鄂尔多斯盆地西南缘早志留世酸性凝灰岩的确定及其构造意义*

2023-02-09罗金海畅莹磊孙敏敏

地质科学 2023年1期

陈卓罗金海畅莹磊孙敏敏孙慧

（1.大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系西安 710069；2.江苏省常州市横山桥高级中学江苏常州 213000）

在鄂尔多斯盆地西南边缘，六盘山断裂带内出露一系列以脉体形态产出的基性和酸性岩浆岩，主要出露地点在陕西省宝鸡市陇县段家峡水库西北部（图1），在陇县铁马河地区也有出露。近年来，地学界对这些岩浆岩的岩石类型、形成时代和形成机制都有了新的认识。这些岩浆岩体以脉状形态产出于中—新生代六盘山断裂带内，脉体延伸方向基本平行于六盘山断裂带，这种产出状态很容易使人将其形成机制与六盘山断裂带的形成过程联系起来。车自成等（1985）进一步根据岩浆岩与围岩的接触关系把陇县景福山—段家峡一带岩浆岩的形成时代确定为白垩纪晚期—古近纪早期。严阵（1985）对铁马河剖面的二线子正长斑岩进行单颗粒锆石测年，得到平均年龄1 365 Ma，并据此认为该岩体的形成时代为中元古代。陕西省地质矿产局（1989）也认为二线子岩体形成于中元古代。1∶50 000 固关镇幅地质图及其区域地质调查报告（陕西省地质调查局，1995①陕西省地质调查局.1995.1∶50 000 固关镇幅地质图（I48E007019）及其区域地质调查成果报告.）采纳车自成等（1985）的意见，认为陇县固关镇东北部大量的辉绿岩和花岗斑岩脉形成于古近纪。1∶250 000 宝鸡市幅地质图及其区域地质调查成果报告（陕西省地质调查院，2003②陕西省地质调查院.2003.1∶250 000 宝鸡市幅地质图（I48C002004）及其区域地质调查成果报告.）进一步采纳1∶50 000 固关镇幅地质图及其区域地质调查成果报告（1996）的观点，认为陇县固关镇东北部的辉绿岩、花岗斑岩和煌斑岩脉形成于中新生代。王成等（2012）和高山林等（2013）分别对六盘山构造带内宁夏泾源县石咀子花岗斑岩进行的锆石U-Pb 测年分别得到了1 778±14 Ma 和1 803±15 Ma，他们分别将石咀子花岗斑岩的形成时代确定为古元古代。尤佳等（2014）、徐欢等（2014）和Wang et al.（2019）分别对段家峡水库西北侧和铁马河出露的花岗斑岩进行锆石U-Pb 年代学研究，确定其形成年龄为1 846～1 781 Ma，从而将这些花岗斑岩的形成时代确定为古元古代，并根据地球化学的研究结果进一步将这些花岗斑岩确定为A 型花岗岩。徐欢等（2020）确定铁马河剖面辉绿岩的形成时代为2 018±16 Ma，其源于软流圈地幔的部分熔融作用，并认为华北克拉通西部地块（鄂尔多斯地块）在2.0 Ga 期间存在区域性的裂解事件。Pang et al.（2021）认为，铁马河剖面上前人认为的花岗斑岩实际应该是A 型流纹岩，其形成时代为1 980～1 794 Ma。这些研究结果表明，六盘山断裂带内以脉状形态产出的这些基性和酸性岩浆岩其实是具有相当大分布规模的岩体，其形成时间早于六盘山断裂带，中—新生代期间六盘山断裂带的斜向走滑活动使这些古元古代岩浆岩体抬升并以脉体形态出露；在本文研究区附近的六盘山断裂带内就发育低角度的擦痕构造（图2d）；六盘山断裂带只是改造了这些岩浆岩体的产出状态（徐欢等，2020）。鄂尔多斯盆地西南部的这些岩浆岩体位于陇山构造带与鄂尔多斯地块之间的过渡部位（图1a）。而鄂尔多斯地块与陇山构造带在早古生代期间的地质建造与地质演化方面存在显著的差异；鄂尔多斯地块基本缺失晚奥陶世—早志留世的地质建造，陇山构造带带内则大量发育这个时间段的中—酸性岩浆岩体。因此，对鄂尔多斯盆地西南缘这些脉状岩浆岩体的研究有助于进一步揭示鄂尔多斯地块在早古生代晚期的区域构造特征。本文作者在段家峡水库西北部进行野外地质考察时注意到，陇县固关镇三联村（白家滩）一带出露的至少两个“辉绿岩脉”发育明显的层理构造（图2a），在结构构造方面明显不同于周围出露的其它辉绿岩体。对其进行的岩石学和锆石U-Pb 地质年代学研究表明，这是一套前人未曾报导过的流纹质岩屑晶屑凝灰岩，其形成时代为443 Ma。本文主要报道该流纹质岩屑晶屑凝灰岩的岩石学、地球化学和地质年代学特征，并在此基础之上探讨该套岩石的区域地质意义。

1 地质概况及样品的岩石学与岩相学特征

研究区主要出露中-上奥陶统段家峡组（O2-3d）、上奥陶统背锅山组（O3b）和下白垩统李洼峡组（K1l）（图1b），这些地层单元的岩石特征比较明显，其中含有丰富的生物化石，地层的层位明确。段家峡组位于中奥陶统马家沟组（O2m）灰岩之上、背锅山组灰岩之下，与上、下地层均为整合接触，主要由一套浅海陆棚相陆源碎屑岩夹火山碎屑岩构成，厚度＞465.8 m。段家峡组富含笔石、珊瑚、腕足、牙形石等化石，据1∶50 000固关镇幅地质图及区域地质调查报告，段家峡组的形成时代为中奥陶世—晚奥陶世早期。背锅山组整合于段家峡组之上，其上被上三叠统延长组角度不整合覆盖，主要为一套台地斜坡相碳酸盐岩建造，主要岩石为灰色厚层砾屑灰岩、中厚层生物碎屑灰岩夹少许灰绿色粉砂质页岩、角砾状灰岩等，盛产珊瑚化石，局部地段发育点礁，厚度变化较大（80～300 m）。背锅山组的形成时代为晚奥陶世五峰期。李洼峡组是下白垩统六盘山群的一部分，六盘山群在区域上以角度不整合覆盖在不同时代的地层之上，李洼峡组在研究区以断层与背锅山组接触。李洼峡组主要由一套湖相砖红色泥岩夹砖红色含砾砂岩构成，最大厚度＞960 m，产双壳类Nipponoaia sengokuensis和植物Onychiopsissp.化石，地层的时代依据比较充分。

图1 鄂尔多斯盆地西南部岩浆岩体出露区及其邻区地质图（据1∶50 000 固关镇幅地质图修改）Fig.1 Geological map of the study area and its adjacent area（modified after 1：50 000 Guguan regional geological map）

鄂尔多斯盆地西南部的这些脉状岩浆岩体虽然从区域上看具有脉状特征，但是部分出露在背锅山组砾屑灰岩内部的花岗斑岩从小范围来看还是具有相当大的规模，脉状特征并不明显（图2a），这也从侧面说明它们并不是真正的岩脉。但是出露在千河河床内部的花岗斑岩和辉绿岩体则由于相对比较小，具有明显的脉状特征（图2b、图2c）。本文的流纹质岩屑晶屑凝灰岩就出露在千河河边，共有两个露头，两个露头的周围都被第四系松散沉积物覆盖，面积稍大的露头大小约（3×5）m2，这个露头上建有一座公路桥的桥墩；面积稍小的露头大小约（2×3）m2，位于段家峡水库西北端千河河床内，本文的测年样品就采自这个面积较小的露头，采样点坐标为34°56'44.4"N、106°41'52"E，地球化学样品采自两个露头。

本文所采样品深绿色，隐晶质结构，发育不太清晰的层理构造。在镜下观察岩石薄片可见晶屑（约15%）、岩屑（约10%）、玻屑（约5%）和填隙物（约70%），具凝灰结构（图2e、图2f）。晶屑主要由斜长石、石英和少量黑云母组成。长石以斜长石为主，次棱角状，粒径0.1～0.3 mm。钾长石部分可见晶型，表面多发生红褐色麻点状蚀变。黑云母多呈拉长弯曲状，绿泥石蚀变较严重，这可能也是岩石外观呈现灰绿色的主要原因；岩屑主要为长英质，粒径为0.1～0.2 mm，岩屑外围有蚀变现象；少量玻屑主要呈骨针状、鸡爪状和弓状。填隙物主要为火山灰尘，并发生过一定的硅化作用和方解石化作用，整体为基底式胶结。结合手标本与镜下观察，再考虑到岩石的SiO2含量在74%～80%之间，本文将岩石定名为流纹质岩屑晶屑凝灰岩。

图2 研究区岩浆岩的野外和显微照片以及近水平的擦痕构造露头照片Fig.2 Photograph of the field outcrops，micrographs and nearly horizontal slickenside of the granite in study area

2 实验分析方法

用于测年分析的锆石在河北省廊坊市区域地质调查院挑选，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 同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室的电感耦合等离子体质谱Agilent 7500a 上完成。激光剥蚀系统采用德国MicroLas 公司生产的GeoLas200M。激光束斑直径为32 μm，激光脉冲频率10 Hz，能量32～36 mJ。同位素组成采用美国哈佛大学矿物博物馆的宝石级锆石91500 进行外标校正。采用Glitter 和Isoplot 进行数据处理和作图。

样品的主量和微量元素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素的测定采用碱熔玻璃片在日本理学RIX2100XRF 仪上完成，首先将样品岩石粉末与亚硼酸锂混合并熔融制成玻璃片进行分析，用GBW07105 作为标样来监控，元素分析误差＜5%。样品微量元素在Agilent 公司Agilent 7500a ICP-MS 上分析测定，分析全程采用BHVO-2、AGV-1、BCR-2、G-2 等国际标样监控，多数微量元素的分析精度和准确度均优于5%。对＞1 000 Ma 的年龄值采用207Pb/206Pb 年龄，对＜1 000 Ma 的年龄值采用206Pb/238U 年龄。

3 样品主量和微量元素地球化学特征

本文10 个样品的主量和微量元素分析数据见表1。样品均具有高的SiO2含量（73.91%～80.13%，平均为76.91%）。样品LP05 的烧失量偏大（4.84%），从其含有较高的CaO 含量（4.40%），分析应该是由于方解石化所致，本文在后续使用此样品的主量元素数据时都已经过烧失量校正。Al2O3含量为9.57%～12.14%，铝饱和指数ASI（A/CNK）介于0.80～1.18 之间（除样品LP05 之外），为准铝—弱过铝质岩石。碱含量偏高，K2O含量1.54%～2.04%，Na2O 含量3.19%～6.18%，ALK（K2O+Na2O）为4.91%～8.22%（平均为5.89%），Na2O/K2O 为1.85～3.03（平均2.29），具钠质火山岩的特征。Fe2O3T含量1.31%～2.24%，MgO 含量0.75%～1.02%，CaO 含量相对较低（除样品LP05之外，0.33%～1.46%，平均值0.77%），与流纹岩Mg、Fe、Ca 组分通常较低的特点一致。在TAS 火山岩分类命名图解中，样品全部落入亚碱性系列的流纹岩区域内（图3a）；在AFM 图解上，所有样品均落在钙碱性范围内（图3b），与里特曼指数σ（0.67～2.19）小于3.3 的特点一致。综上所述，本文的岩屑晶屑凝灰岩具有高SiO2、较高的碱金属含量、钙碱性和准铝质—弱过铝质的特点。

图3 三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩TAS 图解（a）和AFM（b）图解Fig.3 TAS diagram illustrating（a）and AFM diagram illustrating（b）of the rhyolitic lithic-crystal tuff of the Sanlian village

表1 流纹质岩屑晶屑凝灰岩主量元素/%和微量元素/×10-6分析结果Table 1 Major element/% and trace element/×10-6 compositions of rhyolitic lithic-crystal tuff

样品具有相对较高的 REE 总量（152.49×10-6～189.80×10-6，平均 173.4×10-6），与地壳总稀土含量（173.4×10-6）相近。LREE/HREE 为 4.87～7.14，（La/Yb）N为 4.82～6.17，显示轻稀土富集。稀土元素球粒陨石标准化配分模式图表现为“海鸥”型右倾（图4a），Eu 中等程度的负异常（δEu = 0.48～0.62），其中Eu 负异常可能是Eu 能够类质同象替换Ca 进入了分离结晶的斜长石中所致。从样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图（图4b）可以看出，大离子亲石元素（K、Rb、U、Th 等）相对富集，而高场强元素如Nb、Ta 等及Ti、P、Ba 元素相对亏损。P 和Ti 亏损经常与岩浆源区磷灰石及钛铁矿等矿物的分离结晶有关系，Nb-Ta 槽说明原火山岩可能与陆壳有密切关系。

图4 三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩的稀土元素球粒陨石标准化配分图（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）Fig.4 REE-partition diagram（a）and primitive-mantle normalized spider diagram（b）of the rhyolitic lithic-crystal tuff of the Sanlian village

4 样品的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄

对测年样品（样号LP11）中挑选的60 粒锆石进行了60 个测点的U-Pb 测年分析，剔除不谐和的测点之后，共有39 个有效测点，所测数据见表2。

据数素位U-Pb 同石MS 锆-ICP LA P-MS for zircons from rhyolitic lithic-crystal tuff中岩A-IC灰y L凝屑晶屑岩ata obtained b质纹流b isotopic d 2-P表Table 2 U和/%05 68谐度0.23 101.13 101.13 104.10 10.9 98.8 9810 6.38 4.73 10 9.01 10 4.05 10 3.84 10 7.21 10 0.13 10 8.65 10.0 98.8 939.02 101.60 104.52 104.73 10 966122612117661072818111596714 1σ b/238U 4 44 4 44 373 4431 103094 284 11794 443 444 4447 4445 44308 171 970 808 410 43424 44 6P 1σ 20 a/M龄年b/235U 2415121312111817141530161212143047134145 5 44 98 444488 101225 28110 8554 46482 4606 464749 30159 18952 7575 44449 435 207P 46 σ b 1 11 16452209154073546413 662912258930 05826 26 20 1 b/206P 1 47 917 4500 471117 28115 9800 57687 5584 546351 30966 18910 6198 63478 534 207P 57 14467 1018743 0979 7 9392213 0.00 1σ 0.00 0.0021 0.0063 0.0021 0.0018 0.0011 0.0010 0.0010 0.0016 0.0010 0.0069 0.0035 0.0020 0.0026 0.0013 0.000.0010 0.0024 0.00 b/23 8U 12 131257 11621 11652 13756 15 152 20 267 12 0.07 0.07 0.18 0.5512 0.19 0.13 0.0712 0.07 0.07 0.0711 0.0713 0.0741 0.6008 0.3139 0.1622 0.1311 0.0703 0.0734 0.0712 0.07 1σ206P 4 63 8 283 907 661 64182 054 698 246 395 638 461 52138 429 247 858 0522 01值0.03 0.07 0.03比0.02 0.03 0.01 0.03 0.18 0.04 0.02 0.02 0.02 0.04 0.02 0.23 0.03 0.06 0.04 0.02 0.07素5U 633797262515277位0267409075 8898020665328762 35217004934115同b/23 7P 56.949.1 1σ200.55 0.55 0.55 1.91 142.02 1.30 0.58 0.61 0.57 0.57 0.59 194.97 1.57 1.09 1.18 0.54 1.24 0.58 9 38 697877682667323785 0.0025 0.00 0.00 2119 0.0041 0.0017 0.0025 0.0029 0.0025 0.0026 0.0049 0.0027 0.0047 0.0025 0.0019 0.0036 0.0055 0.0023 0.0038 0.0073 0.00 b 6P 79837477728625779669 b/205966646867681990218784089960950103662891 7P 200.05 0.05 0.05 0.07 0.19 0.07 0.07 0.05 0.06 0.05 0.05 0.06 0.22 0.11 0.06 0.06 0.12 0.05 0.12 0.05/U Th 1.11 0.82 1.09 1.32 0.94 0.92 0.54 0.80 1.10 0.82 1.15 1.03 0.40 0.13 1.40 0.70 1.48 1.48 2.39 0.96 3 238U .55.0647 9 1.2 92.7 94 119.85 127.47 115.91 237.97 12.9 876.38 10.9 70.0 83984.22 123.56 484.56 116.75 324.23 106.3 171.58 2076/×10-6 h 2T 2.56.72.34 1.63 0.38 7.783.93.47.281.08.71.983.23.00.41 7.92 3.85 1.07 2.785.8量231094 101711216870115895104962162215264872含Pb*5.2742176456725908 13.5 119.48.2 37.1 97.7 62.9 23.5 10.4 126.90.2 11.2 124.43 108.06 17.5 29.4 50.5 19.3 18.0 30.8 10号点123567810111314151617202124252627测

2和/%38 5表谐度7.00 2.50 2.47 0.23.6 992.27.2 993.86 6.77 3.14 8.04 3.15 7.45 2.88 7.22 5.41 0.25.9 991.94续10101010101010101010101010101010 7101271671136113861061797322511 1σ b/238U 3 44 0 80 52 440 440 809 4496 97268 7907 278 445 443 4403 804 4401 4400 169 1997 6P a/M龄年b/235U 1σ20 4 47 18153519332014211822132814362519382112 0 82 63 45447 7902 459756 27256 85274 4896 45473 8258 474602 16998 1899 207P σ b 1 763416 2899088261740184712 7539610 779552421 5 b/206P 7 8708 62510 44791 50700 95286 99929 27653 5377 63886 63205 591699 1840 207P 10 3 11 9 1744635 19578710871977 1σ 0.00 0.00 0.0012 0.00 0.00 27 0.00 1220 0.0084 0.0018 0.0088 0.0009 0.0016 0.0010 0.0029 0.0014 0.0012 0.0062 0.0051 0.0019 0.00 9 b/23 8U 6 1171 2014584 20196 05227 93632 17 37 0.0719 0.070.07 0.1320 0.070.16 0.13 14 0.51 0.13 0.5212 0.07 0.07 0.0720 0.1310 0.0712 0.0718 0.2827 0.3439 0.16 1σ206P 1 89 9 32 384 94 6 125 991 635 744 076 625 019 325 134 052 959 946 075 555 27值比0.03 0.02 0.02 0.07 0.05 0.02 0.03 0.30 0.04 0.32 0.02 0.04 0.02 0.08 0.03 0.02 0.18 0.13 0.03素9 5U 3511217263953556位4631627020694808 4646 131980926661520514同b/23 7P 91.093.0 1σ200.59 1.24 0.56 0.54 1.19 0.55 1.60 141.31 140.61 0.57 0.59 1.24 0.59 0.58 3.84 5.49 1.67 8 31 951382692295442353 0.00 0.00 21 0.00 5632 0.0041 0.0032 0.0020 0.0052 0.0025 0.0054 0.0023 0.0045 0.0024 0.0046 0.0042 0.0032 0.0049 0.0034 0.0019 0.00 b 6P 8788482657931874 b/2006827458547209682358158009860996896239 7P 200.06 0.06 0.05 0.05 0.06 0.05 0.07 0.19 0.07 0.19 0.06 0.05 0.06 0.06 0.06 0.05 0.09 0.11 0.07/U Th 0.86 0.95 1.17 1.15 1.03 1.11 0.46 0.60 1.53 1.22 0.94 0.97 1.10 1.32 1.21 0.93 0.86 0.56 0.80 238U .0 73.489 7 5.1 7190 99 78131.1 18.9 84.4 918.8 15.1 704.17 19.2 87.3 870.06 106.2 15.3 79.1 85.3 95.0 641.71 285.73 31/×10-6 h 2T .8 7 6.22 5.89 7.887.61.15.41.28.04 6.412.91.72.13 5.02 3.364.66.17.11 2.64铅量2366121120871073422910819617101088551525因含成性Pb*7.928.776216611683722射28.6 14.8 17.8 14.1 10.3 32.5 48.5 45.1 688.85.4 13.0 15.8 14.1 129.63.8 242.07 10.6 71放表号点28313235363739414243444546495051575859Pb*代测

锆石的粒度较大（60～200 μm），主体呈长柱状自形，振荡环带比较清楚（图5）。除第17 测点的Th/U = 0.13 之外，其余各测点的Th/U≥0.4，反映岩浆锆石的特点。锆石稀土元素配分模式图也显示其具有Ce 的正异常和Eu 的负异常的岩浆锆石特征。在39 个有效测点中，21 个测点数据给出了最大峰值年龄443 Ma（图6），加权平均年龄为441.1±3.6 Ma，反映这个时期岩石中发生过一次显著的锆石生长事件，这个时间应该代表岩石的形成时间，这套地层的形成时间为443～441 Ma。

图5 三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩锆石CL 图像Fig.5 CL images of some representative zircons

5 讨论

5.1 三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩的形成时间与构造环境

三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩中的岩浆锆石给出了443 Ma 的主峰年龄和441 Ma 的加权平均年龄，该年龄也是锆石U-Pb 年龄中的最小年龄（图6），此年龄应该就是岩石的形成年龄。443 Ma 恰好处于晚奥陶世与早志留世分界的时间点，考虑到在这个峰值年龄中实际上还存在小于443 Ma 的年龄（第24、25 和26 等测点的年龄在438～410 Ma之内，表2），本文把这套地层划归下志留统（兰多弗里统，S1）。锆石U-Pb 测年获得的其它次级峰值年龄（如800 Ma、978 Ma、1 117 Ma 等）的测点数偏少（图6），应该是捕获锆石年龄，这些年龄在鄂尔多斯地块和北秦岭地区都有明显反映（Diwu et al.，2015）。

图6 三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩锆石U-Pb 年龄谐和图（a）和年龄直方图（b）Fig.6 Concordia plot（a）and age histogram（b）of detrital analyses from the rhyolitic lithic-crystal tuff of the Sanlian village

在鄂尔多斯盆地西邻的陇山构造带内大量发育这个时段的岩浆岩，包括基性—酸性火山岩和侵入岩，反映本文的流纹质岩屑晶屑凝灰岩很可能源自研究区西部在当时发生的酸性火山作用。如在甘肃省清水县城南北两侧分别发育红土堡基性火山岩和陈家河中酸性火山岩（443±2 Ma，何世平等，2007a，2007b；447±8 Ma，448±8 Ma，李王晔，2008）、阎家店闪长岩（441±10 Ma，Zhang et al.，2006；440±10 Ma，裴先治等，2007）、草川铺花岗岩（434±10 Ma，Zhang et al.，2006）和黄门川花岗闪长岩（441±4 Ma，魏方辉，2013）。

大陆地壳中Nb/Ta 比值大约接近11（Rudnick and Gao，2003），而地幔和源于地幔的岩石熔融的岩浆熔体的Nb/Ta 比值为17.5±2.0（Sun and McDonough，1989），研究区流纹质岩屑晶屑凝灰岩的Nb/Ta 比值的变化范围为11.82～13.11，平均值为12.65，接近于大陆地壳。此外，Th/Ce 比值（平均值为0.15）介于整体地壳和上地壳（分别为0.1 和0.2，Rudnick and Gao，2003），这些均表明研究区岩屑晶屑凝灰岩的源火山岩可能是大陆地壳部分熔融的产物。样品的这些微量元素地球化学特征与岛弧火山岩相似，其源区可能受到消减带流体的影响。此外，样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图（图4b）上的曲线与上地壳相似，暗示本文样品的源区流纹质火山岩应该源自大陆地壳。

样品在Nb-Y 和Rb-（Nb+Y）图解（图7）中均落在火山弧花岗岩一侧，反映与三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩相关的火山活动很可能发生于岛弧环境。北秦岭造山带和北祁连造山带分别发育464～442 Ma 和480～445 Ma 的岛弧岩浆活动（王振涛等，2015），三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩的形成时间在这两个岛弧岩浆活动的时限之内，表明当时在区域上存在本文流纹质岩屑晶屑凝灰岩发生的构造条件。地学界普遍认为陇山构造带在晚奥陶世—早志留世存在岛弧构造环境，但是对于陇山构造带当时的岛弧究竟是与北秦岭造山带相关的岛弧，还是与北祁连造山带相关的岛弧，地学界主要有两种观点：1）陇山构造带内当时的岛弧环境是由北秦岭洋盆向北俯冲造成的（如Zhang et al.，2006；李王晔，2008；Mao et al.，2020）。Zhang et al.（2006）认为北秦岭洋盆在奥陶纪向北的俯冲作用诱发北秦岭岛弧和葫芦河弧后盆地，葫芦河（二郎坪）弧后盆地向北俯冲引起阎家店闪长岩（441±10 Ma）和草川铺花岗岩（434±10 Ma）。李王晔（2008）主张北秦岭武山地区存在晚奥陶世（456±3 Ma）、早志留世（440±5 Ma）两次洋壳消减事件，同时在448±8 Ma 时，陇山地区清水—红土堡弧后开始拉张形成。Mao et al.（2020）认为，西秦岭造山带内部以李子园群为代表的秦岭洋盆向北俯冲诱发火山岛型的奥陶纪草滩群火山岩和弧后盆地环境的陈家河群火山沉积岩和葫芦河群碎屑岩。2）陇山构造带内当时的岛弧环境是由北祁连洋盆向北俯冲造成的（如：何世平等，2007b；裴先治等，2007；魏方辉等，2012；魏方辉，2013；尚渊甲等，2021）。本文也支持这种观点，因为陇山构造带早志留世的弧后构造环境发生于祁连造山带与秦岭造山带拼合之前。祁连造山带与秦岭造山带以宝鸡—天水韧性剪切带（也称新阳—伯阳—元龙韧性剪切带）为界（刘会彬，2007；徐学义等，2008），对该韧性剪切带内糜棱岩中的黑云母进行的40Ar/39Ar 测年得到了347.95±2.17 Ma 和351.70±1.72 Ma 的坪年龄，反映该韧性剪切带形成于早石炭世（丁仨平等，2009）。陇山地区的红土堡变基性岩形成于汇聚板块边缘的弧后裂陷—小洋盆构造环境（胡波等，2005）。该洋盆的向北俯冲作用诱发了北部岛弧型的陈家河群中酸性火山岩（何世平等，2007b；裴先治等，2007）和以阎家店闪长岩为代表的岛弧型岩浆杂岩（裴先治等，2007；魏方辉，2013）。北祁连洋盆东段向北的俯冲作用在陇山构造带诱发了以红土堡群和陈家河群基性—酸性火山岩为代表的弧后盆地环境，但北祁连洋盆东段在陇山地区的确切位置目前尚不清楚。值得注意的是，陇山构造带南部赤沙镇南约4 km，在红土堡基性火山岩与葫芦河岩群之间的断裂带北侧发育一套变质超基性—基性岩系，变质玄武岩具有N-MORB 的地球化学特征，可能是被肢解的蛇绿岩残片，是北祁连洋盆东段在陇山构造带的遗迹（徐学义等，2008）。在赤沙镇西北方向约40 km 的望家坡地区也发育类似的香山店超基性岩（地质部陕西省地质局区域地质测量队二十一分队，1968③地质部陕西省地质局区域地质测量队二十一分队. 1968. 1∶200 000 I-48-XVII（香泉幅）矿产图及其区域地质调查报告.）。

图7 三联村岩屑晶屑凝灰岩构造环境判别图Nb-Y 图解（a）和Rb-（Y+Nb）图解（b）（底图据Pearce et al.，1984；Pearce，1996）Fig.7 Nb-Y diagram illustrating（a）and Rb-（Y+Nb）diagram illustrating（b）of the rhyolitic lithic-crystal tuff of the Sanlian village（base map after Pearce et al.，1984；Pearce，1996）

5.2 三联村流纹质岩屑晶屑凝灰岩东西两侧大地构造环境对比分析

本文在鄂尔多斯盆地西南缘识别出来443～441 Ma 流纹质岩屑晶屑凝灰岩，这套岩石东西两侧在这个时段的岩石组成和大地构造环境等方面存在显著的差别，反映这套岩石存在于二者的过渡部位。

这套流纹质岩屑晶屑凝灰岩的西部是陇山构造带（图1a）。如前文所述，陇山构造带内大量发育443～441 Ma 前后的岩浆岩（如红土堡基性火山岩、陈家河岩群酸性火山岩、阎家店闪长岩、草川铺花岗岩和黄门川花岗闪长岩等），正处于由北祁连洋盆东段向北俯冲诱发的弧后盆地环境。陇山构造带在强烈伸展的构造活动环境下，岩浆活动从基性到酸性，岩浆作用几乎遍及整个陇山构造带。在陇山构造带中部地区还发育下志留统葫芦河群碎屑岩地层。葫芦河群是在祁连造山带东段葫芦河流域的秦安—清水地区出露的一套低角闪岩相—绿片岩相变质陆缘碎屑岩组合。裴先治等（2012）对葫芦河群以及侵入其中的花岗岩的地质年代学研究结果表明，葫芦河群沉积时代限定为447～434 Ma，主体形成时代为早志留世。

这套流纹质岩屑晶屑凝灰岩的东侧是鄂尔多斯地块（图1a）。鄂尔多斯地块缺失志留系，大部分地区都是上石炭统本溪组海陆交互相细碎屑岩平行不整合覆盖在中奥陶统马家沟组台地相碳酸盐岩之上，在渭北隆起局部发育上奥陶统平凉组深水斜坡相浊流、重力流成因的细碎屑岩夹泥质灰岩和唐陵组重力流成因的粗碎屑岩。在研究区附近发育中-上奥陶统段家峡组台缘斜坡相碎屑流、浊流沉积岩和上奥陶统背锅山组台地前缘斜坡及深水斜坡—海槽相角砾灰岩（图1b）（周书昌，2011；庞军刚等，2019）。在研究区西北方向约160 km 的海原县南部屈吴山（包括西华山和南华山，参见图1a）发育少量上志留统旱峡组（S3h）陆缘滨海相粗碎屑岩建造，主要由一套砖红色—褐红色细粒长石石英砂岩夹少量含砾砂岩、中细砾岩组成，最大厚度633 m，角度不整合覆盖在古元古界海原群变质岩和早古生代花岗闪长岩之上，其上被中泥盆统雪山群平行不整合覆盖（宁夏回族自治区地质矿产局，1990；李红宇等，2009）。可见鄂尔多斯地块西南缘在中奥陶世—志留纪期间与陇山地区的同时代地层在岩石组成和形成环境等方面均具有显著差异。鄂尔多斯地块在中-晚奥陶世主体处于构造活动相对比较稳定的台地相沉积环境，在边缘地带发育斜坡相重力流和浊流沉积，在志留纪时基本处于非沉积状态；而陇山构造带在晚奥陶—早志留世则处于强烈的构造活动环境，岩浆活动十分普遍，在陇山构造带中南部发育以葫芦河群为代表的沉积作用。

本文流纹质岩屑晶屑凝灰岩西部的陇山构造带在晚奥陶—早志留世期间强烈的构造活动没有能够显著地影响东部的鄂尔多斯地块，暗示流纹质岩屑晶屑凝灰岩所在地区当时正好处于西部活动区域与东部稳定区域的过渡地带。沿着本文研究区近南北向分布的中奥陶统平凉组、中-上奥陶统段家峡组和上奥陶统台地前缘斜坡碎屑流和重力流沉积也从沉积学的角度说明当时在陇山构造带与鄂尔多斯地块之间存在一个近南北展布的深海槽，正是这个深海槽隔开了西部的陇山构造带和东部的鄂尔多斯地块，使陇山地区强烈的构造活动几乎没有影响到鄂尔多斯地块，使二者呈现出几乎完全不同的沉积—构造格局。