鄂尔多斯克拉通地块活化了吗？

何登发，包洪平，开百泽，许艳华，鲁人齐，张才利，魏柳斌，成 祥

［1.中国地质大学（北京）能源学院，北京 100083；2.中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，陕西 西安 710018；3.中国地震局地质研究所，北京 100029］

克拉通是大陆的组成单元。它的形成经历了含陆壳块体的板块之间的碰撞造山作用，形成了主要的山链（如喜马拉雅山脉），碰撞山链在400～200 Ma被剥蚀，遗留的山根暴露地表，成为先存地块之间的“缝合线”［1］。复杂拼贴的地块与山根构成了今天的“克拉通”，即克拉通是碰撞造山的最终产物，形成一个克拉通至少需要300 Myr，形成之后则是长期保持稳定的大陆块体［1-2］，发育在克拉通上的沉积盆地称为克拉通盆地。

华北克拉通的西部为鄂尔多斯地块，长期被认为是稳定地块的典型代表［3-9］。发育其上的鄂尔多斯盆地地层平缓，褶皱、断裂等不发育，也被认为是稳定的克拉通盆地［7，10-11］。但近年来随着深钻井、大地电磁、反射地震等资料的增多，逐渐发现鄂尔多斯盆地发育多个区域性不整合面［12］，其周缘与内部也有岩浆活动，不同尺度的断裂也较为发育，盆内和盆缘都有地震发生，鄂尔多斯克拉通“似乎”具有一定的“活动性”。鄂尔多斯克拉通地块“活化”了吗？若已活化，其程度怎么样？活化的板块构造环境与深部地质背景是什么？活化的机制是什么？地块活化与油、气、煤、盐、铀等矿产资源的赋存有什么联系？这些都是亟待研究的基础科学问题。

在地质学中，表征“活化”有几个名词。①Activation（活化，激活）：意思是开（驱，起，启）动；触发；活化（作用）；活性（化）；激活；使……产生放射性；敏化；在地质学中如用酸处置粘土或获得物质的放射性都称为活化。②Reactivation：再活化，再激活，被恢复活动，再生（作用）。③Mobility（流动性、活动性）：为W.Penck使用的术语［13］，指的是“地壳隆升的相对速率主要决定了由剥蚀过程产生的地貌的性质”的概念。④Mobilization（动员、调动、活化）：指的是使固体岩石具有足够塑性令其流动或使其活动组分发生化学迁移的某种过程；或使岩石有价值的成分重新分布与富集，从而形成实际或潜在的矿床的某种作用。

在槽-台学说盛行期，对于地台的活动性，B.B.别洛乌索夫称为“地台活化”，黄汲清称之为“再生”，陈国达称之为“地洼”［14］。陈国达在1956年发现大陆地壳的新构造单元——地洼区，并在此基础上创建了壳体大地构造学，发展成为地洼（活化）构造理论体系，称为“地洼”学说或“动-定转化递进”说。1959年3月，陈国达在《科学通报》上发表了《地壳第三构造单元——地洼区》，他认为地洼区具有3方面特征：①岩浆活动十分强烈，地球上一些地区发生大规模的中-酸性岩侵入活动；②升降幅度增大，地貌反差加剧，如中生代北升、南降；③形成了丰富的内、外生矿床。自1992年起陈国达用活化构造理论（简称活化构造论）作为地洼学说的同义语使用，热能聚散交替、地幔蠕动是构造-岩浆活化理论创建初期提出的动力学机制假说［15］。

根据前人认识［9，12，14-15］，本文将“克拉通活化”定义为“克拉通地块具备了一定程度的活动性”或“克拉通地块失去了一定程度的稳定性”。而克拉通稳定性整体丧失的地质现象则被称为克拉通破坏或去克拉通化［16］，如华北克拉通东部。

本文通过对鄂尔多斯盆地区域不整合面、岩浆活动、热体制、断裂与褶皱作用、构造沉降、地震活动及地球物理场等方面的研究，来判断鄂尔多斯克拉通地块或者局部构造单元是否发生了“活化”，并讨论可能的活化机制。

1 鄂尔多斯地块与活化相关的主要构造事件

1.1 克拉通内部及边缘裂谷作用

自中元古代以来，鄂尔多斯地块在不同区域发生了5期裂谷活动，强度不一，分布不均。

1.1.1 中元古代裂谷

在中元古代，鄂尔多斯地块东南缘有熊耳裂陷槽（约1.78 Ga）、北缘有白云鄂博裂陷槽（1.73～1.68 Ga）、东北缘有燕辽裂陷槽（1.73～1.62 Ga，1.37～1.32 Ga）、西缘有贺兰裂陷槽（1.73～1.68 Ga）［17-23］。而在鄂尔多斯地块内部（图1），则发育3排NE向裂谷［12，21］，分别是宁-蒙裂陷带、甘-陕裂陷带与秦-晋裂陷带，这些裂陷带呈NE-SW向展布，向NE方向收敛，向SW拓宽、加深；在鄂托克旗—杭锦旗一带，则发育NNE—NE向裂陷群。这些裂陷带整体呈宽裂谷结构，在剖面上发育2～3幕裂陷层序。沉积充填厚达500～3 000 m，为一套石英砂岩、岩屑砂岩、泥岩夹火山岩的沉积组合。长城系主体以滨海相碎屑岩沉积为主，岩性主要为厚层的石英砂岩夹火山岩；蓟县系以陆表海碳酸盐岩台地相含硅质的藻白云岩沉积为主；震旦系仅分布在鄂尔多斯盆地南缘与西缘，主体以冰期沉积的冰碛砾岩为主［21］。盆地内部的探井，如盆地中部桃利庙地区的桃59井，西部马家滩地区的古探1井和天深1井，西南部陇东地区的庆深1井等，已揭示长城系发育浅成-超浅成辉绿岩脉体或玄武质火山岩［20-21，24］，厚5～60 m；在盆地西缘桌子山长城系地表露头区亦可见基性的侵入岩脉［23，25-26］。反映出鄂尔多斯地区长城纪总体处于区域伸展背景下，沿基底断裂发生幔源岩浆的侵入或火山喷发活动。

图1 鄂尔多斯盆地长城纪裂陷槽分布Fig.1 Distribution map of the Changchenian rift trough in the Ordos Basin

1.1.2 寒武纪—早奥陶世伸展体制

这一时期，鄂尔多斯地块南、北缘发育成为被动大陆边缘［12，26］，分别与二郎坪洋盆、古亚洲洋盆相关；南侧被动陆缘具裂谷型边缘结构，发育向南倾斜的阶状正断层组合；西缘发育贺兰裂陷槽［22-26］，充填台地相-斜坡相-半深海相沉积，经构造复原，该裂陷槽东界发育西倾正断层组合，受正断层旋转影响，靠海一侧下奥陶统发育台地边缘高能相带，靠陆一侧局部发育潟湖相沉积，如梁探1井附近。在鄂尔多斯地块内部，靖边—米脂一带，发育中-小尺度的正断层组合，对奥陶系沉积具有明显的控制作用。

1.1.3 石炭纪—早二叠世伸展体制

在石炭纪—早二叠世，鄂尔多斯地块整体沉降，接受海-陆过渡相沉积。在其西侧贺兰山带，上石炭统羊虎沟组（C2y）不整合于太古宙花岗岩体之上（图2）。分析表明，太古宇经历长期伸展剥露、隆升剥蚀，羊虎沟组岩性为深灰、灰黑色页岩夹薄层砂岩，为一套快速沉降背景下的较深水沉积［27］。

图2 贺兰山森林保护区上石炭统羊虎沟组与太古宙花岗岩体之间的不整合Fig.2 Unconformity between the Upper Carboniferous Yanghugou Formation and the Archaeozoic granitein the Helanshan Mountain Forest Conservation Area

1.1.4 中-晚三叠世伸展体制

鄂尔多斯地块区域性沉降，发育了面积超过20×104km2的大型湖泊，西至景泰，东至太行山东侧，南至北秦岭，北至伊盟隆起南缘，以河流-湖泊相沉积为主，厚达1 000～2 000 m。上三叠统延长组7段的半深湖-深湖区面积达6×104km2，水体深度达100～120 m；发育大面积展布的凝灰岩与泥岩互层，在局部1 m岩层中含有20～30层凝灰岩。

1.1.5 周缘新生代断陷

自始新世以来，鄂尔多斯地块南侧有渭河-汾河地堑系、西侧发育银川地堑、北侧发育河套地堑［28-29］，这些地堑的莫霍面均有3～4 km的隆升，内部有数千米的河流、湖泊相沉积充填，为快速断陷背景下的近源沉积充填组合，以断陷期沉积为主。这些断陷发育在早期隆起带的高部位，为隆起带负反转所形成，靠山一侧皆有控制断陷发育的大型正断层。鄂尔多斯地块内部则以隆升剥蚀为主，黄土高原面为3 Ma以来形成。

1.2 岩浆事件及其分布和成因

新的钻井及周缘地质调查揭示，鄂尔多斯地块及邻区发生了6期岩浆活动（图3）。

图3 鄂尔多斯地块及其周缘岩浆岩分布Fig.3 Magmatite distribution in the Ordos Block and on its periphery

1.2.1 中-新元古代

盆地内部桃59、李34、古探1、天深1、庆深1等井钻揭了长城纪岩浆活动［12，20-21，24］。鄂尔多斯地块南缘—北秦岭地区有新元古代（979.0～711.0 Ma）的岩浆活动。

1.2.2 奥陶纪

在鄂尔多斯地块南缘、西缘等地奥陶系见多层凝灰岩，如西南缘奥陶系见多套斑脱岩夹层［25，30-32］，为中奥陶世祁连-秦岭洋向北俯冲、弧后盆地内火山喷发的沉积记录，火山喷发集中于早奥陶世晚期—中奥陶世早期（465.8 Ma±8.3 Ma～449.0 Ma±3.0 Ma）；应用断裂破碎带内次生方解石原位U-Pb测年，也识别出西南缘晚奥陶世（452.0 Ma±13.0 Ma）存在一期热液改造事件［33］。秦岭地区早古生代岩浆活动强烈，集中在507.0～400.0 Ma，与丹凤洋盆、二郎坪洋盆的俯冲、闭合事件有关［34-36］。

1.2.3 晚石炭世

贺兰山地区广泛发育晚古生代镁铁质辉绿岩墙［25，27］。走向以NE向和近EW向为主，少量为NNW向；岩墙规模差异大，从数米到数千米不等。宗别立辉绿岩墙属于高铁拉斑玄武岩系列，对采自不同位置的镁铁质岩墙的锆石进行U-Pb年代学分析得出303.5 Ma±2.5 Ma和206.0 Ma两组谐和年龄［25，27，37］，前一组即为晚石炭世的辉绿岩，晚石炭世岩浆岩来源于被俯冲流体改造的富集岩石圈地幔，可能形成于晚石炭世古亚洲洋向南俯冲导致的贺兰山地区形成的弧后伸展环境［25-27］。

1.2.4 中-晚三叠世

在盆地内部延长组可见多层凝灰岩（图3），分布十分广泛［38-40］，厚度在1.0～1.5 m，年龄约为241 Ma。盆地西缘汝箕沟地区二道沟、大岭-鼓鼓台一带出露拉斑玄武岩，玄武岩产状平缓，对这套岩石曾获得多组年龄，玄武岩锆石U-Pb年龄为344.0 Ma±22.0 Ma，241.0 Ma±7.0 Ma［41-44］和191.0 Ma±3.0 Ma［27］；从其与下伏上三叠统延长组呈整合接触、其上与中侏罗统延安组以微角度不整合接触来看，岩石形成时间在晚三叠世和中侏罗世之间［27］。贺兰山地区白寺口镁铁质岩墙锆石U-Pb年龄为241.7 Ma±1.1 Ma［25］。以白寺口辉绿岩和汝箕沟玄武岩为代表的中生代早期岩浆活动主要为岩石圈地幔的部分熔融，形成于陆内裂谷环境，代表了中三叠世—早侏罗世贺兰山内部的一次伸展事件［25］，其形成可能与古亚洲洋闭合及中亚造山带碰撞后的岩石圈伸展有关，形成了陆内裂谷［27，42-44］。

鄂尔多斯地块北缘中-晚三叠世的钾长花岗岩、二长花岗岩及碱性杂岩沿阴山-燕山构造带分布，是古亚洲洋关闭的产物。鄂尔多斯地块南缘及秦岭地区，见早中生代（250.0～185.0 Ma）岩浆活动，印支期花岗岩见于南秦岭和北秦岭部分地区，有250.0～240.0 Ma和225.0～185.0 Ma两个高峰期（图3）。

1.2.5 早白垩世

盆地内部在伊盟隆起、紫金山、桐城、龙门等地区发育该期岩浆活动。内蒙古杭锦旗黑石头沟（GPS：N40°6.784′，E109°13.719′），下白垩统砂岩之上发现了一层玄武岩，为碱性橄榄玄武岩，Ar-Ar年龄为126.2 Ma±0.4 Ma［45-46］。在伊盟隆起保尔斯太沟、伊12井一带的下白垩统泾川组见有玄武岩，在喇嘛沟有辉绿岩侵入［47］。鄂尔多斯地块南部崇信县铜城镇以南的桃梢屲-庙滩一带，有超钾质岩体分布，岩性为霓辉黑榴二长斑岩与假白榴石斑岩，锆石U-Pb年龄为110.8 Ma±1.0 Ma和107.6 Ma±0.9 Ma，为早白垩世，可能为EMI型富集地幔来源［48］；陇县华亭地区龙1井和龙2井在三叠系中钻遇了厚达150 m以上的霞石正长岩、闪长玢岩，年龄为早白垩世。鄂尔多斯盆地东缘临县紫金山碱性杂岩形成于138.0～125.0 Ma［49］；山西地块过渡带上岩浆活动主要集中在140.0～100.0 Ma。华北克拉通中部、西部与东部的岩浆活动时间是近于同时的，表明克拉通的破坏或改造均为早白垩世，指示华北陆块西部岩石圈可能也有相应岩石圈减薄作用发生。

鄂尔多斯地块周缘晚中生代岩浆活动也较为发育。秦岭地区160.0～100.0 Ma的花岗岩主要见于北秦岭地区东部（图3）。北缘在阴山西段的白云鄂博一带也有该期花岗岩出露，多为A型花岗岩，且铁镁质微粒包体常见，指示了强烈的岩浆混合与壳幔物质交换。

1.2.6 伊盟隆起晚中新世

在和林格尔台格斗村东侧山沟（GPS：N40°30.277′，E111°51.820′）分布有橄榄拉斑玄武岩，Ar-Ar年龄为6.4 Ma，为晚中新世［46］。鄂尔多斯地块东北部在晚中新世发生了上地幔物质上隆和地壳伸展，相邻的大同地区有第四纪火山活动。

1.3 断裂活动及其褶皱作用

鄂尔多斯地块主要发育7个时期的断裂系统及断层相关褶皱。

1.3.1 中元古代正断层组合

该组合以半地堑、堑-垒构造为主（图1）［12，20-21，24］，发育正断层转折褶皱、正断层传播褶皱、转换斜坡等构造样式。该组合在中元古界广泛分布，如宁-蒙裂陷带、甘-陕裂陷带与秦-晋裂陷带等3个NE向裂陷带。该期沉积充填构成鄂尔多斯盆地下构造层。

1.3.2 寒武纪—早奥陶世正断层组合

鄂尔多斯地块南缘、西缘主要发育阶梯状正断层组合，阶梯状正断层主要向地块外侧倾斜，寒武系与中-下奥陶统向现今山系一侧逐渐加厚。鄂尔多斯盆地东部发育一系列NNE向和NS向小尺度的正断裂组合，对形成台内高、低地貌有明显控制作用，高地貌区发育高能滩相，低洼区发育低能泥质岩组合。

1.3.3 中-晚奥陶世冲断系统

该冲断系统主要发育在鄂尔多斯地块南缘及西缘。如图4所示，寒武系-奥陶系南厚北薄，向北逆冲在蓟县系之上，该冲断系统之上为上石炭统本溪组所不整合覆盖，代表加里东期的冲断前锋。图4左端的大断层，断穿奥陶系-三叠系，代表燕山期的构造变形，此变形叠加在加里东期冲断变形之上。图5显示中卫市兴仁镇S205公路边的奥陶系香山群页岩、粉砂岩变质成千枚岩、片岩，发生揉皱，枢纽陡立，石英脉被褶皱，代表加里东期的强烈变形。在这一带，可见香山群逆冲在泥盆系与石炭系之上。由此可见，加里东期的挤压构造变形在鄂尔多斯地块的南缘与西缘表现较为强烈［50-51］。

图4 鄂尔多斯地块南侧南北向地震剖面（G1204剖面局部）Fig.4 NS-trendingseismic profile in the southern Ordos Block（part of the profile G1204）

图5 中卫市兴仁镇S205公路边香山群片岩、千枚岩变质、变形特征Fig.5 Metamorphic and deformation features of schist and phillite of the Ordovician Xiangshan Group on the roadside outcrop of S205 in Xingren County，Zhongwei City

1.3.4 晚石炭世—二叠纪伸展系统

该伸展系统主要发育在盆地西缘。如图2所示，经历加里东期挤压变形后，贺兰山一带再次发生伸展［22-23，27］，充填较厚的海-陆过渡相页岩、粉砂岩、煤系沉积，厚达500～1 500 m。

1.3.5 晚侏罗世—早白垩世初期冲断系统

晚侏罗世—早白垩世初期，鄂尔多斯地块西缘、南缘、东缘与北缘均发生向盆地内部的挤压变形，这是鄂尔多斯地块构造变形最为强烈的时期［52-69］。如图6所示，该剖面自西向东切过银川断陷-横山堡逆冲带等构造区带，横山堡逆冲带早期呈台阶状冲断层向东逆冲，向西地貌依次升高，导致前新生界由东向西依次剥蚀减薄或尖灭，横山堡逆冲带为基底卷入型冲断层系统，断层向下进入前长城系韧性剪切层，剖面上构成压扭构造组合（图6a）。在局部放大图中（图6b），可清楚见到中侏罗统与下伏三叠系、二叠系、奥陶系等之间的削截不整合接触关系（图6b中Ⅰ部位），为印支运动的产物。而下白垩统与中侏罗统之间为下削上超关系，其间缺失上侏罗统，中侏罗统在横山堡断层上盘自东、西两端向中部被削蚀，中侏罗统底部不整合面（印支运动面）被褶皱，从下白垩统底部不整合面的褶皱样式来看（图6b中Ⅱ部位），横山堡断层活动于侏罗纪末期，形成了断层传播褶皱背斜带；横山堡断层端点止于白垩系底部不整合面（燕山早期运动面）。下白垩统底部向西超覆于横山堡构造带的削蚀区之外，表明下白垩统的沉积范围拓宽，进入热沉降拗陷阶段。而下白垩统顶部与渐新统清水河组（E3q）之间呈削截不整合接触（燕山晚期运动面）（图6b中Ⅲ部位），下白垩统自东向西被剥蚀，渐新统自西向东逐层超覆，说明二者之间经历了强烈的构造运动。不仅缺失了上白垩统—始新统，而且二者之间发生了由挤压向伸展的转换。燕山早期、晚期运动在横山堡构造带发生叠加。新生代银川地堑的东翼叠加在燕山期剥蚀面之上［70-71］。

图6 鄂尔多斯盆地西缘横山堡冲断带地震-地质解释剖面（a）及局部地震剖面放大图（b）Fig.6 Geological interpretation of the seismic section（a）crossing and the zoom-in（b）of part of the Hengshanpu thrust belt at the western margin of the Ordos Basin

鄂尔多斯地块南缘在燕山期冲断变形强烈（图4）。在渭北隆起泾河大桥东侧约1 km处，纸坊组（T2zf）上段下部发育一个由南向北的大型逆冲推覆构造，由两个前翼倒转的断层传播褶皱背斜与一个断层转折褶皱背斜构成，下伏一典型的向北抬升的低角度台阶状逆冲断层，为燕山期南缘冲断系统的前锋断层。

鄂尔多斯地块东缘的盆-山过渡带依据地面出露的构造特征、地震剖面断裂构造样式、断裂性质等特征，自南而北可划分为韩阳—东王、龙亭—黑龙关、黑龙关—中阳、离石—交楼申与兴县—清水等5个区段，并可进一步细划为韩阳、韩城、店坪、黑龙关、中阳、离石、方山、河曲、清水等9个亚段，均为燕山期冲断形成［72-73］。不同段之间存在构造转换。

鄂尔多斯地块北缘这一时期的挤压变形强烈［27］，如在伊盟隆起南侧，沿三眼井-乌兰林格断裂形成大型的多期活动的断层传播褶皱背斜带［12］，形成了三眼井、乌兰吉林、泊尔江海子、李家渠等断裂带。

1.3.6 古近纪始新世—第四纪周缘地堑系统

鄂尔多斯地块周缘在始新世以来发育地堑系统［74-75］。如图6a，银川地堑叠加在西缘冲断系统之上［70-71］，渐新统不整合在长城系或前长城系之上，表明在地堑形成之前，地堑中心部位经历了长期的隆升、剥蚀。银川地堑位于原来隆起的高部位。渭河地堑也具有类似特征，钻井资料表明渐新统高陵群不整合在寒武系之上。

1.3.7 中新世晚期—第四纪西南缘弧形冲断系统

10 Ma以来，青藏高原东北缘逆冲作用于鄂尔多斯地块西南缘，在海原断裂和六盘山断裂一带发生压扭性活动，陇西地块向东南挤出，将原来的始新世—中新世盆地改造，形成了海原断裂（10 Ma）、天景山断裂带（8～5 Ma）、香山断裂带（2 Ma）等前展式弧形断裂系统，构成鄂尔多斯地块西南缘向西北撒开、向东南收敛的帚状断裂系统。在地壳结构上，鄂尔多斯地块呈静止的Ⅱ型构造楔，而青藏高原东北缘上地壳向上逆冲，下地壳则向下俯冲，形成“鳄鱼嘴”构造样式［76］。这一构造活动可能作用于整个鄂尔多斯地块，使其发生了逆时针旋转运动［12］。

1.4 区域不整合面及其成因机制

鄂尔多斯盆地自下而上发育的沉积盖层包括中-新元古界的长城系、蓟县系、震旦系，下古生界的寒武系、奥陶系，上古生界的石炭系、二叠系，中生界三叠系、侏罗系及白垩系，新生界发育不全，盆地普遍缺失志留系-泥盆系，大部分缺失震旦系、下石炭统、上白垩统，新生界平面分布局限性大。

依据不整合面发育特征，将鄂尔多斯盆地地层划分为6大构造层：中-新元古界构造层、下古生界构造层、上古生界-三叠系构造层、侏罗系构造层、白垩系构造层和新生界构造层；具多旋回叠合盆地的发育特征［7，10-12］。

在鄂尔多斯盆地，由下至上识别出10个区域不整合面：长城系与前长城系（Ch/AnCh）、蓟县系与前蓟县系（Jx/AnJx）、震旦系与前震旦系（Z/AnZ）、寒武系与前寒武系（C-/An C-）、奥陶系与前奥陶系（O/AnO）、石炭系与前石炭系（C/AnC）、三叠系与前三叠系（T/AnT）、侏罗系与前侏罗系（J/AnJ）、白垩系与前白垩系（K/AnK）、第四系与前第四系（Q/AnQ）（图2，图4—图6）；还发育二叠系与前二叠系（P/AnP）、古近系与前古近系（E/AnE）等局部不整合面。盆地本部主要发生了5次大的隆升剥蚀。

1）长城系底部不整合面：为长城系碎屑岩与下伏基底高级变质岩之间的异岩不整合，也是角度不整合面。即克拉通经历长期剥露、剥蚀之后，长城系为其第一套沉积盖层［24］，为伸展背景之下的裂谷充填沉积（图1）。

2）蓟县系底部不整合面：蓟县系沉积范围较长城系大为缩小，主要偏于盆地的西部，与长城系之间为低角度不整合-平行不整合。长城系为断陷沉积，蓟县系则具有拗陷沉积特点，以硅质白云岩为主。

3）震旦系底部不整合面：鄂尔多斯地块震旦系罗圈组冰碛岩分布局限，仅见于西缘和南缘［24］，与蓟县系之间缺失青白口纪沉积。这表明鄂尔多斯地块在新元古代大范围处于隆升剥蚀状态，推测与宽坪洋盆关闭引起的区域挤压与隆升有关［12］。

4）寒武系底部不整合面：在鄂尔多斯盆地缺失寒武系底部沉积，多数地区自下寒武统上部辛集组或中寒武统毛庄组开始沉积，剥蚀时间较长（图7a）。寒武系向伊盟隆起、镇原隆起、乌审旗隆起等高部位逐渐超覆。

图7 鄂尔多斯盆地地层分布特征Fig.7 Stratigraphic distribution of the Ordos Basin

5）奥陶系底部不整合面：鄂尔多斯地块东缘、东南缘发育冶里组和亮甲山组，其余大多数地区缺失，马家沟组不整合于下伏地层之上（图7a），其间缺失时限达10～20 Myr。马家沟组底界在岩性上存在明显的突变关系，盆地周缘马家沟组底部普遍发育砾岩、石英砂岩或泥岩（云质泥岩或泥质云岩）；在华北克拉通上，该不整合面也称为怀远运动面［77-79］。怀远运动具多阶段“幕式”活动特点，从中寒武世张夏期末一直延续到早奥陶世亮甲山期，经历了海床抬升、暴露剥蚀、振荡性沉积等多个阶段［77］，其中亮甲山末期与马家沟期之间的沉积间断在区域上稳定分布，是该运动形成的主要不整合面，沉积间断时限达3～18 Myr［79］。

6）石炭系底部不整合面：主要为上石炭统与奥陶系之间的不整合面。在西缘、南缘、东缘可见角度不整合面，在盆地内部为平行不整合面或低角度削截不整合面，其间缺失时限达150～230 Myr。该期运动即加里东运动［7，12］（图2，图4—图6，图7b），为鄂尔多斯地块南缘商丹洋盆关闭引起的区域挤压所致［34-36］。

7）三叠系底部不整合面：该不整合面常不易被识别。为下三叠统刘家沟组与下伏地层之间的低角度-平行不整合，盆地内部可见整合接触。为华北地块北侧索伦洋盆闭合在盆地内部的响应，但剥蚀时限较短。

8）侏罗系底部不整合面：如图6b，盆地内部缺失下侏罗统-上三叠统长（延长组）1段—长3段，缺失时限为20～40 Myr，是华北地块与扬子地块碰撞、拼合后在盆地内部的响应［80-82］。在华北克拉通东部形成一系列EW向延伸的背斜带与向斜带。

9）白垩系底部不整合面：是燕山运动在盆地内部的响应［64-69，83-85］（图6b）。图7c中的侏罗系呈SN向分布，是鄂尔多斯地块东、西向挤压的结果。但实际上，鄂尔多斯地块南、北向的挤压也很强，如伊盟隆起南侧的三眼井-乌兰林格断裂带、渭北隆起的三叠系-侏罗系的挤压冲断构造（图4）。鄂尔多斯地块四周受挤的构造背景及其构造作用产物是鄂尔多斯盆地构造活动的一个典型特色。

10）第四系底部不整合面：第四系砂砾、黄土等不整合在下伏中生界之上，为气候与隆升共同控制的结果。

在一个“稳定”的克拉通盆地内却发育了10个区域性不整合面，这些不整合面多数还是响应周缘板块构造事件的产物（即区域性海退事件影响较小）［12，35-36，65，80，83-85］，表明鄂尔多斯地块在周围板块活动的控制下活动性较强。

1.5 构造沉降的时-空差异变化

克拉通的构造沉降是反映其成因机制及其平面变化的灵敏标志。从鄂尔多斯盆地不同构造部位的构造沉降曲线及构造沉降速率来看，构造沉降具有明显的旋回性与平面差异性。除中-新元古代的裂陷-拗陷旋回外，鄂尔多斯盆地还发育早古生代、石炭纪—三叠纪与侏罗纪—白垩纪等构造沉降旋回（图8）。

从图8可知，鄂尔多斯盆地在中寒武世毛庄期缓慢沉降，徐庄期与张夏期快速沉降；而晚寒武世三山子期发生隆升。在早奥陶世，冶里组-亮甲山组沉积期发生隆升剥蚀，马（马家沟组）一段-马二段沉积期缓慢沉降、马三段沉积期（马三期）快速沉降、马四期缓慢沉降、马五期快速沉降、马六期缓慢沉降，呈现出不等时的缓慢、快速相间的沉降特点，即出现非线性变化特点。整体而言，桃59井较之宁探1井的构造沉降量更大。

对其他层系的构造沉降量进行分析，得到了大致相似的结果（图8）。构造沉降的3个沉降旋回中共发育了11个沉降中心，早古生代沉降旋回的沉降中心位于盆地西缘与南缘，石炭纪—三叠纪的沉降中心位于盆地西缘、西南缘和北缘，侏罗纪—白垩纪的沉降中心位于盆地西缘，呈南北向展布（图7c）。

图8 鄂尔多斯盆地构造沉降量与构造沉降速率变化特征Fig.8 Variations of tectonic subsidence amplitude and rate in the Ordos Basin

沉降中心的迁移反映出不同部位构造沉降量的显著变化，也体现出沉降机制如热沉降、挠曲沉降或动力沉降等综合效应的平面变化以及随时间的变化。关于这一点，有待于基于探井的高分辨率分析结果来验证。

1.6 鄂尔多斯地块及其周缘强震活动

鄂尔多斯地块周缘渭河地堑、汾河地堑、银川地堑、河套地堑及西南缘海原-六盘山断裂带一线，是近现代大陆强震活动区（图9）。在盆地中南部，沿基底NE向断裂带，也有多个ML（里氏震级）5.0级以上地震分布，表明鄂尔多斯地块已经进入一个活跃期。河套地堑系、汾渭地堑系、银川地堑系、海原-六盘山断裂带是强烈活动带，平凉-吴起、铜川-延川、晋西挠褶带也是地震活动带。

图9 鄂尔多斯地块内部及周缘的中-强震活动Fig.9 Moderate and strong earthquake activities in the Ordos Basin and on its periphery

2 鄂尔多斯地块“活化”相关的板块构造背景与深部背景

2.1 周缘板块构造背景

鄂尔多斯地块在不同时期遭受了周缘板块构造活动的影响［34-36，56，59，67，76，84-85］。在古生代，受南、北洋盆打开、扩张与俯冲、关闭的直接影响［86-88］，形成伸展与聚敛构造体制；而在侏罗纪以来，远离板块边界，以陆内构造变形为特征［85，89］。

鄂尔多斯地块北侧的古亚洲洋起始于新元古代晚期，主要发育于寒武纪—奥陶纪［86-87］。沿索伦—温都尔庙—西拉木伦一线存在新元古代—中志留世的蛇绿岩以及二叠纪蛇绿岩［86-87］，沿该线早古生代和二叠纪均存在洋盆或者处于洋壳俯冲阶段。奥陶纪—志留纪初，在索伦和温都尔庙附近存在洋壳俯冲，并形成岛弧，以橄榄岩、枕状玄武岩、玄武质安山岩、安山岩和硅质岩等为特征；晚志留世，洋盆开始关闭；二叠纪末—三叠纪，该洋盆自西向东呈剪刀状最终闭合［90］。

鄂尔多斯地块南侧在早古生代发育商丹洋盆与二郎坪洋盆，为原特提斯洋的一部分［34-36］。位于北秦岭及南秦岭之间的商丹洋形成于600～534 Ma，向北俯冲在北秦岭陆块之下。根据北秦岭构造带变质岩（510～400 Ma）及岩浆岩（514～420 Ma）年代学及地壳深熔和混合岩化的时代（517～445 Ma）推断［36，88］，商丹洋的俯冲起始于514 Ma或稍晚，一直持续到大约420 Ma结束［88-89］。位于北秦岭与华北克拉通南缘之间的二郎坪弧后盆地在508 Ma左右逐渐打开形成洋盆并开始扩张，在450 Ma或稍晚洋盆闭合，导致了华北克拉通南缘及北秦岭北部S型花岗岩的形成［36，90］。这是中-晚奥陶世（至早石炭世）华北克拉通南缘强烈挤压、冲断、隆升与剥蚀的构造背景［12，91］。

中生代早期，因勉略洋盆的关闭［34］，华北地块与扬子地块碰撞，发生近南北向大陆汇聚。华北克拉通上形成近WE向褶皱带。但在中三叠世末期—晚三叠世，鄂尔多斯地块上稳定发育了大型湖盆。最新研究表明［92-93］，这一湖盆形成于伸展构造背景［12］。

中-晚侏罗世，华北克拉通及邻区受古太平洋、蒙古-鄂霍茨克洋与班公-怒江洋俯冲与关闭的控制［85，94］。180～150 Ma古太平洋板块发生俯冲作用，140～110 Ma蒙古-鄂霍茨克洋的关闭与班公-怒江洋盆的最终关闭［95-97］，形成了中国大陆三面受挤的构造背景［66-67，84-85］。狼山构造带于178～175 Ma发生NWSE向的强烈挤压变形［59，67，98］，而太行山-吕梁山构造带则在165～150 Ma发生NW—NWW向挤压变形［94］，导致盆地内部遭受EW—NWW向挤压变形。

10 Ma以来，青藏高原东北缘向北扩展，对鄂尔多斯地块西南缘施加挤压作用［74，76］，陇西地块向东南挤出，鄂尔多斯地块发生了顺时针旋转。

2.2 深部构造背景

鄂尔多斯盆地在寒武纪—三叠纪处于降温过程，地温梯度自30℃/km降低到22℃/km；侏罗纪—早白垩世则处于升温过程，早白垩世的古地温梯度为40℃/km，盆地南部更高［99-101］；晚白垩世以来处于降温过程，第四纪降低到28℃/km。根据地温梯度的约束，可以反推地壳厚度与岩石圈的厚度（热岩石圈厚度）［102］。从地壳、岩石圈厚度的变化则可推断250 Ma以来鄂尔多斯地壳、岩石圈厚度及其伸展特征。模拟计算表明，早白垩世末期热岩石圈厚度减薄到50～75 km［101］，减薄量达80 km以上，岩石圈伸展率达60%，岩石圈伸展因子达2.0以上，地壳、岩石圈发生了非均一伸展（图10）。

图10 据250 Ma以来鄂尔多斯地块的地壳、岩石圈厚度变化（a）计算得到的地壳与岩石圈的减薄量（b）、伸展率（c）与伸展因子（d）Fig.10 Thickness variation of the crust and the lithosphere since the 250 Ma（a）and their calculated thinning（b），extension rate（c）and extension factor（d）

不同构造单元的地壳与岩石圈伸展变化趋势基本一致（图10），但变化量则相对较大（图11）。在中生代开始时，热岩石圈厚度相对较厚，可达180 km，三叠纪末期变为150 km，各构造单元的厚度较为均一。

侏罗纪—早白垩世，热岩石圈开始迅速减薄（图10，图11）。其中，渭北隆起岩石圈减薄最为剧烈，从三叠纪末期的150 km减少至早白垩世末期的70 km，该区域的热岩石圈伸展因子可达3.18，伸展率为69%；晋西挠褶带、伊盟隆起、伊陕斜坡的岩石圈厚度变化趋势较为一致，均从三叠纪末期的150 km左右减少至早白垩世末期的90 km，热岩石圈的伸展因子为2.4～2.6，伸展率为59%～62%；而天环坳陷与西部冲断带具有一致的变化趋势，从三叠纪末期的150 km减少至早白垩世末期的105 km，厚度变化最小，热岩石圈伸展因子为2.1～2.2，伸展率为52%～54%。此后，岩石圈厚度后期迅速增加至79～133 km。至新生代，热岩石圈进一步增厚至81～158 km［101-102］。

图11 250 Ma以来鄂尔多斯盆地不同构造单元岩石圈的厚度变化及伸展特征Fig.11 Thicknessvariation and extension featuresof thecrust and lithospherewithin each tectonic unit in the Ordos Basin since 250 Ma

上述分析是在“早白垩世的热岩石圈发生大规模减薄”的前提下得到的。这种计算的合理性仍值得商榷，若岩石圈减薄达到80 km以上，可能在地壳浅层会发生大规模伸展破裂，如同华北克拉通东部的渤海湾地区一样。若没有伸展，那么地温梯度的急剧增大又是什么原因？前述的早白垩世鄂尔多斯地块内部大规模的岩浆活动又是如何形成的？岩浆的大规模产生则需要增温过程，使岩石圈底部或下地壳部分熔融，其后沿薄弱带向上侵入或喷发地表。

2.3 鄂尔多斯地块逆时针旋转与其北部（至阴山带）中新世晚期—第四纪的活化

大地电磁与地震层析成像研究揭示了鄂尔多斯地块北部地壳-上地幔存在低速高导体，反映了该地区上地幔可能存在部分熔融［103-107］。

吕宏斌在鄂尔多斯盆地北部-河套地堑下方识别出了电阻率为1～20Ω·m的低阻异常区［103］，宽约230 km，自深度约180 km的软流圈呈片状向上延至莫霍面，分为3个低阻异常区，而河套地堑之下的低阻异常区上延至上地壳，推测为地幔上涌导致的部分熔融物质所致［103-105］。

沿107.6°E南北向剖面上，通过联合反演得到二维S波速度结构，在伊盟隆起及邻区，较深的低速异常反映了与深部物质上涌相关的地堑形成过程［106］。

胡祥云研究了鄂尔多斯地块及周缘三维电性结构模型［107］，在10，35，60，90，120，150 km深度切片上，识别出了鄂尔多斯地块北段及以北的内蒙古缝合带、阴山地块和中部造山带北段（包括汉诺坝、大同火山、五台—阜平地区、吕梁杂岩体南部）下方存在明显的“蘑菇状”高导体，该高导体由下地壳高导层（C1）、岩石圈层次近垂向高导体（C3）和上地幔高导体（C2）相连组成，组成自软流圈上延到地壳底界的“羽状”结构。与吕宏斌等的结果较为一致［103-105］，也与S波反演结果相吻合［103，105］。该地区地壳-上地幔的高导、低S波速的特性，推测其成因为导电硫化物。结合早白垩世的岩浆岩和6.4 Ma的玄武岩活动［46］，还有大同近代火山活动，推测为上地幔上涌的部分熔融物质。

鄂尔多斯地块Pn波速度成像结果也表明［108］，在华北克拉通中部带的太行山、忻定盆地、大同盆地一带，鄂尔多斯盆地北部伊盟隆起—阴山等区存在大面积的低速异常区，指示上地幔顶部的部分熔融，壳、幔可能发生了较强的相互作用。

以上结果充分说明，鄂尔多斯地块以及华北中部造山带的北部在新生代发生了活化。图12给出了该区的6个低阻异常体（C1，C2，C3，C4，C5和C6）［103-107］，推测为上地幔部分熔融的部位。其成因与印-藏碰撞的远程效应有关，青藏高原东北缘发生弧形冲断，陇西地块向东南挤出，导致鄂尔多斯地块发生了逆时针旋转［74，83-84，109-110］，周缘形成地堑系统［111-113］，构成了岩石圈的软弱带；深部熔体沿着鄂尔多斯岩石圈的周缘薄弱区上涌，岩石圈发生了减薄并被改造，从而使鄂尔多斯地块北部发生了较大程度的活化与减薄。

图12 鄂尔多斯地块新生代的逆时针旋转及其北部的“低阻高导体”分布Fig.12 Map showing the anti-clockwise rotation of the Ordos Block during the Cenozoic and distribution of low-resistivity and highconductivity bodiesin the northern Ordos Basin

3 结论

1）鄂尔多斯地块处于华北克拉通西部，地块内部长城系—白垩系平缓展布，具有典型的克拉通性质。与华北克拉通东部的破坏相比，克拉通西部自中元古代以来断裂活动、隆升剥蚀、岩浆活动等体现出一定程度的活动性。

2）鄂尔多斯地块的活化主要体现在6个方面：①地块内部或周缘发生了中元古代、寒武纪—早奥陶世、石炭纪—早二叠世、中-晚三叠世与新生代等5期裂谷活动，裂谷分布不均、伸展强度不一，从早至晚，裂谷活动具有从强至弱再增强的特点；②地块内部发育了中-新元古代、奥陶纪、晚石炭世、中-晚三叠世、早白垩世与中新世晚期—第四纪等6期岩浆活动事件，尤以长城纪、早白垩世岩浆活动为盛；③发育中元古代正断层组合、寒武纪—早奥陶世正断层组合、中-晚奥陶世冲断系统、晚石炭世—二叠纪伸展断层系统、晚侏罗世—早白垩世初冲断系统、始新世—第四纪周缘地堑系统和中新世晚期—第四纪西南缘弧形冲断系统等7个时期的断裂系统及其相关褶皱带；④发育了Ch/AnCh，Jx/AnJx，Z/AnZ，C-/An C-，O/AnO，C/AnC，T/AnT，J/AnJ，K/AnK，Q/AnQ等10个区域性不整合面，分布于整个盆地，多数为构造事件的产物；⑤经历了中-新元古代、早古生代、石炭纪—三叠纪与侏罗纪—白垩纪等4个构造沉降旋回，构造沉降具有明显的旋回性与平面差异性，沉降中心的迁移现象较为普遍，沉降中心的迁移反映了断裂活动、热冷却沉降与挠曲沉降作用的分区性，盆地的成因复杂多变，为多种沉降机制的复杂叠加组合；⑥新生代，地块内部与周缘差异性构造活动强烈，周缘发育地堑系，内部则隆升剥蚀，发育黄土高原；地块周缘边界断裂带常为活动断裂，发生了一系列强震，盆地内部北东向断裂带也有一定程度的复活。

3）鄂尔多斯地块的活化受周缘板块构造背景与深部构造活动的控制。古生代分别受南、北缘特提斯洋与古亚洲洋的打开与关闭的影响，盆地经历了相应的伸展与聚敛交替作用过程；中新生代以来，受（古）太平洋、蒙古-鄂霍茨克洋和新特提斯洋俯冲与关闭的影响，鄂尔多斯地块发生了强烈的陆内构造变形。早白垩世末期，鄂尔多斯地块的地壳与岩石圈可能经历了大规模减薄作用，目前成因不太清楚。新生代晚期，受青藏高原东北缘挤压的影响，陇西地块向东南挤出，鄂尔多斯地块发生了逆时针旋转，周缘发育了张扭地堑系统，沿地块周缘薄弱带上地幔物质部分熔融上侵，鄂尔多斯地块北部的岩石圈发生明显活化、减薄与改造。

4）鄂尔多斯地块的活化特点及其成盆意义，活化事件与油气、煤、盐、铀矿等矿产资源的形成和富集之间的成因联系，尚需进一步的揭示与深入探讨，期待同仁们共同关注。

致谢：本文在写作过程中，得到了李德生、张国伟、贾承造、王成善等院士的指导。在与刘池洋、罗晓容、刘文汇、陈洪德、刘波、任战利、周进高、金晓辉、高山林等教授的交流中，受益匪浅，在此谨致谢忱。