110.118940.001234.29880.034670.262130.00169194019169371501934187.936.50556.90.070.12550.001325.192750.042350.300080.0022036191851716921037133.849.26330.10.200.126270.001586.024960.060630.346060.002582047231979919161239257.693.81657.50.140.122960.001225.623280.043290.33170.002092000181920718471040231.760.71579.40.110.129220.001266.215070.046280.348840.002212087182007719291141191.059.54458.20.120.121750.001235.967510.046660.355480.002291982181971719611142109.821.20332.10.040.122330.001595.279450.054270.3130.002491991241866917551243217.339.98693.00.060.122050.001174.676970.03370.277910.00175198617176361581944168.719.44390.20.030.125070.001366.067090.050440.351820.002462030201986719431245178.030.27466.60.070.12150.00135.493160.045480.327910.002221978191900718281146251.277.43655.30.120.120920.00125.532080.042310.33180.00211970181906718471048190.463.82544.20.120.122990.001275.103910.041040.300980.0019620001918377169610

注：表中Pb*表示放射成因Pb

圖6 鐵馬河輝綠巖鋯石U-Pb年齡諧和圖

4 鋯石U-Pb年代學(xué)特征

本文分別對輝綠巖樣品(樣品號16LP11)中挑選出來的48顆鋯石進行了48個點位的LA-ICP-MS U-Pb定年，剔除明顯不諧和的測點之后剩余38個有效測點，測點數(shù)據(jù)見表3。鋯石主體呈自形或半自形柱狀，大小差別比較大，顆粒長100～40μm、寬70～30μm，CL圖像整體較暗，發(fā)光性不均一，環(huán)帶較寬且不封閉或不顯環(huán)帶，顯示基性巖原生鋯石特征(圖5)。鋯石的Th/U比值較小，但是變化范圍比較大(0.01～0.54)(表3)。雖然部分鋯石的Th/U比值可能落入了變質(zhì)鋯石范圍(0.002～ 0.320，Rubatto, 2002)，但這很可能是由于鋯石形成以后U-Th-Pb有部分丟失或流體作用改造造成的，因為鋯石稀土元素具明顯Ce正異常、Eu負(fù)異常及重稀土富集、輕稀土虧損的稀土譜型(圖略)，屬于典型巖漿成因鋯石(Belousovaetal.，2002)。38個有效測點的年齡數(shù)據(jù)可以拉出一條很好的不一致線，獲得上交點年齡2018±16Ma (MSWD=5.5)(圖6)，加權(quán)平均年齡2010±13Ma (n=2，MSWD=0.79)，兩者在誤差范圍內(nèi)基本一致，因此可以用上交點年齡2018±16Ma代表鐵馬河輝綠巖的結(jié)晶年齡。

5 討論

5.1 鐵馬河輝綠巖形成時代分析

前人根據(jù)巖漿巖與“圍巖”的接觸關(guān)系將鐵馬河輝綠巖與正長花崗斑巖的形成時代確定為白堊紀(jì)晚期到古近紀(jì)早期(車自成和王潤三，1985)。本文作者在野外地質(zhì)考察時注意到，巖體與周圍地層的接觸關(guān)系一般都被第四系覆蓋，局部以斷層接觸，且正長花崗斑巖與輝綠巖在剖面上無直接接觸關(guān)系，難以根據(jù)接觸關(guān)系間接確定巖體的形成時代。為此，我們前期對正長花崗斑巖進行了鋯石年代學(xué)研究，利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年法，獲得鐵馬河剖面正長花崗斑巖的形成年齡為1814±12Ma，從而確定其為古元古代巖體(徐歡等，2014)。本文對輝綠巖進行的LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年，獲得了一條很好的不一致線，并且獲得上交點年齡2018±16Ma。鋯石CL圖像顯示(圖5)。輝綠巖中鋯石具有弱的發(fā)光性，該特征與其U含量較高有關(guān)，這是基性巖鋯石的普遍特征；部分鋯石甚至可能經(jīng)過了一定的蛻晶化改造，其震蕩環(huán)帶遭到破壞，并且導(dǎo)致Th/U值明顯偏低。流體中一般富U貧Th (Rowleyetal.，1997；Mojzsis and Harrison，2002)，流體作用對鋯石的改造會使鋯石具有極低的Th/U比值及其局部蛻晶化特征。微量元素蛛網(wǎng)圖中Pb的正異常也說明了可能存在流體作用。因此，輝綠巖中部分鋯石低的Th/U比值可能與U、Th、Pb丟失以及流體作用的改造作用有關(guān)。另外，Nd同位素一階段模式年齡tDM以及鋯石U-Pb上交點年齡二者在誤差范圍內(nèi)基本一致，反映上交點年齡(2018±16Ma)即為輝綠巖巖漿從地幔中的分離時間，也反映輝綠巖的結(jié)晶時間。

5.2 鐵馬河輝綠巖成因分析

一般認(rèn)為大陸背景下的玄武質(zhì)巖漿成分取決于地幔溫度、巖石圈厚度、部分熔融程度、源區(qū)成分以及在上升過程中的地殼混染和結(jié)晶分異作用等，上述因素在特定的區(qū)域和時間對玄武質(zhì)巖漿所起的作用不同。

圖7 鐵馬河輝綠巖分離結(jié)晶作用圖解

圖8 鐵馬河輝綠巖 (87Sr/86Sr)i-t及εNd-t圖解(底圖據(jù)韓吟文和馬振東，2003)

5.2.1 同化混染

鐵馬河輝綠巖具有與E-MORB類似的稀土配分曲線和微量元素蛛網(wǎng)圖；不顯異常的高場強元素以及相對富集的大離子親石元素(K、Rb、Ba)暗示輝綠巖可能經(jīng)歷地殼物質(zhì)的混染，但是地殼物質(zhì)的加入量非常有限。利用元素的豐度比值可以區(qū)分在不同構(gòu)造環(huán)境下形成的巖體，尤其可以利用相容性相差較大的兩種不活動元素的比值來判斷巖漿源區(qū)和地殼混染程度，如Zr/Nb值、La/Nb值和Ba/Nb值。鐵馬河輝綠巖的Zr/Nb值為8.39～10.08、La/Nb值為0.91～1.05、Ba/Nb值為29.49～59.68，隨著不相容程度的增加，元素比值越來越接近陸殼含量(大陸地殼Zr/Nb=16.2、La/Nb=2.2、Ba/Nb=54，Weaver，1991)，表明其侵位過程中經(jīng)歷了地殼物質(zhì)的同化混染，但僅不相容程度特別高的元素含量發(fā)生了變化，說明同化混染程度相對較低。大洋玄武巖的Nb/U平均值為52±15(Hofmannetal., 1986；Hofmann, 2007)，明顯高于地殼的比值(6.2，Rudnick and Gao，2003)，因此低的Nb/U比值可以反映地殼的同化混染。鐵馬河輝綠巖的Nb/U比值變化范圍比較大(10.68～28.42)，低于大洋玄武巖，但都高于地殼比值，暗示輝綠巖樣品可能存在地殼混染。鐵馬河輝綠巖正的εNd(t)值(+5.14～+4.32)暗示樣品未受到地殼同化混染的明顯影響。總體來說，鐵馬河輝綠巖樣品雖然可能經(jīng)歷了地殼物質(zhì)的同化混染，但地殼物質(zhì)的加入量有限，輝綠巖的地球化學(xué)組分仍然可以大致反映源區(qū)特征。

5.2.2 結(jié)晶分異

在不同的溫壓條件下，巖漿經(jīng)歷不同礦物的結(jié)晶分異作用可能形成不同的巖石組合類型。稀土配分模式顯示，重稀土不顯示明顯虧損，表明不存在石榴石類礦物的分離結(jié)晶；Harker圖解MgO和FeOT與CaO不顯示相關(guān)性(圖7a，b)，說明不存在橄欖石類礦物、輝石類礦物的分離結(jié)晶；Sr和Mg#、CaO和Al2O3都不顯示明顯的相關(guān)性(圖7c，d)，表明不存在基性斜長石的分離結(jié)晶，另外在稀土配分曲線以及微量元素蛛網(wǎng)圖中無明顯的Sr、Eu負(fù)異常，也表明無基性斜長石的分離結(jié)晶；K2O和SiO2無明顯線性關(guān)系，暗示無堿性長石的分離結(jié)晶(圖7e)；總體上SiO2和MgO#也無明顯的線性關(guān)系(圖7f)，暗示鐵馬河輝綠巖的初始巖漿在演化過程中沒有經(jīng)歷分離結(jié)晶作用，或分離結(jié)晶作用不明顯。此外鐵馬河輝綠巖具有異常高的FeOT值(12.87%～14.66%)，表明鐵馬河輝綠巖形成過程中處于還原或氧逸度低的巖漿演化環(huán)境，該環(huán)境將延緩磁鐵礦在巖漿演化中的晶出而致使殘余巖漿中鐵的富集(Jiangetal.，2001)。

圖9 玄武巖類大地構(gòu)造環(huán)境的Th/Hf-Ta/Hf (a, 底圖據(jù)汪云亮等，2001)及2Nb-Zr/4-Y判別圖(b, 底圖據(jù)Meschede, 1986)

5.2.3 巖漿源區(qū)及形成環(huán)境

鐵馬河輝綠巖的稀土配分曲線以及微量元素蛛網(wǎng)圖類似E-MORB，但是相對于典型的E-MORB，鐵馬河輝綠巖更富集輕稀土以及出現(xiàn)部分大離子親石元素(K、Rb、Ba)的正異常，表明其具有一定的陸源特征，但是陸源物質(zhì)同化混染的程度相對較低，低程度的同化混染以及結(jié)晶分異作用使其地球化學(xué)特征可能近似反映原生巖漿特征。

巖石全巖Sm-Nd 同位素可較好揭示其巖石源區(qū)、地殼形成及其演化(DePaolo，1981)。在 (87Sr/86Sr)i-t和εNd-t圖解中(圖8)，鐵馬河輝綠巖的投點基本落在地幔區(qū)域或地幔演化線附件，表明其巖漿來自于未受地殼物質(zhì)改造或輕微改造的軟流圈地幔。(87Sr/86Sr)i值變化較大，可能因為地殼物質(zhì)的加入，或后期流體的改造。輝綠巖的Nd模式年齡與結(jié)晶年齡幾乎一致，表明輝綠巖巖漿來源于地幔源區(qū)，地殼物質(zhì)的加入量很少。

鐵馬河輝綠巖微量元素蛛網(wǎng)圖中無明顯的Sr、Ba 和Eu負(fù)異常，表明巖漿源區(qū)發(fā)生部分熔融時無斜長石殘留。在稀土配分曲線中，重稀土平坦、輕重稀土分異不明顯，表明源區(qū)可能也不存在石榴石殘留相。Yb在石榴石中為相容元素，當(dāng)巖漿源區(qū)存在石榴石二輝橄欖巖相部分熔融時，Yb、Sm、La的分異會很明顯；而尖晶石二輝橄欖巖相部分熔融時，這些元素幾乎不分異，特別是Yb和Sm(Xuetal., 2005)。鐵馬河輝綠巖的La/Yb和Sm/Yb值都相對偏小，且分異不明顯，表明源區(qū)可能為尖晶石二輝橄欖巖相。Na/Ti的比值會隨著熔融深度的變化而發(fā)生明顯的變化(Putirka, 1999)，隨著源區(qū)壓力減小，Na在石榴石以及輝石中的相容性逐漸降低，但是Ti的相容性保持不變或增加(Kinzler，1997；Putirka，1999)。鐵馬河輝綠巖的Na/Ti值相對偏高(平均值為3.3)，指示源區(qū)深度相對較淺；石榴石出現(xiàn)的固相線壓力最小在1.6～1.7GPa，而斜長石在固相線上不出現(xiàn)的壓力約為1.7GPa (鄧晉福等，2009)。因此，鐵馬河輝綠巖的形成壓力可能至少小于1.7GPa，對應(yīng)的巖漿形成深度應(yīng)<60km。玄武巖類大地構(gòu)造環(huán)境Th/Hf-Ta/Hf判別圖(圖9a)和2Nb-Zr/4-Y構(gòu)造環(huán)境判別圖(圖9b)顯示，鐵馬河輝綠巖的巖漿可能主要來自于軟流圈，而不是巖石圈地幔。結(jié)合巖漿的形成深度，表明鐵馬河輝綠巖形成時該地區(qū)的巖石圈以及地殼處于減薄狀態(tài)，而且減薄程度相對較大，其可能形成于大陸裂谷環(huán)境。相對于正常大陸裂谷基性巖，鐵馬河輝綠巖具有更虧損的地球化學(xué)特征，但是較洋中脊玄武巖又相對富集(徐義剛和鐘孫霖，2001；孫書勤等，2003；肖龍等，2003；徐夕生和邱檢生，2010)，表明該裂谷已經(jīng)發(fā)育相對成熟。

5.3 區(qū)域大地構(gòu)造分析

最新的鉆井資料表明，鄂爾多斯盆地的基底由副片麻巖、變粒巖、片巖和大理巖及花崗片麻巖等組成(Huetal.，2013；Wanetal.，2013；Zhangetal.，2015)，經(jīng)歷了角閃巖到麻粒巖相變質(zhì)作用(Wangetal.，2014；Gouetal.，2016；Heetal.，2016；張成立等，2018)。通過對變質(zhì)基底的研究，不斷發(fā)現(xiàn)越來越多的結(jié)晶年齡約為2.0Ga的巖漿鋯石(Huetal.，2013；Wanetal.，2013；吳素娟等，2015；Zhangetal.，2015)，表明～2.0Ga期間，鄂爾多斯地塊存在一期重要的巖漿事件。Kr?neretal.(2014)認(rèn)為這種同時代、同位素組成變化很大、有幔源或新生陸殼及古老陸殼物質(zhì)源區(qū)花崗巖類的同時出現(xiàn)，多為島弧環(huán)境巖漿作用的結(jié)果。張成立等(2018)結(jié)合盆地北部這類具島弧地球化學(xué)特征的花崗巖類及Hf同位素變化較大的2.2～2.0Ga弧巖漿鋯石，認(rèn)為它們可能是北部孔茲巖系的主要物源提供者，并根據(jù)北部孔茲巖帶和陰山地塊無該期巖漿活動推斷，鄂爾多斯地塊北緣的大洋俯沖很可能是由北向南俯沖于其下，其北緣成為活動大陸邊緣，并沉積了孔茲巖帶碎屑巖類。杜利林等(2018)確定五臺地區(qū)花崗巖的形成時代為2.2～2.1Ga，并認(rèn)為中部帶內(nèi)大量出現(xiàn)2.2～2.1Ga 的巖漿巖是古元古代中期(2.2～2.0Ga)巖漿活動的一個階段；與同時期的基性巖墻群組成雙峰式巖漿組合，和華北古元古代陸內(nèi)裂谷活動有關(guān)(Duanetal.，2015；楊崇輝等，2017)。Zhai and Santosh(2011)認(rèn)為2.2～2.0Ga巖漿作用與華北克拉通古元古代中期陸內(nèi)裂谷有關(guān)，華北克拉通在新太古代末已初步完成了拼合，古元古代中期轉(zhuǎn)入陸內(nèi)裂谷階段。楊崇輝等(2018)通過對華北克拉通地層研究表明，2.2～1.9Ga這一階段的地層除孔茲巖系外，通常為變質(zhì)火山-沉積巖系，且火山巖基本都具有雙峰式火山巖特征，認(rèn)為它們應(yīng)該形成于伸展環(huán)境，形成于陸內(nèi)裂谷環(huán)境而不是弧后盆地環(huán)境，反映華北克拉通可能從2.2Ga開始經(jīng)歷強烈的伸展活動，最終導(dǎo)致了原有基底的裂解。鄂爾多斯地塊(華北克拉通西部陸塊)西南部鐵馬河2.0Ga輝綠巖出露于地塊內(nèi)部，屬于鄂爾多斯地塊的古元古代基底，中-新生代期間由于六盤山構(gòu)造帶的活動而出露地表。該輝綠巖是迄今在鄂爾多斯地塊西南緣露頭區(qū)揭示的為數(shù)不多的2.0Ga的巖漿活動記錄，與北部陰山地區(qū)，及中部造山帶地區(qū)該時期的巖漿巖相比，鐵馬河輝綠巖形成于穩(wěn)定地塊基底環(huán)境，而非構(gòu)造活動帶。同時，在鄂爾多斯盆地由鉆井揭示的長城系巖心中也發(fā)現(xiàn)2.2～2.0Ga的花崗質(zhì)巖石和碎屑鋯石(Wanetal.，2013; Zhangetal.，2015)，也進一步反映古元古代中期鄂爾多斯地塊巖漿作用呈面狀分布。鐵馬河輝綠巖的地球化學(xué)特征表明，其形成于伸展環(huán)境下，在這個時期華北克拉通西部地塊(鄂爾多斯地塊)與東部地塊一致，整體處于伸展背景，暗示整個華北克拉通在2.0Ga期間存在廣泛的裂解事件。古元古代期間在華北克拉通發(fā)育膠遼活動帶、晉豫活動帶和豐鎮(zhèn)活動帶(Zhaietal.，2019)的同時，在華北克拉通西南部可能發(fā)育局部的活動帶。Yangetal.(2019)在華北克拉通東部發(fā)現(xiàn)了2.09Ga的鎂鐵質(zhì)巖脈，該巖脈形成于虧損地幔源部分熔融引起的軟流圈上涌作用；Duanetal. (2019)在河北東部和遼寧北部識別出來形成于～2.12Ga板內(nèi)伸展環(huán)境的基性巖脈，并且認(rèn)為該基性巖脈與華北克拉通中部造山帶和膠-遼-吉帶的巖漿事件基本一致；馮娟萍等(2020)報導(dǎo)了中條山區(qū)1838±32Ma的輝綠巖巖墻群。以上這些基性巖脈的形成時間和形成機制都與本文的輝綠巖相似，表明古元古代時期華北克拉通東部與西部可能具有類似的大地構(gòu)造環(huán)境。

6 結(jié)論

(1)鐵馬河輝綠巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為2018±16Ma (MSWD =5.5)，為古元古代巖體。

(2)鐵馬河輝綠巖的地球化學(xué)及同位素特征顯示，其巖漿主要來源于軟流圈，而非巖石圈地幔部分熔融的產(chǎn)物，地殼物質(zhì)的同化混染量很少；根據(jù)實驗巖石學(xué)的證據(jù)，巖漿源較淺，應(yīng)該小于60km。

(3)鐵馬河輝綠巖形成于陸內(nèi)裂谷環(huán)境，與華北克拉通東部陸塊在這一時期的伸展背景相一致，暗示整個華北克拉通在2.0Ga期間存在廣泛的裂解事件。

致謝感謝西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系張成立教授、裴先治教授和秦江鋒副教授在文章修改過程中提出的寶貴意見；感謝王居里教授在薄片鑒定過程中提供的幫助。