鄂尔多斯地块西南缘中元古代玄武安山岩地球化学特征及其构造意义

高山林，刘士林，张仲培

1) 中国石油化工股份有限公司油田事业部，北京，100728；
2) 中国石化石油勘探开发研究院，北京，100083

内容提要：铁马河玄武安山岩位于鄂尔多斯地块西南缘，沿六盘山东麓断裂带出露。岩石发育气孔和杏仁状构造，具有斑状结构—间隐结构，斑晶主要为长条状斜长石和少量蚀变暗色矿物。岩石地球化学呈现富Na2O、FeOT、Al2O3，贫MgO、TiO2、K2O的特点，稀土配分曲线为右倾轻稀土富集型，LREE/ HREE=6.50～7.01，(La/Yb)N为5.62～7.14，富集Ba、Th、U、K等大离子亲石元素，Nb、Sr和Ti相对亏损，δEu= 0.69～0.91。样品[n(87Sr)/n(86Sr)]i为0.70587～0.70934，εNd(t)介于-6.9 ～ -4.8，TDM为2562～2730 Ma，Nb/Ta(6.60～8.25)低于大陆地壳的平均值，指示了受俯冲流体改造的古老富集地幔参与了岩浆形成。SHRIMP锆石U-Pb定年结果显示铁马河玄武安山岩形成于中元古代早期(～1740 Ma)，其形成与研究区中元古代早期陆内伸展作用引起的古老岩石圈地幔减压熔融有关，是华北克拉通陆内裂谷发育过程在鄂尔多斯地块西南缘的体现。

古元古代晚期至中元古代早期华北克拉通发育多个裂谷带(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)，并伴有大规模性火山活动，如南部裂谷带熊耳群火山岩及碱性花岗岩等(Zhao Taiping et al., 2002；
柳晓艳等，2011；
Cui Minli et al., 2013；
Deng Xiaoqin et al., 2016；
Xue Shuo et al., 2018)、中部造山带基性岩墙群、中基性喷发岩和花岗岩(徐勇航等，2007；
Wang Yuejun et al., 2008；
胡国辉等, 2010；
Zhao Jiao et al., 2018)，东部燕辽裂谷带岩墙群和斜长岩杂岩体(Hou Guiting et al., 2006；
杨进辉等，2005；
Zhang Shuanghong et al., 2007；
Zhao Taiping et al., 2009；
Yang Qiongyan et al., 2014)，北部渣尔泰—白云鄂博裂谷带1750 Ma中基性火山岩(刘超辉和刘福来，2015)。鄂尔多斯地块西部发育贺兰—六盘山、银川—杭锦旗、环县—定边、晋—豫—陕等数条不同规模的裂谷，沉积厚度不等的长城系展布受同沉积伸展断层控制(陈友智等，2016；
包洪平等，2019)。对现今覆盖区裂谷带的确认主要基于重磁资料、区域性地震剖面和少量钻井资料，以及相继发现的1.85～1.75 Ga的泾源花岗斑岩、陇县白家沟花岗斑岩及保家山铁马河剖面安沟钾长花岗岩等的地球化学特征分析(高山林等，2013；
徐欢等，2014；
尤佳等，2014；
Wang Xingying et al., 2020；
Pang Lanyin et al., 2021)(图1)。徐欢(2019)在铁马河剖面发现了约2018±16 Ma的辉绿岩，但小于1.85 Ga的中基性喷出岩未见报道。本文报道的玄武质安山岩位于贺兰—六盘山裂谷带南段宝鸡市陇县新集川乡以西大约17 km的铁马河村二线子附近(N35°02′46.7″，E106°35′07.0″)，空间上与前人报道的1.85～1.75 Ga花岗岩处于同一断裂带。文章对该处玄武质安山岩进行了岩石学、地球化学和锆石U-Pb年代学分析，探讨了其成因与构造背景，为进一步完善华北克拉通西部鄂尔多斯地块元古代构造演化认识提供了新的证据。

图1 鄂尔多斯地块西南缘铁马河及邻区地质构造简图(a)和铁马河玄武安山岩露头区地质简图(b)(据1∶20万陇县幅和香泉幅地质矿产图简化)

研究区位于鄂尔多斯地块西南缘(图1)，与祁连造山带以宝鸡—固关断裂为界。该断裂以西为陇山岩群变质杂岩，属西秦岭—祁连造山带的组成部分(徐可心，2018；
付长垒等，2019)。以东为鄂尔多斯地块，其基底岩性和时代与华北克拉通主体区的基本一致。地球物理资料揭示，六盘山—宝鸡地区中—新元古界厚度超过4000 m，且由南向北、由西向东逐渐减薄，地层分布与厚度明显受同沉积正断层控制。露头显示，中—新元古界为一套陆内裂谷—被动大陆边缘沉积。其中长城纪沉积主要为一套海相长石石英砂岩，厚度300～500 m，夹多层凝灰岩(谭聪等，2019)；
蓟县系—南华系以夹硅质条带或团块的被动大陆边缘碳酸盐岩沉积为主，厚度1000～2500 m；
震旦纪早期沉积了一套厚度超过1000 m的石英砂岩夹泥页岩，晚期沉积为中厚层硅质碳酸盐岩。

铁马河中基性火山岩与白垩系砂岩、蓟县系硅质白云岩间均呈断层接触，受第四系沉积及植被覆盖的影响，在野外未能观察到中基性火山岩与早—中元古代花岗岩体、辉绿岩之间的接触关系。岩石表面风化较严重，呈灰黄色—灰褐色(图2a)，沿人工揭露断面出露的岩石相对较新鲜，呈灰褐色、灰黑色，气孔和杏仁构造发育，肉眼可见长石斑晶。镜下显示斑状结构—间隐结构，斑晶含量约10%，主要以斜长石为主(图2b)，次为暗色矿物，粒径0.5～3.2 mm。斜长石斑晶呈板状自形晶，偶见聚斑晶或联斑晶，普遍发生了绿泥石化、绢云母化蚀变。暗色矿物斑晶呈半自形—它形，具绿泥石化、绿帘石化等蚀变，根据形态和蚀变矿物推测原矿物可能为辉石。基质具间隐结构，由斜长石微晶、暗色矿物微晶和玻璃质构成，粒径一般<0.5 mm。斜长石微晶呈板条状，偶见聚片双晶，同样发生绢云母化蚀变，含量约占基质的50%～60%。暗色矿物微晶呈近半自形—它形粒状，约占10%～15%，蚀变特征同斑晶。黑褐色玻璃质20%左右，充填于基质矿物微晶间，多脱玻为隐晶质及纤柱状、发状雏晶，并析出少量铁质。气孔或杏仁体大小0.8～1.8 mm，多被绿泥石、硅质或方解石充填，多为由硅质构成的杏仁体(图2b)。根据构造、结构及矿物组分，定名为玄武质安山岩。

图2 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河火山岩野外露头及显微组构照片

锆石分选工作均在河北省廊坊区域地质调查所实验室完成。制靶和锆石阴极发光照相均在北京离子探针中心进行。锆石U-Pb测年利用北京离子探针中心的SHRIMP-Ⅱ采用标准测定程序进行，详细的分析流程和原理见宋彪等(2002)。应用澳大利亚国家地质调查局标准锆石TEMORA(417 Ma)进行元素间的分馏校正，测试过程中每3个样品点测定一次标样。用澳大利亚国立大学地学院标准锆石SL13(572 Ma，U=238 μg/g)标定样品的U、Th及Pb含量。数据处理采用Isoplot软件。普通Pb由实测204Pb校正。所有测点的误差均为2σ，所采用的206Pb/238U加权平均年龄具95%的置信度。铁马河火山岩样品TMH的SHRIMP锆石U-Pb测年结果见表1。

全岩主量、微量元素和同位素分析均在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。主微量元素测试方法依据《GB/T14506. 28-93硅酸盐岩石化学分析方法》和《DZ/T0223-2001电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)方法通则》。主量元素使用PW2404 X射线荧光光谱仪(XRF)分析，实验流程依据国家标准GB/T14506.14-2010，精度优于5%；
微量元素采用采用ELEMENTXR型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)，执行标准GB/T14506.30-2010。分析结果见表2。

Rb-Sr和Sm-Nd同位素采用ISOPROBE-T热电离质谱仪(TIMS) 计，Sr、Sm、Nd同位素组成分别采用86Sr/88Sr=0.119400,149Sm/152Sm=0.516858,146Nd/144Nd=0.721900进行质量分馏校正，分析精度优于0.002%。元素、同位素详细的流程和计算见李增达等(2018)。CIPW标准矿物计算、主微量元素及同位素计算和图件编制均在Geokit软件上完成(路远发，2004)。分析结果见表3。

铁马河火山岩样品的锆石粒径为50～250 μm。阴极发光图像(图3)显示锆石呈短柱状，个别呈浑圆状，少量锆石中具有包体和明显的裂隙(如图3中锆石1.1)。内部结构清楚，具有明显的震荡环带结构，个别具有扇形分带，暗示为岩浆成因的锆石。

图3 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河玄武安山岩锆石阴极发光图像

锆石的U、Th 和206Pb*含量分别为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含量较低，Th/U=0.62～1.19(表1)。对22粒锆石进行了U-Pb测年，207Pb/206Pb年龄大体可分为3个年龄群：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)。锆石或测点16.1的不谐和度达-147%(表1)，可能是由于包体或裂隙引起的204Pb较高所致，该测点未参与加权平均年龄计算和做图。锆石2.1和17.1因207Pb/235U误差(分别为11%和13%；
表1)向右稍稍偏离谐和线，但在谐和图上并未偏离主群(图4)，本文用其参与了加权平均年龄计算。即除2群较老锆石和高不谐和度的16.1外，其余16粒锆石给出的207Pb/206Pb加权平均年龄值为1740±14 Ma(MSWD=1.12)，206Pb/238U加权平均年龄值为1727±15 Ma(MSWD=2.9)，二者在误差范围内一致，表明铁马河基性火山岩喷出时代为中元古代早期。本文获得的铁马河基性火山岩年龄与研究区北部约30 km马峡镇高山河组下部凝灰岩(1759±17 Ma，LA-ICP-MS)及相邻的元古代A型花岗岩时代相近(高山林等，2013；
谭聪等，2019；
Pang Lanyin et al., 2021)，也与华北克拉通南缘熊耳群火山岩系和A型花岗岩、流纹岩、中部造山带基性岩墙等年龄基本一致(Zhao Taiping et al., 2004；
Zhao Taiping and Zhou Meifu，2009；
He Yanhong et al., 2009；
柳晓艳等，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)。两群较老锆石年龄(2529～2030 Ma和1893～1869 Ma)在鄂尔多斯盆地基底均有记录(Zhang Chengli et al., 2015)，可能是铁马河火山岩喷发或其岩浆侵位过程中从古老地壳中捕获的。

图4 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河玄武安山岩锆石U-Pb谐和图

由于岩石蚀变较强，引起样品的烧失量较大(4.33%～5.96%)，文中主量元素为烧失量校正后数据，以用不活动元素含量、比值及其相互关系讨论岩浆源区及岩石成因等特征。

4.1 主量元素特征

铁马河火山岩的SiO2含量为50.93%～57.64%，TiO2(1.58%～1.85%)、K2O(0.24%～1.06%)含量低，Na2O/K2O值为 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图解中，所有样品均落入玄武质安山岩区域(图5a)，与显微岩相学特征揭示的岩石类型一致。在Zr—Y图解中，铁马河火山岩落入过渡—拉斑玄武岩区域(图5b)。MgO为3.66%～5.19%，Mg#为38～46，平均42，接近40，指示岩浆形成可能与下地壳玄武质岩石局部熔融有关(Atherton and Petford，1993)。

图5 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河玄武安山岩Nb/Y—Zr/TiO2 图解(a) (底图据Winchester and Floyd，1977)和Zr—Y判别图 (b) (底图据Barrett and Maclean，1999)

4.2 微量元素特征

铁马河火山岩的稀土元素总量为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，轻稀土元素富集且轻重稀土元素之间存在着较强的分馏作用。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图上(图6a)，呈右倾式配分曲线分布，δEu=0.69～0.91，平均值为0.79，具弱的Eu负异常。在原始地幔标准化微量元素配分图上(图6b)，富集Ba、U、Nd、Pb、K等大离子亲石元素，Th、Nb、Sr和Ti相对亏损，Zr、Hf弱富集，显示源区应为岩石圈地幔，与吕梁地区元古界小两岭组、豫西熊耳山北岭金矿区马家河组等同期的安山岩特征基本一致(徐勇航等，2007；
赵太平等，2007；
李肖龙等，2019)。

图6 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河玄武安山岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和初始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989)

4.3 Sr—Nd同位素地球化学

铁马河火山岩全岩Sr—Nd同位素分析结果见表3，利用Geokit软件计算初始Sr和Nd同位素比值(路远发，2004)。结果显示，[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，单阶段模式年龄TDM= 2562～2730 Ma，平均2631 Ma，TDM2= 2630～2794 Ma，平均2701 Ma，表明岩浆形成过程有古老地壳物质的参与。在[n(87Sr)/n86Sr)]i—εNd(t) 图解上，数据点全部落在富集地幔区(图7)，其同位素特征与熊耳群火山岩及同期基性岩墙群相似，均有古老地壳物质参与了富集地幔的形成(徐勇航等，2007；
赵太平等，2007；
胡国辉等，2010；
Han Shuxiang et al., 2020)，可能反映了相近的源区富集过程。

图7 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河玄武安山岩(87Sr/86Sr)i —εNd(t) 关系图(地幔端元投影区域引自Zindler and Hart，1986; Basin and Range 区域引自Hawkesworth et al., 1995)

5.1 岩浆演化与源区特征

5.1.1结晶与分离作用

铁马河玄武安山岩平均Mg#值为42，相容元素Cr和Ni分别为94.6×10-6～154×10-6和39.8×10-6～58.8×10-6，远低于原始岩浆的参考数值 250×10-6和 300×10-6(Wendlandt et al., 1995)，部分样品的MgO与TiO2、FeOT、Cr与Ni、Dy和Er之间表现出正相关趋势，表明存在铁镁质矿物分离结晶，SiO2与Al2O3负相关及Sr相对亏损、Eu负异常与岩浆演化过程中斜长石的结晶分异有关(王刚等，2019)。样品的Th、Nd、La、Y等不相容元素比值之间显示较好的正相关、La/Sm与Sm之间正相关(图8a)，表明岩浆演化以部分熔融为主(李壮等，2019)，同时也经历了一定程度的分异结晶作用，与薄片中含有少量斜长石和暗色矿物斑晶所反映的特征相一致。

5.1.2地壳混染

源区或上升过程中地壳的混染会导致岩浆成分的变化。研究区样品的εNd(t)平均为-5.33，(87Sr/86Sr)i平均0.7071，(Th/Nb)PM平均为1.52(>1，Saunders et al., 1992)，(Nb/La)PM平均为0.22(<1)，存在大于2.0 Ga锆石，指示古老地壳物质参与了岩浆的形成(图8b)(夏林圻等，2007；
王刚等，2019)。大部分样品εNd(t) 与La/Nb间不具有明显的相关性，[n(143Nd)/n(144Nd)]i值、εNd(t) 值以及La/Nb、La/Sm值随SiO2含量变化很小，Nb/La与La/Sm、Sm/Nd之间无明显相关性(张若飞等，2015)，表明样品的元素与同位素特征主要反映了源区的地球化学性质(赵太平等，2007；
骆文娟等，2018)，岩浆上升过程中同时伴有较弱的地壳混染。Nb/Th—Ti/Yb图解能够有效判别玄武岩岩浆源区地壳物质和陆下岩石圈地幔物质的贡献(朱弟成等，2006)，铁马河玄武岩多数样品点沿着大陆岩石圈地幔物质(SCLM)趋势线分布(图9a)，个别点靠近下地壳物质加入趋势线，指示岩浆的混染主要源于岩石圈地幔物质，其次为下地壳。

图8 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河玄武安山岩La—Sm关系图(a) (底图据张辉善等，2020)和 (Th/Nb)PM—Nb/La图解(b) 底图据王刚等，2019)

图9 鄂尔多斯地块西南缘中元古代玄武安山岩Nb/Th—Ti/Yb图解(a) (底图据朱弟成等，2006)和 (La/Sm)N—(Tb/Yb)N图解(b) (底图据Furman et al., 2004)

5.1.3源区特征

在(Tb/Yb)N—(La/Sm)N图解上(图9b)，所有样品落在尖晶石稳定域内，岩浆起源深度可能小于80 km(Furman et al., 2004)。Sm/Yb和La/Yb值分别为2.02～2.37和9.28～11.5，Nb/Y小于1，在La/Sm—Lu/Hf图解上样品落入尖晶石二辉橄榄岩线上(Regelous et al., 2003)(图10a)，表明部分熔融发生在深度较浅的尖晶石稳定区域(王刚等，2019)，岩浆的形成与岩石圈地幔源区减压熔融密切相关。

图10 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河玄武安山岩La/Sm—Lu/Hf图解(a) (底图据Regelous et al., 2003)和Ce/Pb—Th/La图解(b) (底图据Stolz et al., 1996)

Nb/Ta值在岩浆形成后基本保持不变，能够较好地反映源区的特征。本区玄武安山岩具有较低的Nb/Ta值(6.6～8.3，平均6.99)，低于大陆地壳的平均值(12～13)，也低于下地壳(～8)(Gao Shan et al., 2004)，低Nb/Ta值往往与源区经历过俯冲流体的交代作用密切相关(Stolz et al., 1996)。岩石具有较高的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, 远小于2,也反映了源区曾遭受过俯冲板片析出流体的改造(图10b)(赵太平等，2007；
魏瑞华等，2008；
管琪等, 2010；
纪政等，2018)。εNd(t)与Th/Nb的正相关、较高的La/Nb值(3.51～5.19)、低的La/Ba值(0.03～0.19)，岩石富集轻稀土和大离子亲石元素等地球化学指示着俯冲流体改造过的岩石圈地幔参与了铁马河玄武安山岩的形成(王团华等，2008；
Marschall and Schumacher，2012；
陈言飞等，2020)。岩浆源区受俯冲作用改造的特征在华北克拉通南部的熊耳群火山岩、中条—嵩山基性岩墙群及小两岭组火山岩的源区均有体现(Wang Yuejun et al., 2008；
徐勇航等，2007；
胡国辉等, 2010)。研究区的俯冲作用改造过程可能与鄂尔多斯地块西缘早元古代规模性地壳增生密切相关，这已为采样点以西约50 km的铁佛寺剖面陇山杂岩群的变质事件所证实(何艳红等，2005；
徐可心，2018)，这个过程中往往存在年轻和古老地壳物质(2529±20 Ma)的再造和富集岩石圈地幔的形成(Zhao Zifu et al., 2013；
Zheng Yongfei et al., 2015)。

5.2 构造背景与地质意义

铁马河玄武安山岩富集轻稀土元素和大离子亲石元素、亏损高场强元素，具有相对低的Sr、Nb、 Ti，总体显示了岛弧及活动大陆边缘具有的地球化学特征(Pearce，1982)，与熊耳群安山岩地球化学特征非常相似(Zhao Taiping et al., 2002；
徐勇航等，2007；
柳晓艳等，2011；
Yang Qiongyan et al., 2014)。夏林圻等(2007)指出受到了较为明显地壳混染作用的板内火山岩也会表现出岛弧火山岩类似特征。铁马河玄武质安山岩Zr为206.65～230.16×10-6，Hf为5.75×10-6～ 6.68×10-6，明显高于火山弧拉斑玄武岩的Zr和Hf值 (分别为40×10-6和1.17×10-6)(张运强等，2014)。岛弧安山岩大于5，而铁马河火山岩Th/Ta为0.78～2.0，小于5，Zr/Y值为4.43～5.81(大于4)，TiO2含量为1.58%～1.84%，平均1.65%，远高于岛弧和活动大陆边缘的TiO2含量(小于1.25%，夏林圻等，2007)，均表现出板内中基性喷发岩的特征(汪云亮等，2001；
张辉善等，2020)。对全球10930个岛弧玄武岩数据进行了深入分析后，杨婧等(2016)提出Hf/3—Th—Ta及Ta/Yb—Th/Yb构造环境图解对区分岛弧与板内玄武岩较为有效，铁马河玄武安山岩相关元素数据均投点于板内玄武岩区内(图11a、b)，在Ba/La—Nb/La图解中大部分数据点与美国盆岭构造的基性岩区范围重叠，表明其形成于大陆板内伸展环境。

图11 鄂尔多斯地块西南缘中元古代铁马河玄武安山岩构造环境判别图

在1.95～1.85 Ga间，包括鄂尔多斯地块在内的华北地区各陆块碰撞拼贴并完成了最终的克拉通化，是哥伦比亚或奴娜(Nuna)造山事件的记录(Rogers and Santosh，2002；
Zhao Guochun et al., 2005；
Santosh，2010；
Zhang Chengli et al., 2015)。1.85～1.60 Ga华北克拉通进入造山后伸展演化期，南缘的熊耳群火山岩及同期基性岩墙群和A型花岗岩、中部的太行基性岩墙群和环斑花岗岩、北部的喷发岩、镁铁质岩墙和A型花岗岩等以及伴随的巨厚沉积物是该期伸展事件的重要标志或记录(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；
康健丽等，2020；
Pang Lanyin et al., 2021)。据已有的研究成果分析，华北克拉通1.85～1.60 Ga伸展裂解大体上可分为两个阶段。第一阶段为碰撞后由挤压向伸展的转换阶段(1.85～1.80 Ga)，该阶段主要是由于早期俯冲板片断裂和快速构造折返引起岩石圈地幔上涌提供熔融热源，诱发上覆古老基底岩石减压熔融(Zhao Jiao et al., 2018)，熔体上升就位形成了A型或I型钾质花岗岩，如克拉通南部华阳川A型花岗岩(1829.5±2.5 Ma；
Xue Shuo et al., 2018)、上店花岗斑岩和登封正长花岗岩(师江朋等，2017)及小秦岭地区的二长斑岩和煌斑岩(1836.0±6.8 Ma、1841.0±2.6 Ma；
Li Chao et al., 2020)，中部吕梁地区的惠家庄花岗岩、西榆皮花岗岩脉(1854±20 Ma、1830±21 Ma；
Zhao Jiao et al., 2018)和芦芽山二长岩等(1800～1820 Ma；
耿元生等，2006)、北部大青山长胜渠A型花岗岩(1846 ± 11 Ma、1812.0 ± 8.6 Ma；
Xu Chenghan et al., 2020)和东沟子超镁铁岩体(1849～1845 Ma，Han Shuxiang et al., 2020)等。这一阶段地壳厚度仍较大，在地壳尺度往往伴有规模性的走滑韧性剪切及岩石退变质作用(Zhang Huafeng at al., 2016；
Wang Wei et al., 2017；
Wu Jialin et al., 2017；
Xiao Linglinet al., 2017；
Xu Chenghan et al., 2020)，未发育较大面积的火山喷出，个别地区沿断裂带有基性岩侵入。1.8～1.6 Ga为第二阶段，随着伸展作用的持续增强，受俯冲作用改造的岩石圈地幔减压部分熔融，由于华北克拉通各区地壳厚度、断裂发育程度及地壳—地幔地球化学组成的差异，在多处形成了规模不等、结构各异的中基性喷发岩、花岗岩、基性岩墙群等，并发育了以长城系为代表的火山—沉积组合(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)。铁马河玄武安山岩形成时代为1740±14 Ma，空间上与同期的A型花岗岩相邻(高山林等，2013；
徐欢等，2014；
尤佳等，2014；
Wang Xingying et al., 2020；
Pang Linyan et al., 2021)，表明鄂尔多斯地块西南缘中元古代早期进入了裂谷发育阶段，是中元古代华北克拉通南缘裂谷系的组成部分。

(1)鄂尔多斯地块西南缘铁马河玄武安山岩形成于中元古代早期，其锆石U-Pb年龄为1740±14 Ma。

(2)铁马河玄武安山岩为钙碱性—拉斑质过渡岩类，富集轻稀土元素和Rb、Ba、Pb等大离子亲石元素，亏损Nb、Ti等高场强元素，具有低的Nb/Ta值，岩浆源区深度较浅，为受俯冲流体改造的岩石圈地幔区减压熔融的产物。

(3)铁马河玄武安山岩是鄂尔多斯地块西南缘中元古代早期的陆内伸展环境下的产物，记录了华北克拉通或哥伦比亚超大陆古元古代晚期—中元古代早期的裂解事件。

致谢：感谢审稿专家们的宝贵修改意见！赵太平研究员对初稿进行了审阅并提出建设性修改意见，闫全人教授在年龄数据处理与解释中给与了帮助，在此一并表示感谢！

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