北山造山带中部(甘肃段)花岗岩成因及构造背景

12

1. 成都理工大学地球科学学院，成都 6100592. 自然资源部构造成矿成藏重点实验室，成都 6100593. 甘肃省有色地质调查院，兰州 7300004. 甘肃兰州地球物理国家野外科学观测研究站，兰州 7300001.

北山造山带地处塔里木-华北、西伯利亚和哈萨克斯坦三大板块的交汇部位，隶属中亚造山带中段南缘。北山造山带西以新星峡断裂与东天山构造带相隔，东被巴丹吉林沙漠所覆盖，南邻敦煌地块，北接蒙古增生造山带(左国朝和何国琦，1990；左国朝等，2003；任云伟等，2018；王鑫玉等，2018)。其经历了多期次、多阶段的板块裂解-俯冲-碰撞-拼合的复杂地质演化过程，具多旋回复合造山的特点(聂凤军等，2002；龚全胜等，2002)，由此造就了复杂的构造地貌，其构造单元划分、地壳演化、洋盆开启、闭合时限等问题备受地质界关注。北山地区自北向南分布着红石山-百合山-蓬勃山蛇绿岩带、明水-石板井-小黄山蛇绿岩带、红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩带和辉铜山-帐房山蛇绿岩带(王国强等，2014；王国强，2015)。针对北山造山带的归属划分，不同学者观点不一(左国朝和何国琦，1990；张新虎，1993；刘雪亚和王荃，1995；龚全胜等，2002；何世平等，2002；聂凤军，2002；Xiaoetal.，2010；杨建国等，2012；Songetal., 2013a, b，2015)。

北山中部地区位于红柳河-牛圈子蛇绿混杂带和红石山蛇绿混杂带之间，区内出露大量的绿片岩相至角闪岩相的变质岩和多期侵入杂岩(丁嘉鑫等，2015；宋东方等，2018)。该区是北山地区岩性和构造变形最为复杂的地区，保存了大量与俯冲-增生碰撞造山相关的岩石和变形-变质记录。长期以来，前人曾将跃进山南部地区变形变质强烈的岩体归为早石炭世花岗岩侵入体，但区内岩石与北侧大面积出露的石炭纪花岗岩有明显的差别，这些差别主要体现在岩石结构、构造、变形变质程度、与围岩接触交代情况等方面，且北侧石炭纪花岗岩与围岩的侵入接触带具明显的铜钨矿化。位于其西南部位的陶勒努图洪岩体，除受构造影响之处具变形变质外，基本保持完整；同时，该区可能为北侧黑鹰山弧、中段明水-旱山地体、南部公婆泉弧挤压结合部位，而从区域上看，夹于其间的明水-旱山地体在该区可能经挤压、消减后在地表出露并不明显。推断跃进山变形变质的岩体与南侧陶勒努图洪岩体可能均为公婆泉弧上发育的早于石炭纪的岩体，与北侧具矿化显示的石炭纪岩体可能为不同时代、不同构造单元、不同构造背景下形成的产物。因此，对跃进山南变形变质强烈的岩体及陶勒努图洪未发生变形变质的岩体在成岩时代、岩石地球化学所反映的岩石成因及构造背景之间的差异性进行研究非常必要。因此，本文分别采集公婆泉弧北缘与明水-旱山地体结合带附近陶勒努图洪未发生变质的岩体与跃进山南发生糜棱化变质作用的岩体样品，对其进行岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及Lu-Hf同位素分析，探讨其岩石成因、源区及构造背景，进而分析揭示北山造山带中部构造演化。这对分析探讨北山构造带中部构造演化，指导在该区进行矿产资源勘查具有重要的意义。

1 区域地质概况

图1 北山造山带大地构造位置(a)及地质简图(b)(据Song et al., 2015; 宋东方等，2018)Fig.1 Simplified geological map showing the tectonic location (a) and major lithologies of the Beishan orogenic belt (b) (modified after Song et al., 2015, 2018)

图2 陶勒努图洪岩体地质图及采样位置Fig.2 Geological map and sampling location of the Taolenutuhong pluton

图3 跃进山南岩体地质图及采样位置Fig.3 Geological map and sampling location of the Yuejinshannan pluton

图4 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(图a-c)、跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(图d-f)野外露头及显微特征(a)陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩野外露头，岩体中可见基性岩捕掳体，具球状风化现象，岩体节理发育；(b)显微镜下微斜长石见格子双晶发育、黑云母部分蚀变为绿泥石；(c)显微镜下微斜长石见格子双晶发育；(d)跃进山南糜棱岩化二长花岗岩野外露头：1-岩石外貌呈现球状风化；2二长花岗岩体中含基性岩捕掳体；3二长花岗岩体中含辉长岩包体；(e)显微镜下见由条纹长石和斜长石组成的碎斑，碎基围绕碎斑分布构成流动构造；(f)显微镜下见斜长石碎斑，碎基中的黑云母、长石和石英围绕碎斑组成流动构造. 显微照片均为正交偏光下：Q-石英;Mc-微斜长石;Pl-斜长石;Bi-黑云母;Pth-条纹长石Fig.4 Field outcrops and microscopic characteristics of Taolenutuhong biotite granodiorite (a-c) and Yuejinshannan mylonitized monzogranite (d-f)The micrographs are under orthogonal polarized light: Q-quartz; Mc-microcline; Pl-plagioclase; Bi-biotite; Pth-perthite

北山造山带地理位置属内蒙古-甘肃-新疆交界地带，大地构造位置属中亚造山带中段南缘(Xiaoetal., 2010; 郑荣国等，2016)(图1a，b)。区域上主要出露的地层有古元古界敦煌岩群、长城系古硐井群、蓟县系平头山组、震旦-寒武系马鬃山混杂岩、奥陶系中下统罗雅楚山组、奥陶系中上统窑洞努如岩片、志留系中统公婆泉群、石炭系下统白山组、二叠系下统双堡塘组、下统黄丘泉砂岩段及中生界地层。区域岩浆活动极为频繁，造山带演化各阶段均有不同规模、不同类型、不同成因的岩浆岩产出，其中早古生代晚期-晚古生代岩浆活动最为强烈，发育有面积巨大的侵入岩体和火山岩，岩性从基性-酸性均有产出，其中以中酸性岩浆岩最为发育。由于其所处的特殊的大地构造位置，地质构造十分复杂，构造形式复杂多样，构造置换强烈，区内多处岩石在其后经历的构造改造中岩石原貌更加复杂多变(如北山杂岩)，为一多旋回复合造山带(Xiaoetal., 2009; 宋东方等，2018)。其复杂的地质构造作用，对区内成矿十分有利，产出的矿种有铜、镍、金、铁、钨、锡、钼、铅锌、银、稀有、稀土、钒、铀等，主要矿床类型有岩浆型铜镍矿(如黑山铜镍矿床)、斑岩型铜矿(如白山堂铜铅矿床)、花岗岩有关的钨矿(如七一山萤石-钨锡矿床)、沉积喷流型铅锌矿(如花牛山铅锌银矿床)等，区内金属矿床分布广泛，含矿地层专属性明显，容矿岩石类型复杂，成矿方式多样，成矿时代集中，矿产的时空分布规律性强。

2 地质特征与岩相学特征

本文以北山中部陶勒努图洪(图2)和跃进山南地区(图3)产出的花岗岩为研究对象。陶勒努图洪岩体出露面积约160km2，多呈岩基、岩株或岩枝产出，岩石类型主要有黑云母花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩，其中后两者岩石多呈岩株或岩枝产于岩体边部。该岩体以黑云母花岗闪长岩为主(图2)，主体呈岩基，位于岩基边缘部分可呈岩株产出，少量以残留体形式被晚期侵入岩包裹，岩体侵入于志留系公婆泉群中。黑云母花岗闪长岩(图4a-c)呈灰色-灰白色，球状风化明显，中细粒花岗结构，块状构造，矿物组成有：石英(20%～30%)；斜长石(40%～50%)，聚片双晶发育，少量见环带，具弱绢云母化；钾长石(10%～15%)，主要为条纹长石和少量的微斜长石，微斜长石见格子双晶，弱的高岭土化(泥化)；黑云母(3%～8%)。岩体中见有微晶辉长岩捕掳体(包体)产出(图4a2)，多呈纺锤状产出，长轴大小3～50cm不等，与寄主岩石界线清晰，在界线两侧未见冷凝边和烘烤边，其成因可判定为与地幔底侵有关的幔源基性岩浆被花岗质岩浆不混溶包裹形成。据此可以推论，该岩体的形成与幔源岩浆底侵触发深部地壳岩石重熔的造山背景关系密切。

跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(图3)属本文新厘定的中志留世花岗岩，出露面积约40km2，呈岩基产出。其南侧被大面积第四系覆盖；北侧主体与石炭纪和二叠纪花岗岩呈断层接触关系，局部可见白山组火山岩与其沉积接触；东侧与敦煌岩群呈侵入接触关系、局部有断层切割并伴有石炭纪花岗岩侵入；西侧与梧桐井片麻岩套呈侵入接触关系(图3)；岩石受动力变质作用而叠加糜棱岩化现象普遍。岩石整体呈浅肉红色，具糜棱结构、碎斑结构，眼球状构造、条带状构造(图4d-f)。岩石由碎斑(90%±)和碎基(10%±)组成。碎斑主要由石英(28%±)、斜长石(38%±)、条纹长石(21%±)和少量微斜长石(3%±)等组成，多呈眼球状、透镜状，趋于定向排列。碎基由黑云母、亚颗粒化的石英、长石、绢云母、绿泥石及铁质等组成，多发生了动态重结晶，呈条带状围绕碎斑分布，具有流动构造。岩石局部见有微晶基性岩捕掳体(图4d2)或微晶辉长岩包体(图4d3)，多呈椭球状产出，与寄主岩石界线清晰，界线两侧未见冷凝边和烘烤边，其数量和大小相比陶勒努图洪岩体中的捕掳体或包体偏少、偏小，从岩相学角度可判别跃进山南二长花岗岩形成过程中有幔源基性岩浆参与。

3 样品采集及测试方法

本次采样工作在对两岩体详细的实测地质剖面的基础上进行。在陶勒努图洪岩体中选择新鲜黑云母花岗闪长岩露头采集ZT001(96°49′25″N、41°50′26″E)样品用于U-Pb年代学测试，同时按规范间距分别采集黑云母花岗闪长岩(ZT001-1～5)、正长花岗岩(ZT002-1～3)和二长花岗岩(ZT003-1～2)样品用于主量和微量元素分析。在跃进山南选择新鲜糜棱岩化二长花岗岩露头采集Z005(97°12′51″N、42°06′22″E)样品用于U-Pb年代学测试，同时按规范间距分别采集Z005-1～3共3个样品用于主量和微量元素分析。

图5 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩锆石阴极发光图及测试点位和年龄其中所有点为锆石U-Pb测年点位，1-15点加测锆石Lu-Hf同位素分析Fig.5 Zircon cathode luminescence images showing testing locations and ages of Taolenutuhong biotite granodiorite and Yuejinshannan mylonitic monzograniteThe all circles are zircon U-Pb dating points; 1-15 circles are the zircon Lu-Hf isotope analysis points

陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(ZT001)和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005)锆石U-Pb定年测试工作在中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上完成，LA-ICP-MS激光剥蚀系统为美国NewWave 公司生产的UP193FX型193nm ArF准分子系统，激光器来自于德国ATL公司，ICP-MS为Agilent 7500a，载气为He，采用GJ-1和Qinghu标准锆石作为外标进行基体校正，成分标样采用NIST 610，其中29Si 作为内标元素，238U灵敏度达6×104cps/×10-6，208Pb灵敏度可达2.5×104cps/×10-6，氧化物产率ThO/Th<0.3%，204Pb气体空白<100cps，绝大部分元素(REE、U、Th、Pb) RSD<3%，均在要求误差范围内，样品的同位素比值及元素含量计算采用GLITTER_ ver 4.0软件，采用Andersen and Griffin(2004)的方法进行普通Pb校正，图件绘制和年龄计算采用Isoplot/Ex_ver 3 (Ludwig，2003)程序完成。

锆石微区原位Lu-Hf同位素分析测试在北京中科矿研检测技术有限公司完成，检测仪器为激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪，激光进样系统为NWR 213nm固体激光器，分析系统为多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus)。采用179Hf/177Hf=0.7325、173Yb/172Yb=1.35274分别对Hf、Yb同位素比值进行指数归一化质量歧视校正，本次分析采用的标样为GJ-1，测试176Hf/177Hf值与标准结果在误差范围内一致，具体测试过程参见文献(侯可军等，2007)。

全岩主量、微量和稀土元素测试工作在广州澳实矿物实验室完成。主量元素测定采用P61-XRF26s分析法，测试仪器为产于荷兰的PANalytical品牌PW2424型号X射线荧光光谱仪；微量元素和稀土元素采用M61-MS81分析法，测试仪器为产于美国的Agilent品牌7700x型号电感耦合等离子体质谱，其中P61-XRF26s分析法误差<5%，M61-MS81分析法中元素含量大于10×10-6的误差范围小于5%，元素含量小于10×10-6的精度优于10%，详细流程参考澳实矿物分析实验室分析测试手册及靳新娣和朱和平(2000)。

表1 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩LA-ICPMS锆石U-Pb测年结果

图6 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(a、b)和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(c、d)锆石U-Pb年龄谐和图和加权平均年龄Fig.6 Concorde diagrams of zircon U-Pb ages and weighted average ages for Taolenutuhong biotite granodiorite (a, b) and Yuejinshannan mylonitic monzogranite (c, d)

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(ZT001)锆石自形程度好，多呈柱状，长轴多在70～120μm间，短轴多在30～70μm间，锆石长宽比例多在1:1.5～1:4之间，可见明显的岩浆震荡环带(图5)。共测锆石20个点，测年数据见表1。样品在测试过程中信号稳定，年龄值谐和度高(图6a)，数据可信，206Pb/238U年龄值主要集中在408～412Ma之间，加权平均年龄为410.0±2.8Ma(n=16，MSWD=0.041)(图6a，b)，代表了陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩的形成年龄。在锆石U-Pb年龄谐和图(图6a)中发现4颗继承锆石，其中单点最大年龄751Ma，可能为岩浆侵位过程中捕获了古老基底岩石中的继承锆石。

锆石稀土元素测试结果见表2。锆石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线表现为重稀土较轻稀土富集的左倾模式，同时具明显的Ce正异常、Eu负异常，为典型的岩浆锆石特征(图7a)。

图7 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(a)和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(b)锆石球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)岩浆锆石和热液锆石范围据Hoskin (2005)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of zircon from Taolenutuhong biotite granodiorite (a) and Yuejinshannan mylonitic monzogranite (b) (normalization values from Sun and McDonough, 1989)Magmatic and hydrothermal zircon REE curve after Hoskin (2005)

跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005)样品共测点20个，测年数据见表1。其中1个锆石测试信号不稳定舍弃，有效数据19个。锆石自形程度高，多呈短柱状，长轴多在90～130μm间，短轴多在50～90μm间，锆石长宽比例多在1:1.2～1:2之间，可见明显的震荡环带(图5)；样品在测试过程中信号稳定，年龄值谐和度高(图6c)，数据可信，206Pb/238U年龄值主要集中在424～430Ma之间，加权平均年龄为427.0±2.5Ma(n=17，MSWD=0.102)(图6d)；然而，由于该岩石受到后期动力变质作用导致明显糜棱岩化，这一过程是否相应导致原锆石的岩浆成因属性发生改变呢?所测年龄的地质意义是什么?已有研究公认，岩浆锆石发育明显的震荡环带，而热液成因的锆石也可具有震荡环带(Dubińskaetal., 2004; Schaltegger, 2007)；Belousovaetal. (2002)提出以Th/U>0.1作为判别岩浆锆石的标志，但是在一些情况下，变质成因或热液成因的锆石也具有大于0.1的Th/U比值；实际上，在大多数情况下，岩浆锆石的Th/U>0.4(赵振华，2010)。本文研究的跃进山南糜棱岩化二长花岗岩锆石的Th/U值在0.23～0.99(表1)，平均值为0.57；同时，锆石稀土配分曲线表现为重稀土较轻稀土富集的左倾模式(图7b)，同时具明显的Ce正异常、Eu负异常，这与Hoskin (2005)测定岩浆锆石的稀土配分模式极为相似。据此，可判定所测锆石为岩浆锆石，因此，所测锆石年龄可代表二长花岗岩成岩年龄。在锆石U-Pb年龄谐和图(图6c)中发现2颗继承锆石，其中单点最大年龄504Ma，可能为岩浆侵位过程中捕获围岩中的继承锆石；但是，图6c显示，这2颗继承性锆石的投点明显偏离谐和线，表明其放射成因铅有明显丢失，造成其单点年龄值偏低。

4.2 岩石地球化学

陶勒努图洪岩体岩性包含黑云母花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩组成，结合野外产出特征认为陶勒努图洪岩体具有从中酸性向碱性演化的特点。本文以大面积产出的黑云母花岗闪长岩为主体，针对不同岩性分别采集黑云母花岗闪长岩(ZT001-1～5)、二长花岗岩(ZT003-1～2)、正长花岗岩(ZT002-1～3)样品进行全岩分析，结果表明(表3)：黑云母花岗闪长岩SiO2含量60.65%～72.09%、Al2O3含量14.26%～18.82%、Na2O含量3.07%～4.10%、K2O含量1.69%～5.87%，含量变化范围较大，MgO含量0.69%～1.78%、TiO2含量0.23%～0.58%，含量较低；二长花岗岩SiO2含量75.23%～75.56%、Al2O3含量13.76%～13.99%、Na2O含量4.10%～4.32%、K2O含量4.52%～4.78%，MgO含量0.07%～0.09%、TiO2含量0.02%，含量变化较小；正长花岗岩SiO2含量73.28%～74.46%、Al2O3含量13.98%～14.69%、Na2O含量3.13%～4.06%、K2O含量4.81%～5.07%，MgO含量0.09%～0.27%、TiO2含量0.09%～0.21%。在SiO2-(Na2O+K2O)图解(图8a)中样品分别落入花岗岩和花岗闪长岩中，仅1个样品落入正长岩区内；SiO2-K2O图解(图8b)中显示从钙碱系列到钾玄系列均有样品落入，主要集中高钾钙碱性系列范围内；在SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解(图8c)中样品主体落在钙碱性花岗岩与碱钙性花岗岩范围；样品的铝饱和指数(A/CNK)为0.89～1.18，主体显示弱过铝质特征(图8d)；原始地幔标准化微量元素蛛网图(图9a)显示样品富集Th、Zr、Hf等及大离子亲石元素(Rb、U、K等)，而亏损Ba、Sr、Eu及高场强元素(Nb、Ta、P、Ti等)。

图8 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩分类图解(a)SiO2-(Na2O+K2O)图解(Middlemost, 1994)；(b) SiO2-K2O 图解(Peccerillo and Taylor, 1976)；(c)SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解(Frost et al., 2001)；(d)A/NK-A/CNK图解(Maniar and Piccoli, 1989)Fig.8 Classification diagrams for Taolenutuhong biotite granodiorite and Yuejinshannan mylonitic monzogranite(a)SiO2 vs. (Na2O+K2O) plot (Middlemost, 1994)；(b) SiO2 vs. K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); (c) SiO2 vs. (Na2O+K2O-CaO) diagram (Frost et al., 2001); (d)A/NK vs. A/CNK diagram (Maniar and Piccoli, 1989)

黑云母花岗闪长岩稀土总量REE在139.6×10-6～239.0×10-6之间、二长花岗岩稀土总量REE在50.07×10-6～65.61×10-6之间、正长花岗岩稀土总量REE在105.6×10-6～155.4×10-6之间；黑云母花岗闪长岩(La/Yb)N在16.58～62.90之间、二长花岗岩(La/Yb)N在1.30～1.98之间、正长花岗岩(La/Yb)N在8.75～10.30之间；所有样品具明显的负Eu异常；除二长花岗岩呈现海鸥式稀土配分模式外，其它样品均呈轻稀土富集、重稀土亏损的右倾模式(图9b)。

跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005-1～3)全岩分析(表3)显示：SiO2含量71.08%～72.67%、Al2O3含量13.26%～14.09%、Na2O含量2.87%～3.14%、K2O含量4.42%～4.81%，MgO含量0.30%～0.57%、TiO2含量0.26%～0.38%；在SiO2-(Na2O+K2O)图解(图8a)中样品全部落入花岗岩区；SiO2-K2O图解中样品全部落入高钾钙碱性系列范围内(图8b)；在SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解(图8c)中样品均落入钙碱性花岗岩范围；样品的铝饱和指数(A/CNK)为1.00～1.03，显示准铝质到弱过铝质特征(图8d)；微量元素原始地幔标准化蛛网图显示样品富集Th、Zr、Hf等及大离子亲石元素(Rb、U、K等)，而亏损Ba、Sr、Eu及高场强元素(Nb、Ta、P、Ti等)(图9a)；样品稀土总量REE在228.9×10-6～268.1×10-6之间、(La/Yb)N在8.63～9.75之间，样品具明显的负Eu异常，稀土配分曲线均呈轻稀土富集、重稀土亏损的右倾模式(图9b)。

综合图8和图9特征表明，研究区花岗岩类具相似成岩构造背景的不同阶段同源岩浆演化特点，结合岩相学特征认为陶勒努图洪花岗岩结晶分异过程中受幔源流体作用和物质混染强度明显强于跃进山南花岗岩，个别陶勒努图洪花岗岩样品数据在图解上偏离主体样品位置，推测样品中可能混入肉眼难以识别的基性岩捕掳体或包体成分所致，这对今后研究岩体中捕掳体和包体成分可能具有启示意义。

4.3 锆石Lu-Hf同位素

本文对两个岩体在LA-ICP-MS锆石U-Pb测年基础上，选取部分锆石对测年点相同或性质相似位置(图5)进行原位微区Lu-Hf同位素分析， 数据结果见表4。陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(ZT001)、跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005)锆石176Lu/177Hf分别为0.000456～0.001647 (平均值为0.000935)和 0.000907～0.002790(平均值为0.001647)，绝大部分锆石颗粒176Lu/177Hf≤0.002，仅极个别大于0.002，说明锆石形成后几乎没有或仅有极少量放射成因Hf积累(Kinny and Maas, 2003; Wuetal., 2007a)，综合分析认为获得的176Hf/177Hf比值可以代表锆石颗粒原始176Hf/177Hf比值。

表3 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析测试结果

续表3

图9 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.9 Primitive mantle-normalized trace element patterns (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for Taolenutuhong biotite granodiorite and Yuejinshannan mylonitic monzogranite (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

应用锆石U-Pb原位年龄进行Hf同位素计算(表4)可知，陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(ZT001)15颗锆石Lu-Hf同位素分析点位εHf(t)大多为负值，变化范围为-2.9～-0.12，平均值为-1.53，仅2个继承锆石εHf(t)值分别为-3.14、1.93，显示锆石较为均一的Hf同位素组成，tDM2介于1.41～1.58Ga之间。跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005)15颗锆石Lu-Hf同位素分析点位εHf(t)正值7个，变化范围为0.3～2.82，平均值为1.66，1颗继承锆石εHf(t)值为2.49；负值6个，变化范围为-1.99～-0.43，平均值为-1.38，变化范围较小，1颗继承锆石εHf(t)值为-4.57；正负数值总体变化范围为-1.99～2.82，平均值为0.26，tDM2介于1.23～1.54Ga之间。

表4 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩锆石Lu-Hf同位素分析结果

图10 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩判别图解(a) Y-10000Ga/Al图和(b) Nb-10000Ga/Al 图(底图Whalen, 1987)；(c) ACF图(底图据 Nakada and Takahashi, 1979), A=Al2O3-Na2O-K2O；C=CaO-3.33P2O5; F=FeO+MgO+MnO；(d) Nb-Y-Ce (底图据Eby, 1992)Fig.10 Discriminate diagrams of Taolenutuhong biotite granodiorite and Yuejinshannan mylonitic monzogranite(a) Y vs. 10000Ga/Al diagram and (b) Nb vs. 10000Ga/Al diagram (base map after Whalen, 1987); (c) ACF diagram (base map after Nakada and Takahashi, 1979), A=Al2O3-Na2O-K2O, C=CaO-3.33P2O5, F=FeO+MgO+MnO; (d) Nb-Y-Ce diagram (base map after Eby, 1992)

5 讨论

5.1 成岩时代

前人曾在北山造山带中部地区不同地段开展过一些年代学相关研究工作。Songetal.(2013a)在北山杂岩中获得片麻状花岗岩、糜棱岩化花岗岩中锆石U-Pb年龄峰值为494Ma、464Ma、375Ma；李小菲(2013)获得马鬃山东南部白圪塔北山岩体形成于435.8～430.5Ma；郑荣国等(2012)获得马鬃山镇南公婆泉花岗岩岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为402.2±3.0Ma，王鑫玉(2017)、王鑫玉等(2018)获得尖山花岗闪长岩、石板井花岗岩、白头山花岗岩、哈尔根花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为363.4±2.9Ma、362.6±3.0Ma、409.4±2.7Ma、408.5±3.1Ma；齐瑞荣等(2006)在研究区以北的大石山角闪花岗岩体中获得全岩Rb-Sr等时线年龄值为273Ma；郑荣国等(2016)测得双井子花岗闪长岩和钾长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为284±1.5Ma和327.6±1.6Ma；张家瑞(2017)对清水泉复式杂岩体采用SHRIMP锆石U-Pb测年获得二长花岗岩形成时代为314.4±4.7Ma、含黑云母花岗岩形成时代为311.7±4.1Ma、英云闪长岩形成时代为314.0±4.0Ma；江思宏和聂凤军(2006)获得红尖兵山钨矿区云英岩中白云母40Ar-39Ar同位素坪年龄为216.6±1.6Ma。综合区域地质资料及以上研究成果，表明北山地区存在早、晚古生代两期构造活动体系，即早古生代以明水-石板井-小黄山缝合带、红柳河-牛圈子-洗肠井缝合带为主的裂解-俯冲-碰撞造山演化体系，晚古生代则以康古尔塔格-红石山缝合带为主的沟弧盆演化体系，本文研究的2个花岗岩体分属于这两个构造体系中不同演化阶段的产物。

本文研究表明，陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(ZT001)和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005)的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为410.0±2.8Ma、427.0±2.5Ma，即它们分别形成于早泥盆世和中志留世。其中，本文所测得的陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩年龄与前人对白头山花岗岩的测年结果(王鑫玉等，2018)一致，即它们应同属研究区内早泥盆世岩浆活动的产物，可能所属区带部位不同。对于跃进山南糜棱岩化二长花岗岩而言，区域地质资料将其归入敦煌岩群(甘肃省地质调查院，2004(1)甘肃省地质调查院. 2004. 甘肃1:25万红宝石幅区域地质调查报告)，1:5万矿产地质填图又将其归入早石炭世花岗岩范畴(甘肃省有色地质调查院，2019(2)甘肃省有色地质调查院. 2019.甘肃省肃北县跃进山-双井子1:5万矿产远景调查工作总结)，本文根据野外及室内研究结果分析认为，这些花岗岩并非前人认为的前寒武纪敦煌岩群(或北山杂岩)的结晶基底，而是早古生代以来俯冲-增生环境下的产物，其成岩年代为中志留世，进而将其厘定为早古生代花岗岩。综合分析认为，在北山造山带北带南部至少在427Ma之后、410Ma之前曾发生过东西向构造挤压(拼贴、碰撞造山?)事件，这对准确划分构造单元界线在研究区的位置及深入探讨早古生代晚期至晚古生代构造-岩浆-成矿演化规律具有重要意义。

5.2 岩石成因类型

花岗岩成因类型的划分是花岗岩成因研究中的重要的问题，目前被大家广泛接受的划分方案主要有I、S、M、A型四种(Pitcher，1993；吴福元等，2007b)，常见的花岗岩主要为S型、I型和A型。陶勒努图洪岩体与跃进山南岩体富铝矿物少见，A/CNK介于0.89～1.18，平均为1.06，为准铝质-弱过铝质岩石，通过Y-10000Ga/Al(图10a)、Nb-10000Ga/Al(图10b)判别图解(Whalenetal., 1987)显示，陶勒努图洪岩体样品投点基本落在I&S型花岗岩区内，进一步利用ACF(图10c)I&S型花岗岩判别图可知，陶勒努图洪岩体样品落在S型花岗岩一侧。跃进山南岩体样品投点落在A型花岗岩区，跃进山南岩体Zr+Nb+Ce+Y为411×10-6～517×10-6，典型的A型花岗岩下限值为350×10-6(Whalenetal.,1987)，岩石样品表现为贫Sr、Eu、Ba、Ti、P等元素，与A型花岗岩相似(Zhang, 2013)；Eby(1992)认为Y/Nb比值可作为对A型花岗岩进一步分类的依据(Y/Nb<1.2为A1型花岗岩；Y/Nb>1.2为A2型花岗岩)，跃进山南岩体的Y/Nb比值的变化范围为2.9～3.3(平均值为3.2)，进一步利用Nb-Y-Ce(图10d)判别图可知，跃进山南岩体样品落在A2型花岗岩区。Watson and Harrison(2005)提出在TiO2含量饱和条件下，锆石晶格中的Ti4+含量与温度成线性关系，利用Ferry and Watson (2007)通过实验岩石学提出的锆石Ti温度计算公式获得跃进山南岩体锆石温度变化范围为688.8～1112.4℃，平均值为768.6℃(表2)，可近似代表岩浆结晶时的温度。利用Ballardetal.(2002)提出的用锆石Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)判别岩浆相对氧逸度的公式获得跃进山南岩体Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值介于0.70～27.90之间，平均值为8.10(表2)，表明岩浆结晶时氧逸度相对偏低。

陶勒努图洪花岗岩样品的主要组成矿物是钾长石、斜长石、石英、黑云母，副矿物是磁铁矿及磷灰石，岩石SiO2含量较高，分异指数(DI)较高(平均值为83.8)，Al2O3含量13.76%～18.82%，平均值为15.23%，中等程度Eu负异常(δEu平均值为0.52)，A/CNK值在0.89～1.18之间，平均值为1.06，岩石亏损Ba、Sr、Nb、Ta、P、Ti等，岩体可能产于古老地壳物质部分熔融，野外发现岩体中多见基性岩捕掳体(图4a2)，而这些地壳物质中存在早期地质作用侵位的幔源基性火山岩物质，导致A/CNK值变小(朱弟成等，2009)，略呈现I型花岗岩的特点。综合以上特征及分析认为陶勒努图洪岩体属于S型花岗岩。陶勒努图洪岩体锆石温度变化范围为676.0～889.7℃，平均值为782.3℃(表2)，代表了岩浆结晶时的温度；陶勒努图洪岩体Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值介于0.70～119.3之间，平均值为18.60(表2)，暗示陶勒努图洪岩浆结晶过程中氧逸度高于跃进山南岩浆。

5.3 岩浆源区

Jung and Pfänder (2007)认为变杂砂岩或火成岩部分熔融形成的酸性岩浆CaO/Na2O值为0.3～1.5，Al2O3/TiO2>100，说明部分熔融温度低于875℃，Al2O3/TiO2<100则指示部分熔融温度高于875℃ (Sylvester，1998)，这也与本文计算的两个岩体锆石Ti温度计获得的最高温度均超过875℃一致。陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(ZT001)和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005)具有相对较高的CaO/Na2O值(0.48～1.21、0.53～0.69)，和相对较低的Al2O3/TiO2值(28.80～65.10、37.10～52.0)(表3)，说明源区岩石为变杂砂岩或火成岩，且形成温度较高。A/FM-C/FM图解(图11a)显示样品落在变质杂砂岩部分熔融形成的岩浆区域。单一的判别图解结果说服力往往不强，需配合多种判别图解联合判别，在K2O/Na2O-CaO/(MgO+FeOT)图解(图11b)中显示跃进山南花岗岩落在变杂砂岩熔体区域，陶勒努图洪岩体则在变杂砂岩、变安山岩、变玄武岩熔体区均有显示。在Rb/Ba-Rb/Sr图解(图11c)中跃进山南花岗岩落在杂砂岩派生的熔体区域，陶勒努图洪岩体则落在杂砂岩与贫黏土源区。在(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)图解(图11d)中跃进山南花岗岩落在变质杂砂岩与角闪岩交界的派生岩浆区域，陶勒努图洪岩体在变质杂砂岩与角闪岩派生的岩浆源区均有体现。实验岩石学研究表明，下部陆壳基性岩熔融的岩浆与变沉积岩熔融产物主量元素比值相比较，其K2O/Na2O、(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)值明显较低，CaO/(MgO+FeOT)、Na2O、CaO+FeOT+MgO+TiO2等明显较高(Altherr and Siebel，2002；Kaygusuzetal.，2008)，以下各类判别图解显示研究区花岗岩岩浆更接近于变质杂砂岩熔融的岩浆，但又不是纯粹的变杂砂岩产生的熔体。部分岩石样品具有较低的K2O/Na2O、(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)，对应CaO/(MgO+FeOT)、CaO/Na2O及CaO+FeOT+MgO+TiO2、Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2的特性表明熔体具有变质基性岩石熔体混入的印记(图11)。

图11 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩源区组成判别图(a) Al2O3/(MgO+FeOT)-CaO/(MgO+FeOT) (Altherr et al., 2000); (b) Na2O/K2O-CaO/(MgO+FeOT) (Altherr and Siebel, 2002；Kaygusuz et al., 2008); (c) Rb/Ba-Rb/Sr (Sylvester, 1998); (d) (Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2) (Stern and Kilian, 1996)Fig.11 Discrimination diagrams of source area of Taolenutuhong biotite granodiorite and Yuejinshannan mylonitic monzogranite

陶勒努图洪花岗岩哈克图解清晰地显示了不同岩性的特征氧化物与SiO2的变化关系(图12)，TiO2、Al2O3、FeOT、CaO、MgO随SiO2含量呈负相关的线性关系，表明陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩是同一岩浆结晶分异演化的产物。陶勒努图洪和跃进山南岩体均显示稀土元素中等-较强程度的负Eu异常；微量元素则表现出明显的Ba、Sr、P、Nb、Ta、Ti的亏损，并且亏损程度依次增强(图9)，指示其母岩浆经历了分离结晶作用，Nb、Ta和Ti的亏损指示了富钛矿物相(如钛铁矿和/或金红石)的分离，而P的强烈亏损表明发生了磷灰石的分离结晶，斜长石和钾长石的分离结晶作用导致Eu、Sr和Ba的强烈亏损(图13a，b)。陶勒努图洪岩体和跃进山南岩体Nb/U值介于1.8～5.4之间，平均值为3.7，Ta/U值介于0.3～0.7之间，平均值为0.5(表3)，比值也明显低于地幔平均值(47和2.7, Taylor and McLennan, 1995)，Sm/Nd值介于0.17～0.27之间，平均值为0.21(表3)，与陆壳平均值非常相近(0.17～0.25, Taylor and McLennan, 1995)。Mg#值介于7.3～27.4之间，平均值为17.2(表3)，低于地幔平均值(40)。综合研究认为，陶勒努图洪和跃进山岩体的形成有古老地壳物质的参与，很可能是幔源岩浆底侵诱发古老地壳物质发生部分熔融形成母岩浆，再经历一定程度分离结晶作用的产物。

图12 陶勒努图洪花岗岩体哈克图解Fig.12 Haker diagrams of the Taolenutuhong granitic pluton

图13 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩的矿物分离结晶图解(底图据Li et al.,2007)图中矢量代表主要造岩矿物发生50%的分离结晶作用; PlAn50-斜长石(An=50); PlAn15-斜长石(An=15). Kfs-钾长石;Amp-角闪石;Grt-石榴石;Ms-白云母;Bt-黑云母Fig.13 Schematic diagram of the fractional crystallization of minerals for Taolenutuhong biotite granodiorite and Yuejinshannan mylonitic monzogranite (base map after Li et al., 2007)Labeled vectors correspond to up to 50% fractionation crystallization of the main rock-forming minerals; PlAn50-plagioclase (An=50); PlAn15-Plagioclase (An=15). Kfs-K-feldspar; Amp-amphibole; Grt-garnet; Ms-muscovite; Bt-biotite

图14 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩的锆石εHf(t)-t(Ma)图解(底图据吴福元等，2007a)DM为亏损地幔演化线；CHUR为原始地幔演化线；塔里木、华北、扬子地块数据引自Long et al. (2010)Fig.14 Zircon εHf(t) vs. t(Ma) diagrams for Taolenutuhong biotite granodiorite and Yuejinshannan mylonitic monzogranite(base map after Wu et al., 2007a)DM is the evolution line of the εHf(t) value of the depleted mantle; CHUR is the evolution line of the εHf(t) value of the primitive mantle; The data of Tarim, North China and Yangtze blocks were from Long et al. (2010)

图15 陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩和跃进山南糜棱岩化二长花岗岩的构造判别图解(a) Rb-(Yb+Ta)和(b) Nb-Y (Pearce et al., 1984); (c) Rb/10-Hf-3Ta和(d)Rb/30-Hf-3Ta (Harris et al., 1986).WPG-板内花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；Sys-COLG-同碰撞花岗岩；ORG-大洋中脊斜长花岗岩Fig.15 Tectonic discriminant diagrams of Taolenutuhong biotite granodiorite and Yuejinshannan mylonitic monzogranite(a) Rb vs. (Yb+Ta) and (b) Nb vs. Y (Pearce et al., 1984); (c) Rb/10-Hf-3Ta and (d) Rb/30-Hf-3Ta (Harris et al., 1986). Syn-COLG-syn-collision granites; VAG-volcanic arc granites; WPG-within plate granites; ORG-ocean ridge granites

图16 研究区中志留世(a)及早泥盆世(b)构造岩浆演化模式图Fig.16 Tectono-magmatic evolution model in the Middle Silurian (a) and Early Devonian (b) for the research area

锆石具有较强的封闭体系，又具有较高的Hf质量分数和极低的176Lu/177Hf值，其封闭后基本无放射成因的Hf积累，使得锆石原位Hf同位素研究已经成为解释地壳演化以及示踪岩浆源区的一种重要手段(Schereretal., 2000；吴福元等，2007a)，一般认为具有正εHf(t)值的花岗质岩石来自亏损地幔或从亏损地幔中新增生的年轻地壳物质的部分熔融，εHf(t)接近于当时地幔值，花岗岩的锆石εHf(t)<0，说明岩浆是来源于古老的地壳发生重熔(Amelinetal., 2000；Belousovaetal., 2006)，陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(ZT001)锆石εHf(t)为-2.9～-0.12，平均值为-1.53，仅2个继承锆石εHf(t)值分别为-3.14、1.93，表明岩浆源区可能为中元古界地壳物质重熔的产物。跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005)锆石εHf(t)为-1.99～2.82；平均值为0.26，其中15个εHf(t)数据中正值7个，变化范围为0.3～2.82，平均值为1.66，1颗继承锆石εHf(t)值为2.49；负值6个，变化范围为-1.99～-0.43，平均值为-1.38，1颗继承锆石εHf(t)值为-4.57；结合野外地质观察中发现岩体中多处可见基性岩捕掳体及包体，同时区内也有志留系公婆泉群基性火山岩，说明在志留纪有地幔岩浆活动，综合推测εHf(t)值由-1.99～2.82变化可能暗示下地壳岩石重熔形成的花岗岩质岩浆中有幔源岩浆参与的深部动力学过程。陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩(ZT001)、跃进山南糜棱岩化二长花岗岩(Z005)锆石tDM1分别为1.03～1.13Ga、0.93～1.14Ga，tDM2分别为1.41～1.58Ga、1.23～1.54Ga。tDM1年龄值远老于对应岩体中锆石结晶年龄，εHf(t)值均位于1.1Ga与1.8Ga平均地壳演化线之间(图14)，因此，应使用tDM2获得壳幔分异时代，即元古代，在陶勒努图洪和跃进山南所在的区域发育大量元古界北山杂岩(敦煌岩群)，为一套中深变质碎屑岩夹变质中基性火山岩，这与前文从岩石地球化学角度述及的研究区“花岗岩岩浆更接近于变质杂砂岩熔融的岩浆，同时具有变质基性岩石熔体混入的印记”这一结论相吻合，众多学者认为北山杂岩(敦煌岩群)作为区内古老地壳物质基底，Songetal.(2013a)曾对该区北山杂岩分布区产出的岩体进行过系统的Hf同位素研究，作者在该区进行过系统的大比例尺填图认为该岩体很可能为造山作用过程中北山杂岩重熔的产物，而非北山杂岩原岩成分，本文两个岩体εHf(t)数值大多与北山杂岩分布区产出的岩体一致，与塔里木板块、华北板块结晶基底迥异，由此说明区内岩体形成可能与由元古界北山杂岩组成的基底岩石重熔密切相关。

结合前文从野外地质现象、岩石主量和微量元素判别、εHf(t)值等综合探讨认为，陶勒努图洪岩体可能由元古界北山杂岩组成的以变质杂砂岩为主的古老地壳物质(含中基性岩石)部分熔融的产物；跃进山南岩体可能在元古界北山杂岩组成的以变质杂砂岩为主的古老地壳物质重熔过程中有幔源岩浆的参与。

5.4 构造环境

目前，对北山地区古生代构造演化模式存在不同的观点：一种为多旋回构造演化模式，认为区内古生代构造格局是经过了多期裂解汇聚碰撞作用形成的(左国朝和何国琦，1990；何世平等，2002；龚全胜等，2002，2003；左国朝等，2003)；另一种多岛洋模式，认为本区是经过多岛洋多块体拼合作用形成的(刘雪亚和王荃，1995；聂凤军等，2002；毛启贵，2008)；最新研究则认为北山地区属于在古生代经历了多岛弧、多混杂带俯冲-碰撞作用的复杂增生型造山带(Xiaoetal., 2008, 2010；Songetal.,2013a, 2013b, 2015; 宋东方等，2018)。本文所研究的花岗岩产于志留纪-泥盆纪，该时期北山处于洋陆转换阶段。在中志留世，旱山和马鬃山岛弧汇聚，形成了旱山-马鬃山复合岛弧，形成了公婆泉弧增生系统早期阶段。晚志留世-早泥盆世，在双鹰山、旱山地块之间的洋盆开始关闭形成了红柳河蛇绿混杂岩，双鹰山地块增生到公婆泉复杂岛弧系统之上，形成花牛山公婆泉复杂弧增生系统(朱江，2013)。

前人对北山造山带构造演化研究主要集中在北山南带，对北山中部研究区所在岩体的岩浆演化和构造环境还未过多涉足，本文利用Pearceetal. (1984)微量元素图解判别岩石产出的构造背景，Rb-(Yb+Ta)构造判别图解中，样品投点落在火山弧与同碰撞花岗岩过渡区(图15a)；Nb-Y图解(图15b)中样品投点主要落在火山弧与同碰撞花岗岩区；Hf-3Ta-Rb/10图解(图15c)中样品投点主要落在碰撞大地构造背景花岗岩区内；Hf-3Ta-Rb/30图解(图15d)中样品投点显示跃进山南岩体火山弧花岗岩区，而陶勒努图洪岩体样品主要落在碰撞后与同碰撞花岗岩区。前文已判断跃进山南岩体属A2型花岗岩，陶勒努图洪岩体属S型花岗岩。一般认为A型花岗岩的形成与板内拉张背景有关(Whalenetal.,1987)，最近研究表明A型花岗岩可以产生于增生造山带的演化过程中的不同的大地构造环境下，一些“特殊”的俯冲带地质过程可以在俯冲带上盘形成A型花岗岩。这些“特殊”地质过程包括洋中脊俯冲、俯冲板块后撤引起的弧后裂解过程等(肖文交等，2019)。区域构造演化背景显示，在中志留世明水-小黄山洋处于向南侧俯冲后期，志留纪末-早泥盆世陆-陆或陆-弧碰撞，洋盆相继闭合，鉴于此，结合构造判别结果认为跃进山南形成于明水-小黄山洋壳俯冲至后期，板块后撤引起的弧后裂解环境，岩体兼具弧火山岩特征。前人研究发现公婆泉和花牛山岛弧上老于423Ma(如470～423Ma)的岩石片麻理极为发育，普遍经历了变形-变质作用(代文军和刘明强，2008；毛启贵，2008；Maoetal., 2012；胡新茁等，2015)；在研究区南部的勒巴泉地区志留纪岩石普遍经历了强烈的部分熔融和混合岩化作用(Songetal., 2013a, b, 2014, 2015)；陶勒努图洪岩体(410Ma)变形程度并不强烈，基本保留了原始花岗岩特征，而跃进山南岩体(427Ma)则变形强烈，推测晚志留世-早泥盆世间花牛山岛弧向北与公婆泉弧可能发生了较强烈的碰撞拼贴作用，跃进山南岩体样品在构造判别图中显示的碰撞环境可能是该次碰撞拼贴效应留在岩体中的印记。陶勒努图洪花岗岩体形成于早泥盆世，该时期区域上洋盆相继闭合，双鹰山-花牛山复合弧、公婆泉弧、旱山地体发生陆-陆或陆-弧碰撞，分别形成了红柳河蛇绿混杂岩、明水-小黄山蛇绿混杂岩，最终形成统一的花牛山公婆泉复杂弧增生系统，陶勒努图洪花岗岩体则形成于公婆泉弧碰撞拼贴造山环境，这与构造判别图中显示的岩石样品大多落在碰撞花岗岩区一致。

综上分析可以认为：在中志留世(427Ma)明水-小黄山洋已向南侧马鬃山-公婆泉弧之下俯冲至后期，板块后撤引起明水-旱山地体南缘弧后形成裂解环境，在伸展背景下幔源岩浆底侵，诱发地壳物质重熔形成花岗质岩浆，岩浆侵位形成跃进山南二长花岗岩体(图16a)。至早泥盆世(410Ma)，花牛山和公婆泉岛弧之间的红柳河洋和小黄山洋闭合(张元元和郭召杰，2008；Clevenetal., 2015；王鑫玉，2017)，发生弧-弧碰撞拼贴、造山和地壳增厚并伴随地幔流体作用，引发下地壳发生部分熔融，形成的长英质岩浆沿构造薄弱带侵入到上地壳形成陶勒努图洪岩体(图16b)。因此，跃进山南和陶勒努图洪花岗岩是在早晚古生代交接时段同一俯冲-碰撞造山构造背景下不同部位、不同亚构造环境下的产物。

6 结论

(1)跃进山南糜棱岩化二长花岗岩和陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为427±2.5Ma和410±2.8Ma，两岩体分别形成于中志留世和早泥盆世，表明北山造山带的公婆泉-跃进山一带至少在427Ma之后、410Ma之前曾发生过东西向构造挤压事件。

(2)跃进山南和陶勒努图洪两岩体常量元素以高硅、高钾钙碱性、准铝质-弱过铝质为特征；微量元素呈现富集Th、Zr、Hf等及大离子亲石元素(Rb、U、K等)，而亏损Ba、Sr、Eu及高场强元素(Nb、Ta、P、Ti等)的特征；稀土元素配分主体表现轻稀土富集、重稀土亏损的右倾模式；岩浆成岩过程经历了一定程度结晶分异；综合特征指示跃进山南岩体属A型花岗岩，陶勒努图洪岩体属S型花岗岩，陶勒努图洪岩体形成时岩浆氧逸度高于跃进山南岩体。

(3)跃进山南糜棱岩化二长花岗岩和陶勒努图洪黑云母花岗闪长岩的锆石εHf(t)分别为-1.99～2.82和-2.90～-0.12，tDM2分别为1.23～1.54Ga和1.41～1.58Ga；两岩体的原始岩浆来自元古界北山杂岩中以变质杂砂岩为主的古老地壳物质(少量底侵幔源岩浆或中基性岩石参与)经部分熔融形成的长英质岩浆。

(4)中志留世(427Ma)明水-小黄山洋已向南侧马鬃山-公婆泉弧之下俯冲至后期，板块后撤引发明水-旱山地体南缘弧后形成裂解环境导致幔源岩浆底侵，诱发地壳物质重熔形成花岗质岩浆，岩浆侵位形成跃进山南二长花岗岩；至早泥盆世(410Ma)，俯冲结束发生弧-弧碰撞拼贴、造山和地壳增厚并伴随地幔流体作用，引发下地壳发生部分熔融产生的花岗质岩浆侵位形成陶勒努图洪岩体；两岩体是在早晚古生代交接时段同一俯冲-碰撞构造背景下不同部位、不同亚构造环境下的产物。

致谢感谢中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室丁林院士、岳雅慧老师在锆石U-Pb测年过程中的帮助；感谢白仲吾总工程师、虎金荣、樊立飞工程师在野外工作中的大力帮助和指导；特别感谢审稿专家和本刊编辑为提高论文质量提出了许多宝贵的建设性修改意见。