鄂尔多斯盆地东北部早白垩世玄武岩地球化学特征

陈 印，罗 宁，陈路路，苗培森，李建国，赵华雷，李键敏

（1.中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170；2.华北地质科技创新中心，天津 300170；3.中国地质调查局铀矿地质重点实验室，天津 300170；4.中国石油华北油田公司，河北 任丘 062552；5.东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，南昌 330013；6.中国地质大学构造与油气资源教育部重点实验室，武汉 430074）

早白垩世是我国华北克拉通破坏的重要时期。华北克拉通岩石圈减薄及破坏的时间、范围、具体的过程及动力学机制等方面已经得到了大家的广泛关注[1-5]，但关于破坏的范围往往聚焦在东部地区。此外，华北克拉通自中生代以来发育大量镁铁质岩石，如汉诺坝、集宁、胶-辽-吉构造带内的玄武岩等[6-8]（图1a）。它们主要分布于中部造山带及华北东部地区内，但在华北西部板块内甚少报道[6,8]。现在越来越多的证据表明，大兴安岭-太行山重力梯度带以西的鄂尔多斯地块的岩石圈也经历了深部的构造-热改造，在盆地内部及周缘发育了一系列早白垩世侵入岩或喷出岩[9]，为我们研究鄂尔多斯地块早白垩世构造-热演化及其区域动力学背景提供了重要的研究对象（图1a）。

虽然前人已经开始关注鄂尔多斯盆地东北部早白垩世玄武岩的研究，并讨论了其对盆地白垩纪构造演化及油气成藏和砂岩型铀成矿作用等的制约[6,9-10]。但本次工作通过详细的野外调查，在鄂尔多斯盆东北部的东胜和榆林地区识别出多个产出于中生代地层中的玄武岩侵入体（图1b）。本文将通过野外调查和其地球化学分析等，结合前人年代学研究进展，探讨上述玄武岩的源区特征和岩石成因，并深入剖析其区域动力学机制。

1 地质特征

鄂尔多斯盆地是以太古代变质岩及古元古代海相沉积岩为基底，上覆古生代、中生代盖层的大型陆相沉积盆地。变质基底受多期构造运动影响，形成纵横交错的断裂网[11-13]。该地区在古生代期间属于华北陆缘海-滨浅海盆地，接受下古生界碳酸盐岩和上古生界海陆交互相沉积，并在晚三叠世-早白垩世转变为残存克拉通盆地，发育大量河湖相及山前堆积，在晚白垩世期间盆地整体受构造抬升剥蚀影响，普遍缺失沉积地层。在新生界，古气候由湿热转向干旱，在盆地周缘发育一系列断陷和拉分盆地[14]。

受多期构造运动影响，鄂尔多斯盆地西北部及北部出露大量的孔兹岩系，周缘发育黄河坳陷、沁水盆地及渭河盆地等断陷和拉分盆地。根据现今构造形态、基底性质及构造特征，鄂尔多斯盆地可划分为六个次级构造单元：伊盟隆起、西缘冲断带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠摺带和渭北隆起（图1）。鄂尔多斯盆地具有较厚的克拉通岩石圈，内部缺乏岩浆活动，但在盆地东部出露紫金山碱性侵入岩（138～125 Ma，其中粗面斑岩的时代为125 Ma），东北部盆缘发育呼和浩特变质核杂岩，北部白垩系内产出黑石头玄武岩（126 Ma），西部及西南部发育了黑石头山玄武岩（107 Ma）、安口侵入岩（114 Ma）、铜城侵入岩（111 Ma）及龙门隐伏侵入岩（108 Ma），东南部盆缘发育华山岩体（133.8 Ma）等[9,15-18]。

图1 华北克拉通及鄂尔多斯盆地北部构造格架图[6,8]Fig.1 Tectonic map of the North China Craton and the northern Ordos Basin[6,8]

本文研究区位于鄂尔多斯盆地东北部、伊盟隆起东段，北部以河套坳陷与阴山造山带（乌拉山、大青山）相隔，东部毗邻吕梁-太行山造山带，南部为伊陕斜坡（图1）。研究区出露地层主要为下白垩统东胜组和伊金霍洛组，而在东北部盆缘出露寒武-奥陶纪、二叠-侏罗纪沉积单元，形成环形出露的构造格局。地层整体角度宽缓，向南西倾，在1°～10°之间。自三叠纪以来，该地区主要发育：三叠纪刘家沟组、和尚沟组、纸坊组和延长组；侏罗纪富县组、延安组、直罗组、安定组及芬芳河组；早白垩世伊金霍洛组和东胜组（图2）。受印支运动Ⅰ幕影响，延长组与纸坊组为角度不整合接触。侏罗系是该地区重要的含煤岩系和重要的含铀岩系，整体表现为河流/沼泽相向辫状河相体系的转变，受印支运动Ⅱ幕影响，与下伏三叠纪地层角度不整合接触，受燕山运动A幕影响，与上覆白垩系以角度不整合接触。白垩系为该地区主要出露的地层，主要表现为红色风成沉积体系夹河流相沉积，底部发育大规模冲积扇砾岩，受燕山运动B幕及喜山运动影响，后期遭受大规模的抬升剥蚀。

图2 鄂尔多斯盆地东北部地层综合柱状图[19,20]Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of the northeastern Ordos Basin[19,20]

通过野外地质勘查，本次工作先后在鄂尔多斯盆地东北部杭锦旗黑石头沟下白垩统东胜组内（图3-a，b）和榆林大柳塔地区中侏罗统延安组（图3-c，d）发现一系列沿层理或切割层理呈脉状发育的玄武岩。黑石头沟玄武岩主要表现为顺层发育，与白垩系东胜组砂岩层近平行接触。该玄武岩致密块状，局部可见球状风化，同时发育大量的方解石充填的气孔或杏仁状构造（图3，图4-a，b）。榆林大柳塔地区的玄武岩发育与中侏罗统延安组顶部层位，主要表现为呈脉状侵入或沿层理产出，局部可见因流动发育的舌状构造和烘烤边。显微构造与黑石头沟玄武岩类似，但其气孔状构造未被方解石充填。显微组构分析显示，样品主要表现为间粒结构，斑晶主要为斜长石，呈针状杂乱分布或呈放射状分布，可见孔洞构造（图4）。黑石头沟玄武岩斑晶矿物主要是针状的斜长石和少量单斜辉石、橄榄石及铁的氧化物。受后期碳酸盐流体影响，气孔及基质被大量方解石充填。大柳塔玄武岩在正交偏光镜先亮晶矿物较少，主要为斜长石，后期蚀变较严重。显微尺度，样品同样可见孔洞状构造，但未发育碳酸盐充填。

图3 鄂尔多斯盆地东北部玄武岩野外地质特征Fig.3 Field photos of basalts in the northeastern Ordos Basin

图4 鄂尔多斯盆地东北部中生代地层内玄武岩岩显微构造Fig.4 Micro-photos of basalts in the Mesozoic successions in the northeastern Ordos Basin

2 地球化学特征

本次工作针对采自于杭锦旗黑石头沟玄武岩和榆林大柳塔玄武岩（图1-b）的2件样品进行了全岩地球化学分析。测试工作均在中国地质调查局天津地质调查中心实验室完成。主量元素采用X衍射荧光光谱(XRF)分析，FeO采用氢氟酸、硫酸溶样、重铬酸钾滴定容量法测定。微量、稀土元素采用XSERIESII型号ICP-MS等离子体质谱仪进行测定。Sr-Nd同位素采用ID-TIMS方法测定。

2.1 主量元素

黑石头沟玄武岩（OF42-3）具有低的SiO2（46.52%～47.50%）和高的全碱（5.80%～6.00%）、K2O（1.64%～2.23%）含量，属粗面玄武岩和钾玄岩系列（图5）。大柳塔玄武岩（OF125）具有极低的全碱（0.33%）和K2O（0.25%）含量，属于亚碱性玄武岩，低钾（拉斑）系列（图5）。黑石头沟玄武岩具有高的TiO2（3.51%～3.57%）、Fe2O3T（14.58%～15.34%）和 低 的MgO（3.51%～3.57%）含量，相应的Mg#值变化于31.9～32.8之间。大柳塔玄武岩给出异常高的Fe2O3T（25.81%）含量，可能与褐铁矿化有关，还显示有极高的Al2O3（20.07%）含量。

图5 鄂尔多斯盆地东北部玄武岩SiO 2-(Na2O+K2O)[22]和SiO 2-K2O[23]图解Fig.5 SiO 2-(Na2O+K2O)[22]and SiO 2-K2O[23]diagrams for the basalts in northeastern Ordos Basin

表1 鄂尔多斯盆地东北缘玄武岩全岩主量元素（wt.%）和微量元素（×10-6）分析结果Table 1 Whole rock major(wt.%)and trace elements(×10-6)contents of the basalts in the northeastern Ordos Basin

2.2 微量及稀土元素

尽管样品的稀土元素和微量元素含量存在显著差异，但总体显示出右倾的稀土元素配分模式（图6）。

黑石头玄武岩（OF42-3）微量元素特征同OIB相近（图6b），Th、U、Ta、Ce、Pb、Nb等高场强元素弱亏损，Ba等大离子亲石元素的正异常。其微量元素特征与集宁玄武岩具有一致的变化规律（图6）。OF42-3具有较高的稀土元素总量（ΣREE=298×10-6），轻重稀土分馏较弱（(La/Yb)N=10.45），无明显的Eu异常。OF42-3的稀土元素与OIB具有一致的变化趋势，但具有较高的含量。该样品稀土元素与集宁玄武岩变化趋势一致，但含量相对较高。

大柳塔玄武岩（OF125）微量元素总量较少，并表现Ba、Th、U、Pb、Zr、Hf等元素的正异常。各种微量元素变化较大，具有明显的右倾趋势。其稀土元素总量为较小（ΣREE=35.75×10-6），轻重稀土元素分馏较弱（(La/Yb)N=11.42），具有轻微低Eu异常。其轻稀土位于原始地幔和球粒陨石之间，但重稀土位于原始地幔之下（图6）。

图6 微量元素原始地幔标准化蛛网图（a）和稀土元素球粒陨石标准化蛛网图（b）[24]Fig.6 Primitive-normalized trace element and Chondrite-normalized REE distribution spidergram[24]

样品微量及稀土元素图解显示（图7），Th/Yb-Ta/Yb图解中黑石头玄武岩位于富集地幔中，大柳塔玄武岩位于活动大陆边缘范围内。Th/Hf-Ta/Hf图解中，黑石头沟玄武岩处于E-MORB区，并靠近地幔热柱玄武岩区。Th/Zr-Nb/Zr图解显示，大柳塔玄武岩具有典型板内汇聚边缘玄武岩特征，与西太平洋俯冲带内日本琉球岛玄武岩一致。

图7 鄂尔多斯盆地东北部玄武岩样品Th/Yb-Ta/Yb[25]、Th/Hf-Ta/Hf[26]和Th/Zr-Nb/Zr[27]图解Fig.7 Th/Yb-Ta/Yb[25],Th/Hf-Ta/Hf[26],and Th/Zr-Nb/Zr[27]plots of samples from the northeastern Ordos Basin

2.3 Sr-Nd同位素

黑石头沟玄武岩的143Nd/144Nd=0.512 096，低于143Nd/144NdCHUR(0)（=0.512 638）。87Sr/88Sr=0.706 574，高 于87Sr/88SrCHUR(0)（=0.704 5）。大 柳 塔 玄 武 岩的143Nd/144Nd=0.511 813，低于143Nd/144NdCHUR(0)。87Sr/88Sr=0.714 591，明显高于87Sr/88SrCHUR(0)。

143Nd/144Nd-87Sr/88Sr图解显示，黑石头沟玄武岩具有古老岩石圈地幔的特征，具有EMI富集型地幔特征。而大柳塔玄武岩则表现为EMⅡ型富集地幔的特征，与方城玄武岩具有相似的特征（图8）。

图8 鄂尔多斯盆地东北部玄武岩Sr-Nd同位素比值Fig.8 Sr-Nd isotope Diagram of basalts in the northeastern Ordos basin

3 讨论

3.1 玄武岩源区特征

现有研究表明华北克拉通东部板块于中生代经历了强烈的克拉通破坏和岩石圈减薄，而大兴安岭-太行山重力梯度带以西的西部板块（主要是鄂尔多斯盆地区域）岩石圈减薄程度较弱[28-33]。地震资料表明鄂尔多斯盆地下部岩石圈的现今厚度约为140～200 km[33-34]。厚的岩石圈会导致幔源岩浆喷出或侵入地壳过程中，易于遭受围岩物质混染。但是，某些深部源区的大陆板内玄武岩也可以受地壳混染作用较小[35-37]。

由于高度不相容元素在部分熔融和低压分异结晶过程中不易发生分馏，因此，不相容元素比值可以用于识别岩浆源区特征[38]。MORB和OIB的Th/Nb比值为0.071～0.157,大陆地壳的Th/Nb比值相对较高为0.44[38]。MORB和OIB的Nb/U比值比较均一，为47±10，而大陆地壳通常具有很低的Nb/U比值[39]。黑石头沟玄武岩具低的Th/Nb比（0.077）和高的Nb/U比（41），接近于MORB、OIB成分范围（Th/Nb=0.071～0.157，Nb/U=47±10），显著不同于大陆地壳（Th/Nb=0.44）[38]，表明黑石头沟玄武岩成岩过程中未经受强烈的地壳物质混染。此外，邹和平等（2010）[6]研究表明黑石头沟玄武岩初始87Sr/86Sr为0.706 2、εNd(t)为-12.2，源区具有EMI富集型地幔特征，与本次工作Th/Yb对Ta/Yb图解特征具有一致性（图7）。

大柳塔玄武岩具有极高的Th/Nb比（0.712）和低的Nb/U比（4.87），表明侵位过程中遭受了强烈的地壳物质混染。野外露头现象显示，该玄武岩未大规模喷发，多以岩脉或沿沉积岩层理产出。这也进一步指示其形成过程中可能参杂了大量的地壳物质。此外，研究区北部和东部分别发育了呼和浩特变质核杂岩和紫金山岩体[17-18]，表明在早白垩世中期（约120 Ma），鄂尔多斯盆地东北部及邻区经历克拉通破坏和深部物质上涌。

此外，前人通过地震剖面的解译，发现鄂尔多斯盆地东部及太行山重力梯度带地区深部存在大量的低速异常体（图9）[34,40]。这些低速异常体可能代表了早期古太平洋板块向华北克拉通深部斜向俯冲洋壳板块的残留[33-34]。这些基性物质的大量存在，可能导致了鄂尔多斯盆地东北部及邻区大量玄武岩的发育。

3.2 区域动力学意义

鄂尔多斯盆地东北部位于阴山造山带、太行山重力梯度带及鄂尔多斯盆地交界地区，深部岩石圈受多种北部阴山造山带后造山伸展或去根化作用及华北克拉通岩石圈破坏的双重影响。早白垩世呼和浩特变质核杂岩、古近纪河套断陷及新近纪集宁玄武岩的发育[7,17,40]，表明鄂尔多斯盆地东北部自早白垩世以来经历了长期的区域伸展应力背景，为深部物质不断上涌提供了有利条件。

邹和平等[16]通过全岩40Ar/39Ar定年工作确定了黑石头沟玄武岩的喷发时代为早白垩世（约126 Ma），与华北克拉通东部峰期破坏时间相一致[32-33]。这代表了华北克拉通西部板块岩石圈破坏在该地区的效应，进一步指示该地区玄武岩的形成可能与深部幔源岩浆底侵-分异作用有关。此外，结合邹和平等[6]针对黑石头沟玄武岩和林格尔玄武岩的研究成果，该地区新生代玄武岩的源区要比中生代黑石头沟玄武岩的源区浅。虽然本次工作未获得玄武岩发育的准确年龄，但是大柳塔玄武岩发育于中直罗统延安组内，黑石头沟玄武岩产出于下白垩统东胜组内，表明其活动时代分别晚于中侏罗世和早白垩世，代表了华北克拉通破坏深部热动力学作用在该地区的表现。结合北部呼和浩特变质核杂岩的发育[17]，鄂尔多斯地块北部及邻区在早白垩世总体处于伸展构造环境，为华北克拉通中生代构造体制转换和深部热动力学机制的响应和组成部分[19]。

本次工作认为，鄂尔多斯盆地东北部多个玄武岩的发育为华北克拉通破坏在西部板块的浅部响应。在早白垩世早期，华北克拉通受北部鄂霍茨克洋关闭及东部古太平洋板块斜向俯冲的影响，在东部板块发生大规模克拉通破坏和岩石圈减薄，并伴随大量的岩浆活动、变质核杂岩和伸展盆地的发育（图9）[32]。在鄂尔多斯盆地主要表现为呼和浩特变质核杂岩、紫金山岩体、黑石头沟玄武岩和大柳塔玄武岩等活动。由于古太平洋板块向华北克拉通俯冲距离较远，在深部可能已经达到了鄂尔多斯盆地东部或太行山重力梯度带下部（图9）。这些基性板块的部分熔融，导致华北克拉通板块（尤其东部板块）下部岩石圈的对流及失衡。岩石圈发生部分熔融和区域性伸展作用，为鄂尔多斯盆地东北部地区玄武岩的发育提供了物源和通道。部分幔源的基性岩浆（如黑石头沟玄武岩）沿通道快速喷发，受地壳混染作用较小。部分基性岩浆（如大柳塔玄武岩）在上涌过程中发生了地壳物质的混染。在新生代，受深部岩石圈进一步减薄和深部残留大洋板块的进一步熔融的影响，沿太行山重力梯度带发育大量玄武岩[8]。

图9 华北克拉通AB和CD剖面浅部-深部结构[34]及早白垩世晚期构造演化模式[33,42]Fig.9 Shallow-deep structural concordance images for the section AB and CD[33],Cretaceous tectonic model[33,42]（AB、CD剖面位置详见图1-a）

3.3 对砂岩型铀成矿制约的探讨

鄂尔多斯盆地东北部作为我国重要的砂岩型铀能源基地，其砂岩型铀成矿是否有深部热流体的参与，目前依然是大家争论的要点[43-51]。大部分学者认为，表生低温流体是研究区主要的铀成矿特征[45,52]。但是，部分学者通过流体包裹体的研究，认为该地区存在140～180℃的热流体[44,46]。此外，赵宏刚[10]认为黑石头沟玄武岩的发育对砂岩型铀成矿提供了重要的热流体。因此，这些热改造造成的区域性地温梯度和地热场变化对铀成矿物质的迁移、富集有一定的促进作用[53]。

此外，研究区内砂岩型铀成矿的峰值时间为95～63 Ma，其中皂火壕铀矿床的成矿时代集中在120 Ma、80 Ma和20 Ma[54-55]。除皂火壕早期成矿时代与黑石头沟玄武岩的时代相近外，大部分砂岩型铀成矿的时代均晚于玄武岩的侵位。虽然，大柳塔玄武岩的时代未确定，但是本次工作发现黑石头沟玄武岩、呼和浩特变质核杂岩、紫金山杂岩体的时代，均为早白垩世晚期（135～120 Ma左右）[16-17,53]，早于研究区内砂岩型铀成矿的峰值年龄（90～60 Ma）。

这表明早期玄武岩的发育为该地区铀成矿提供了一个热力学背景，但是否对铀成矿作用或者铀元素富集具有决定性作用，目前还缺乏直接的证据，需进一步深入研究。

4 结论

（1）本次工作在鄂尔多斯盆地东北部发现了多期岩浆活动，表现为黑石头沟玄武岩、大柳塔玄武岩。其中，黑石头沟玄武岩为粗面玄武岩，属于钾玄岩系列；大柳塔玄武岩属于低钾（拉斑）系列。

（2）微量和稀土元素分布均表现为右倾的特征，具有较弱的轻重稀土分馏。微量和稀土元素特征表明，黑石头沟玄武岩来自于富集地幔，无地壳混染作用；大柳塔玄武岩具有活动大陆边缘特征，具有强烈的地壳混染作用。Sr-Nd同位素特征表明，黑石头沟玄武岩具有古老岩石圈地幔和EMI富集地幔特征。大柳塔玄武岩则表现为EMⅡ型富集地幔的特征。

（3）区域动力学背景分析表明，鄂尔多斯盆地东北部玄武岩的发育是古太平洋板块斜向俯冲及深部残余板片熔融的结果。

致谢：本次工作由科技部国家重点研发计划深地资源勘查示范项目（2018YFC0604203）、国家青年自然科学基金项目（41502195）、重点实验室开放基金项目（2020NRE10、TPR-2022-22）、中国石油华北油田科技项目（HBYT-L-2022-JS-18）、IGCP675项目及中国地质调查局地质调查项目（DD20211191、DD20221678）共同资助。在样品测试过程中得到了天津地质调查中心实验室的大力支持，在此表示感谢。同时感谢审稿专家的宝贵意见和建议，并对编辑部的辛勤工作表示诚挚的感谢。