北山造山带红柳河槽-跃进山地区石炭纪花岗岩成因及构造岩浆演化研究*

白荣龙 虎金荣 赵甫峰 岳雅慧 周慧玲

1.天水师范学院资源与环境工程学院，天水 741001 2.自然资源部黄河上游战略性矿产资源重点实验室，兰州 730046 3.甘肃省有色地质调查院，兰州 730000 4.成都理工大学地球科学学院，成都 610059 5.中国科学院青藏高原研究所，北京 100101 6.中国地震局兰州岩土地震研究所，兰州 730000

北山造山带隶属中亚造山带中段南缘，地处塔里木、华北、西伯利亚和哈萨克斯坦板块的交汇部位。其西侧以星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; 王鑫玉等，2018; 任云伟等，2019)。该地区经历了多阶段复杂的板块裂解-俯冲-碰撞-拼合地质演化过程，具多旋回复合造山的特点(聂凤军等，2002; 龚全胜等，2002; 白荣龙等，2020)。因而，北山造山带的构造单元归属划分、地壳演化、洋盆开合时限等科学问题备受地质界关注，并取得了大量研究成果(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；聂凤军等，2002；Xiaoetal., 2010；杨建国等，2012；Songetal.，2013a，b，2015)，这些研究成果也为本文的研究提供了基础。

北山造山带北部地区位于石板井-小黄山蛇绿混杂带和红石山蛇绿混杂带之间，区内出露大量与俯冲-增生碰撞造山相关的岩浆岩、变质岩和变形-变质记录(丁嘉鑫等，2015; 宋东方等，2018)。长期以来，前人对红柳河槽-跃进山地区大规模产出的花岗质侵入杂岩体野外产状、形成时代及与区内产出的铜钨钼金铁等矿化关系等认识基本处于空白状态。因此，通过对红柳河槽-跃进山地区的花岗岩体的成岩时代和岩石地球化学所反映的岩石成因及构造背景进行分析，这对进一步在该区开展成矿作用研究，就显得尤为必要。本文通过对研究区的野外地质填图，初步厘清了区内花岗岩的产状及规模，识别并查明了区内岩体与各类矿化的关系；系统采集红柳河槽-跃进山一带产出的花岗岩体样品，对其进行岩相学、岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及Lu-Hf同位素分析；在此基础上，探讨其岩石成因、源区及构造背景，进而揭示北山造山带中北部构造演化。这对深化北山造山带岩体深部动力学机制的认识、丰富造山带构造演化和陆壳生长理论，并指导在该区进行矿产资源勘查具有重要的意义。

1 区域地质概况及地质特征

北山造山带地理位置上位于新-甘-蒙交界地带，大地构造位置上位于中亚造山带中段南缘(Xiaoetal.，2010；郑荣国等，2016；白荣龙等，2020)(图1a，b)。区域上出露的地层主要有古元古界敦煌岩群、长城系古硐井群、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及中生界地层。

北山造山带岩浆活动极为频繁，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，又以中酸性岩浆岩最为发育。侵入岩最重要的围岩地层是石炭系下统白山组地层，主要由爆发相火山岩段中、酸性火山碎屑岩(安山质火山角砾熔岩、英安质火山角砾岩、英安质晶屑玻屑熔结角砾岩、英安质含火山角砾凝灰角砾岩等)和喷溢相中性、中酸性、酸性火山岩夹(火山)碎屑岩(英安岩、安山岩、凝灰岩、凝灰质砂岩、硅质岩、大理岩及长石石英砂岩等)组成，多呈残留体的形式产出，为晚古生代岩浆弧的主要组成部分。

由于研究区为一多旋回复合造山带(Xiaoetal.，2009；宋东方等，2018)，所处大地构造位置特殊，地质构造形式复杂多样，这对成矿十分有利。区内金属矿床分布广泛，产出的矿种有铜、金、铁、钨、钼、铅锌、银、稀有金属等(白荣龙等，2022)，矿床类型、成矿方式多样，含矿地层专属性明显(如石炭系下统白山组)，容矿岩石类型复杂，成矿时代集中，矿床时空分布规律明显。

北山造山带北部红柳河槽-跃进山地区产出的岩体(图1c)多呈岩基、岩株或岩枝产出，岩石类型主要有二长花岗岩、正长花岗岩、花岗闪长岩。其中红柳河槽岩体产出规模较小，呈岩株状，岩性为正长花岗岩，岩体向北侵入于石炭系下统白山组二段地层中，其南被后期岩体和构造破坏，局部地段被下侏罗统水西沟群所覆盖。该岩体与北侧白山组地层接触带产出钨、铅锌矿体，西侧也见有铁、金矿点。因此，红柳河槽岩体与钨、铅锌、铁、金成矿关系密切。跃进山岩体分布于研究区中带东侧，岩体呈岩株状，岩性主要为二长花岗岩，局部过渡为正长花岗岩。受区域断裂构造(F4、F7)控制明显，岩体主体侵入于石炭系下统白山组二段中，其西侧被晚期花岗闪长岩体侵位破坏。该岩体与新发现的跃进山铜、钨、钼、铅锌等成矿关系密切，钨矿体主要产于该岩体与白山组地层接触带形成的矽卡岩中，铜、钼矿体多产于该岩体内部。双尖山南-大红泉-狼娃山-跃进山北岩体群由双尖山南花岗闪长岩体、大红泉二长花岗岩-花岗岩闪长岩体、狼娃山二长花岗岩体、跃进山北花岗闪长岩-二长花岗岩-正长花岗岩体组成，它们大面积分布于研究区中北部东西一带，整体呈NEE向、近EW向条带状分布，受区域构造控制明显。单个岩体多呈岩基或岩株产出，少量以残留体形式被晚期侵入岩包裹，均侵位于下石炭统白山组地层中。通过野外大量的观察，结合其产状特征及各岩体间接触关系，认为以上岩体具有相似的侵位特征，可能为相近期次岩浆作用的产物。

图1 中亚造山带构造框架示意图(a)、北山造山带构造-岩浆岩分布图(b, 据Song et al., 2015；宋东方等，2018；白荣龙等，2020修改)及红柳河槽-跃进山地区地质图(c)

2 样品采集及岩石学特征

本次在对红柳河槽-跃进山地区出露的、与成矿关系密切的红柳河槽正长花岗岩体、狼娃山二长花岗岩体、跃进山北正长花岗岩体、跃进山二长花岗岩体等详细的实测地质剖面的基础上进行。分别在以上岩体中选择新鲜、无蚀变的正长花岗岩、二长花岗岩露头采集样品，用于U-Pb年代学测试(Z002、Z003、Z009、Z010)，部分样品用于Lu-Hf同位素测试(Z009、Z010)，同时依据岩体野外产状分别采集对应花岗岩样品用于主量和微量元素分析。

红柳河槽正长花岗岩(Z010，图2a-d)，见于红柳河槽钨铅锌矿区，出露规模较小。岩石呈浅肉红色，受构造作用的影响明显，呈糜棱结构、碎斑结构，眼球状构造、条带状构造，岩石由碎斑(90%±)和碎基(10%±)组成。碎斑矿物成分为石英(25%±)、微斜长石(15%±)、条纹长石(40%±)和少量的斜长石(10%～15%)等；矿物粒径多>0.5mm，多呈眼球状、透镜状，局部碎斑趋于定向排列；碎基由粒化的石英、长石、绢云母、绿泥石、黑云母、绿帘石及铁质等组成，矿物粒度细小，大多<0.02mm，明显发生了动态重结晶，局部集合体形成的条带围绕碎斑分布，具有流动构造，定向排列特征明显。

图2 红柳河槽糜棱岩化正长花岗岩(a-d)和狼娃山二长花岗岩(e-h)的野外露头、手标本及显微特征

狼娃山二长花岗岩(Z009，图2e-h)，呈中-细粒花岗结构，局部呈似斑状结构，块状构造。矿物组成包括斜长石(35%～40%)、石英(25%～30%)、钾长石(30%～35%)、微量黑云母及副矿物，其中长石的晶体形态多规则，以自形-半自形的宽板状和粒状为主，大小主要在0.2～4.5mm间，大小连续；斜长石聚片双晶发育，发生强烈绢-白云母化和粘土化；钾长石格子双晶和条纹构造发育，强烈高岭土化；石英呈他形粒状集合体分布，正交偏光下具强烈波状消光；黑云母的粒径在0.1～0.8mm间，有不同程度的绿泥石化，呈鳞片状集合体分布。

跃进山北正长花岗岩(Z002，图3a-d)，主要分布在跃进山北一带，出露规模较小，细-中粒花岗结构，块状构造。矿物组成包括钾长石(50%～55%)、斜长石(15%～20%)、石英(25%～30%)、黑云母(3%±)及副矿物。石英，他形粒状，粒度大多在0.40～2.00mm之间，晶体表面较干净，分布在长石粒间；钾长石呈他形粒状，大多在0.55～2.00mm之间，主要为条纹长石和少量微斜长石，弱的高岭土化(泥化)、绿帘石化等，微斜长石见格子双晶；斜长石，半自形板状，粒度大多在0.50～1.80mm之间，聚片双晶发育，弱钠黝帘石化、绢云母化和绿帘石化等，晶体表浑浊；黑云母呈片状，长径大多在0.35～2.50mm之间，多已蚀变为绿泥石，仅保留原始晶形，不均匀分布于其他矿物粒间。该期岩体中局部发育大量的石英网脉，脉中见有白钨矿产出。

图3 跃进山北正长花岗岩(a-d)和跃进山二长花岗岩(e-h)野外露头、手标本及显微特征

跃进山二长花岗岩(Z003，图3e-h)，见于跃进山铜钨矿区，出露规模较小，岩石呈浅肉红色，细粒花岗结构，局部见似斑状结构，块状构造。矿物组成包括斜长石(含量约35%～40%)、石英(30%±)、钾长石(25%～30%)、黑云母(2%±)及微量金属矿物+锆石+磷灰石。石英呈他形粒状，粒度约0.65～2.00mm，晶体表面较干净；斜长石，半自形板状，长径在0.60～2.00mm之间，聚片双晶发育，少量见环带构造，以更-中长石为主，中心弱的绢云母化、泥化；钾长石，它形粒状，粒度约0.55～1.80mm，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)；黑云母呈片状，长径约0.35～1.50mm，弱绿泥石化，不均匀分布于矿物粒间。该期岩浆活动与跃进山铜钨多金属矿成矿关系密切。

3 测试方法

本次测试工作主要对采集的研究区花岗岩样品用于锆石U-Pb年代学、Lu-Hf同位素测试；同时对其它样品用于主量和微量元素分析。

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，激光剥蚀系统为NewWave公司生产的UP193FX型193nm ArF 准分子系统，激光器来自于ATL公司，ICP-MS为Agilent 7500a，载气为He，激光束斑直径为30μm，频率为5Hz，激光剥蚀能量约为2.4～2.7J/cm2，外标为GJ-1和Qinghu标准锆石，内标为NIST 610；采用 GLITTER_ver 4.0软件进行同位素比值及元素含量数据计算，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激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪上完成，分析系统为多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus)，激光进样系统为 NWR 213nm 固体激光器。利用173Yb/172Yb=1.35274、179Hf/177Hf=0.7325分别对Yb、Hf同位素比值进行指数归一化校正，本次分析采用GJ-1为标样，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澳实矿物实验室(广州)完成。主量元素测定采用P61-XRF26分析法，测试仪器为PANalytical品牌PW2424 型号X射线荧光光谱仪，P61-XRF26s 分析法误差<5%；微量元素和稀土元素采用M61-MS81分析法，测试仪器为Agilen品牌7700x型号电感耦合等离子体质谱，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%，具体流程见检测实验室分析测试手册及靳新娣和朱和平(2000)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

本文工作重点为与成矿关系密切的狼娃山岩体、跃进山岩体、跃进山北岩体、红柳河槽岩体，共计采集4件样品进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析(表1、图4)。

表1 研究区花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析结果表

图4 研究区花岗岩锆石U-Pb谐和年龄、加权平均年龄及球粒陨石标准化稀土元素配分图(岩浆锆石和热液锆石范围据Hoskin, 2005；标准化值据Sun and McDonough, 1989)

狼娃山二长花岗岩(Z009)样品采自狼娃山铁矿区与成矿关系密切部位，共测得有效点20个(表1)，锆石自形程度好，多呈短柱状，长轴多在60～100μm，短轴多在40～60μm间，锆石长宽比例多在1:1.2～1:1.8，在CL图上可见明显的岩浆震荡环带，样品在测试过程中信号稳定，年龄值谐和度高，数据可信。206Pb/238U年龄值主要集中在325～328Ma，加权平均年龄为327.1±2.4Ma(n=20，MSWD=0.022)(图4a, b)，代表了狼娃山二长花岗岩的形成年龄(早石炭世)。

在红柳河槽地区野外地质调查过程中新发现了铅锌钨矿点，在对矿点详细研究的基础上采集红柳河槽与成矿直接相关的正长花岗岩体(Z010)样品分析，共测得有效点22个(表1)，锆石自形程度好，多呈短柱状，长轴多在80～110μm间，短轴多在45～70μm间，锆石长宽比例多在1:1.1～1:1.6之间。在CL图上可见明显的岩浆震荡环带，206Pb/238U年龄值主要集中在326～328Ma，加权平均年龄为326.7±2.4Ma(n=15，MSWD=0.019)(图4d, e)，代表了红柳河槽正长花岗岩体的形成年龄(早石炭世)。此外，发现7颗继承性锆石，其中单点最大年龄446Ma，可能为岩浆侵位过程中捕获了围岩的继承锆石。

跃进山北正长花岗岩体(Z002)中大量发育含白钨矿石英网(细)脉，本次采集该岩体样品共测得有效点22个(表1)，锆石自形程度好，多呈短柱状，个别呈长柱状和椭球状，长轴多在55～95μm，短轴多在30～55μm，锆石长宽比例多在1:1.3～1:2。在CL图上可见明显的岩浆震荡环带，206Pb/238U年龄值主要集中在319～324Ma，加权平均年龄为321.3±2.4Ma(n=22，MSWD=0.12)(图4g, h)，代表了跃进山北正长花岗岩的形成年龄(早石炭世晚期)。

跃进山二长花岗岩(Z003)样品共测得有效点21个(表1)，锆石自形程度好，多呈短柱状，长轴多在60～95μm，短轴多在30～50μm，锆石长宽比例多在1:1.2～1:2。在CL图上可见明显的岩浆震荡环带，206Pb/238U年龄值主要集中在308～314Ma，加权平均年龄为309.7 ±2.2Ma(n=21，MSWD=0.052)(图4j, k)，代表了跃进山二长花岗岩的形成年龄(晚石炭世)。

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，这与Hoskin(2005)测定岩浆锆石的稀土配分模式极为相似，进一步佐证其为典型的岩浆锆石(图4)。因此，以上所测锆石年龄可代表花岗岩成岩年龄。

表2 研究区花岗岩LA-ICP-MS锆石稀土元素数据、锆石Ti温度及Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值

4.2 全岩地球化学特征

4.2.1 主量元素

(1)早石炭世花岗岩

早石炭世花岗岩主要分布在研究区北部的双尖山南、红柳河槽、双井子北、跃进山北、狼娃山铁矿区一带，以红柳河槽岩体、双尖山南-大红泉-狼娃山-跃进山北岩体群等为代表，岩性主要以花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩为主。综合本文样品(数据见表3)、区域地质调查报告(孙新春等，2016(1)孙新春, 郭兵, 包志军, 张海峰, 王军, 刘涛.2016.甘肃省1:5万白山泉等六幅区域地质调查报告)及郑荣国等(2016)等岩石地球化学数据显示，除个别样品外，本区早石炭世花岗岩闪长岩SiO2含量主要为65.03%～70.92%，平均值68.50%；Al2O3含量在12.45%～16.31%，平均值14.69%；ALK(Na2O+K2O)值在4.64%～8.02%，平均值6.56%；TiO2(0.10%～0.73%，平均值0.40%)含量较低。早石炭世正长花岗岩SiO2含量主要为74.47%～77.41%，平均值75.57%，明显富硅；Al2O3含量为12.20%～15.33%，平均值13.35%；Na2O+K2O全碱含量较高，在6.66%～8.31%之间，平均值7.31%；TiO2(0.11%～0.47%，平均值0.23%)含量较低，具有高硅富铝富碱的特征。早石炭世二长花岗岩SiO2含量主体为74.32%～75.41%，平均值74.86%，富硅；Al2O3含量为12.78%～12.96%，平均值12.87%；ALK(Na2O+K2O)值为7.45%～8.10%，平均值7.78%；TiO2(0.20%～0.24%，平均值0.22%)含量较低。在TAS图解中，所有数据点均位于亚碱性系列区(图5a)，即位于标准花岗闪长岩-花岗岩的成分范围内。在硅-碱系列判别图解中，花岗闪长岩表现出了从低钾钙碱性向高钾钙碱性的演化特征，而正长花岗岩和二长花岗岩表现出了高钾钙碱性特征(图5b)。在SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解(图5c)中，样品投影点主体落在钙性花岗岩与钙碱性花岗岩范围。此外，正长花岗岩和二长花岗岩ASI=0.90～1.22，属准铝质系列，个别具弱过铝质特点(图5d)；花岗闪长岩ASI=0.92～0.99，具有准铝质的特征，其A/CNK比值均小于1.10(Chappell and White，1974；Maniar and Piccoli，1989)；正长花岗岩和二长花岗岩DI=77.90～93.84，平均值为88.88，明显较高，SI=2.00～10.06，明显偏低，属于演化程度较高的花岗岩；花岗闪长岩DI=64.11～96.18，平均值为77.47，SI=1.46～19.88，属于演化程度较高的花岗岩，但从数值来看，正长花岗岩和二长花岗岩演化程度明显高于花岗闪长岩。

图5 研究区石炭纪花岗岩分类判别图解

表3 研究区花岗岩主量(wt%)、微量及稀土(×10-6)元素分析结果

(2)晚石炭世花岗岩

晚石炭世花岗岩主要分布在研究区北部的双尖山、大红泉、狼娃山南、跃进山一带，以双尖山岩体、跃进山岩体等为代表，岩性主要为二长花岗岩、正长花岗岩，其中以二长花岗岩为主。综合本文样品测试结果(表3)和甘肃省1:5万白山泉等六幅区域地质调查报告中(孙新春等，2016)岩石地球化学数据显示，晚石炭世二长花岗岩SiO2含量主体为75.47%～76.41%，平均值75.89%，富硅；Al2O3含量为12.34%～12.83%，平均值12.56%；Na2O+K2O全碱含量为6.72%～8.78%，平均值7.59%；TiO2(0.04%～0.24%，平均值0.15%)含量较低。晚石炭世正长花岗岩SiO2含量主体在71.41%～77.72%之间，平均值74.85%，明显富硅；Al2O3含量在12.17%～13.70%之间，平均值13.20%；ALK(Na2O+K2O)含量较高，为7.59%～8.68%，平均值8.10%；TiO2(0.05%～0.37%，平均值0.19%)含量较低。

晚石炭世所有样品数据均表现为亚碱性系列特征(图5a)，并且均落于标准花岗岩区。在SiO2-K2O系列判别图解中，正长花岗岩和二长花岗岩均表现出高钾钙碱性系列特征(图5b)。在SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解(图5c)中样品主体落在钙碱性花岗岩区，个别落在钙性花岗岩区。正长花岗岩和二长花岗岩ASI=0.95～1.07，结合A/NK-A/CNK图解判别其属准铝质-弱过铝质系列(图5d)，其A/CNK比值均小于1.10(Chappell and White，1974；Maniar and Piccoli，1989)；正长花岗岩和二长花岗岩DI=85.97～96.58，平均值为91.55，明显较高，SI=0.11～15.07，数值偏低，正长花岗岩和二长花岗岩演化程度均较高；正长花岗岩的Mg#值(2.50～23.18，平均值为15.92)比二长花岗岩(9.28～66.78，平均值为30.19)低，指示二长花岗岩较正长花岗岩岩浆源区地幔物质贡献程度高。

4.2.2 微量元素

(1)早石炭世岩体

早石炭世花岗闪长岩测试样品微量元素分析数据引自甘肃省1:5万白山泉等六幅区域地质调查报告(孙新春等，2016)。原始地幔标准化微量元素蛛网图解显示(图6a)，样品特征区间较宽泛，整体具富集大离子亲石元素Rb、Th、K、U、LREE，亏损高场强元素Ta、Nb、Sr、Eu、P、Ti等，表现出弧岩浆特征，个别样品的分析元素偏离曲线群，可能部分样品受后期弱蚀变所致，样品整体表现为相对一致的趋势线。

图6 研究区石炭纪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分布型式图(b)(标准值据Sun and McDonough, 1989)

早石炭世二长花岗岩和正长花岗岩测试样品微量元素分析数据见表3和郑荣国等(2016)，原始地幔标准化微量元素蛛网图解(图6a)显示样品数据较均一，富集大离子亲石元素Rb、Th、K、U、LREE，亏损高场强元素Ta、Nb、Sr、Eu、P、Ti等，且Ba、Ta、Nb、Sr、Eu、P、Ti等元素的亏损，也可能暗示其岩浆曾发生过钾长石、斜长石、黑云母、钛铁矿、磷灰石等的分离结晶作用。

在球粒陨石标准化稀土元素配分图解(图6b)上，早石炭世花岗岩类样品大多呈右倾的稀土分配模式，表现为LREE相对富集、HREE较为平坦，仅个别样品呈现“海鸥式”配分模式。其中早石炭世花岗闪长岩∑REE为45.79×10-6～142.9×10-6，(La/Yb)N比值为2.32～16.73，平均值为8.29，且样品多表现为负铕异常(δEu=0.16～0.97，平均值0.73)，δCe为0.95～1.09，平均值为1.00，未表现出明显的Ce异常特征；早石炭世二长花岗岩∑REE为104.3×10-6～123.8×10-6，(La/Yb)N比值为7.39～10.19，平均值为8.79，样品均表现为负铕异常(δEu=0.61～0.64，平均0.63)，δCe为0.93～1.05，平均值为0.99；早石炭世正长花岗岩∑REE为60.35×10-6～124.4×10-6，(La/Yb)N比值为4.44～10.23，平均值7.26，样品多表现为负铕异常(δEu=0.31～0.98，平均值0.69)，δCe=0.99～1.06，平均值1.02。

(2)晚石炭世岩体

晚石炭世二长花岗岩和正长花岗岩测试样品微量元素分析数据见表3和甘肃省1:5万白山泉等六幅区域地质调查报告(孙新春等，2016)。微量元素蛛网图解(图6a)显示：样品具富集大离子亲石元素Rb、Th、K、U、LREE，亏损高场强元素Ta、Nb、Sr、Eu、P、Ti的特点，指示其具有弧岩浆特征，同前文论述，Ba、Ta、Nb、Sr、Eu、P、Ti等元素的亏损。

在球粒陨石标准化稀土元素配分图解(图6b)上，晚石炭世花岗岩类样品同样呈右倾的稀土分配模式，表现为LREE相对富集、HREE较为平坦，但与早石炭世花岗岩类稀土配分模式对比来看，其右倾程度较为平缓，轻、重稀土分异程度低于早石炭世花岗岩类。晚石炭世正长花岗岩∑REE为60.33×10-6～136.0×10-6，(La/Yb)N比值为1.66～10.22，平均值5.65，δEu=0.14～0.71，平均值0.49，δCe=0.98～1.12，平均值1.04；晚石炭世二长花岗岩∑REE为28.85×10-6～115.2×10-6，(La/Yb)N比值为1.24～10.37，平均值5.35，δEu=0.14～0.81，平均值0.58、δCe=0.99～1.03，平均值1.00。

4.3 锆石Lu-Hf同位素

锆石Lu-Hf同位素在示踪地球化学源区等方面提供了重要信息(Amelinetal., 2000；Griffinetal., 2004；徐平等，2004；Belousovaetal., 2006；吴福元等，2007a)。本文在前期已进行锆石测年的样品中选取2件具代表性的不同时代、不同岩性样品进行锆石原位微区Lu-Hf同位素分析，包括狼娃山铁矿区早石炭世二长花岗岩和红柳河槽铅锌钨矿区早石炭世正长花岗岩(表4)。狼娃山铁矿区早石炭世二长花岗岩(样品Z009)和红柳河槽铅锌钨矿区早石炭世正长花岗岩(样品Z010)锆石176Lu/177Hf分别为0.000941～0.002113(平均值为0.001698)和0.000990～0.002165(平均值为0.001477)，绝大部分锆石颗粒176Lu/177Hf ≤ 0.002，说明176Hf/177Hf比值可以代表锆石颗粒原始176Hf/177Hf比值。借助锆石U-Pb原位年龄进行Hf同位素计算(表4)可知，样品Z009的15颗锆石Lu-Hf同位素分析点位εHf(t)值>0，变化范围为5.90～9.92，平均值为7.93，锆石εHf(t)值较为均一，tDM2介于0.703～0.959Ga之间。样品Z010的15颗锆石Lu-Hf同位素分析点位εHf(t)值>0，变化范围为5.87～10.28，平均值为8.11，tDM2介于0.93～1.03Ga之间。

表4 研究区花岗岩锆石Lu-Hf同位素分析结果

双井子早石炭世碱长花岗岩(郑荣国等，2016)20颗锆石Lu-Hf同位素分析点位εHf(t)值均>0，变化范围为5.87～10.28，平均值为8.11，显示锆石具有较为均一的Hf同位素组成，tDM2介于0.68～1.64Ga之间。

双尖山金矿区晚石炭世正长花岗岩(Z011)锆石176Lu/177Hf 为0.001195～0.003256(平均值为0.001799)绝大部分锆石颗粒176Lu/177Hf ≤0.002，可代表锆石颗粒原始176Hf/177Hf比值。利用锆石U-Pb原位年龄进行Hf同位素计算知(未发表数据)，锆石Lu-Hf同位素分析点位εHf(t)值均>0，变化范围为6.63～9.77，平均值为7.97，显示锆石具有较为均一的Hf同位素组成，tDM2介于0.705～0.906Ga之间。

5 讨论

5.1 成岩时代

前人曾在北山造山带红柳河槽-跃进山地区不同地段开展过一些年代学研究。齐瑞荣等(2006)获得研究区以北的大石山角闪花岗岩体全岩Rb-Sr等时线年龄为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)获得清水泉复式杂岩体中二长花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为314.4±4.7Ma、含黑云母花岗岩为311.7±4.1Ma、英云闪长岩为314.0±4.0Ma；白荣龙等(2022)测得双尖山正长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为317.6±2.5Ma；甘肃省1:5万白山泉等六幅区域地质调查工作中曾在该区测得跃进山二长花岗岩年龄分别为321.6±3.9Ma、314.0±4.0Ma、294.9±4.7Ma(孙新春等，2016)。综合区域地质资料及以上研究成果，北山地区在晚古生代发生了重要的构造活动体系，即在晚古生代以康古尔塔格-红石山缝合带为主的沟弧盆演化体系，本文研究的红柳河槽-跃进山地区花岗岩体则属于该构造演化阶段的产物。

本文研究表明，红柳河槽-跃进山一带的狼娃山二长花岗岩体(Z009)、红柳河槽正长花岗岩体(Z010)、跃进山北正长花岗岩体(Z002)、跃进山二长花岗岩体(Z003)的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为327.1±2.4Ma、326.7±2.4Ma、321.3±2.4Ma、309.7±2.2Ma，表明它们属于石炭纪岩浆活动的产物。通过本文测年工作基本厘清了区内大规模产出花岗岩体的成岩年代序列，这为研究区构造单元界线的准确划分、深入探讨晚古生代构造-岩浆-成矿演化规律提供了重要信息。

5.2 岩石成因类型及源区分析

早石炭世-晚石炭世花岗岩石均具有高硅、准铝质-弱过铝质、钙碱性地球化学特征，10000Ga/Al低于典型的A型花岗岩值(A型花岗岩10000Ga/Al>2.6，Whalenetal.,1987)。通过FeOT/MgO-10000Ga/Al图解(图7a)、(K2O+Na2O)-10000Ga/Al图解(图7b)、(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(图7c)和FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(图7d)判别显示，早石炭世花岗岩样品数据值大多落入I&S型花岗岩区与未分异型花岗岩区域，晚石炭世花岗岩研究数据点大多落入I&S花岗岩区、未分异与高分异型花岗岩区域；前述的地球化学显示石炭纪岩石具有富集大离子亲石元素(LILE)、亏损亏损高场强元素(HFSE)，大多样品A/CNK值<1.1，样品的P2O5含量与SiO2含量呈负相关线性关系，且具有相对较低的Rb/Zr和Zr含量，以上特征与典型的I型花岗岩岩石地球化学特征相似(Collinsetal.，1982；Harrisetal.，1986)，且(K2O+Na2O)/CaO和FeOT/MgO值具有从早石炭世花岗岩类→晚石炭世花岗岩类升高的特征，表现出从未分异向分异演化的趋势。因此，以上特征表明石炭纪花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩的成因类型应属 I 型花岗岩，从早石炭世→晚石炭世，花岗岩表现出从中酸性到酸性过渡，全碱含量逐渐增高的演化趋势。

图7 研究区石炭纪花岗岩的FeOT/MgO-10000Ga/Al(a)、(K2O+Na2O)-10000Ga/Al(b)、(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)(c)、FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)(d)判别图解(底图据Whalen, 1987)

狼娃山早石炭世二长花岗岩锆石Ti温度计计算结果为711.1～1003.4℃，平均值为765℃；红柳河槽早石炭世正长花岗岩为681.6～1020.8℃，平均值为765℃；跃进山早石炭世正长花岗岩为695.9～883.0℃，平均值为816.4℃；跃进山晚石炭世二长花岗岩为688.8～862.4℃，平均值为771.5℃(表2)，以上数据代表了岩浆结晶时的温度。通过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狼娃山矿区早石炭世二长花岗岩(Z009)锆石Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值变化范围为26.32～333.9，平均值为85.27；红柳河槽早石炭世正长花岗岩(Z010)为2.57～327.1，平均值为108.4；跃进山早石炭世正长花岗岩(Z002)为10.95～211.8，平均值为103.6；跃进山晚石炭世二长花岗岩(Z003)为33.34～325.3，平均值为135.7(表2)，代表了岩浆岩浆形成过程中相对氧逸度指标，说明从早石炭世到晚石炭世，研究区的花岗质岩浆氧逸度呈逐渐升高的趋势。

前文已判定石炭纪岩体属钙碱性I型花岗岩，目前针对钙碱性I型花岗岩的成因认识有如下认识：(1)幔源岩浆侵位过程中发生广泛的结晶分异和同化混染后产生的岩浆形成I型花岗岩(Bacon and Druitt,1988; Groveetal., 1997; Sissonetal., 2005)，该作用形成的花岗岩具有较宽泛的成分变化范围，并且通常与一系列同源的堆晶岩等成分较原始的中基性岩石密切共生(Groveetal.,1997; Kelleretal., 2015)；(2)通过下地壳变质火成岩部分熔融形成，一定条件下可能有地幔物质参与(Chappell and White, 1974, 2001; Petford and Gallagher, 2001; 吴福元等, 2007b)；(3)由幔源岩浆改造的地壳沉积物重熔而成(Kempetal., 2007; Lietal., 2009)，该过程形成的I型花岗岩多具有成分不均一的锆石Hf同位素(εHf(t)平均极差>10)组成(Kempetal., 2007; Lietal., 2009)。

本研究区内并未发现研究区与花岗岩同源的中基性岩浆端元，并且大量的研究认为，由基性岩浆演化而来的花岗岩占比很低，而目前研究区主体由花岗质岩石组成，从产出特征来看，基性岩浆岩产出规模极小且非同一演化系列，另外，石炭纪花岗岩锆石εHf(t)值较为均一，这些特征进一步说明研究区产出的I型花岗岩可能源于下地壳变质火成岩等部分熔融形成。前文已提及，基性岩熔融的岩浆与变沉积岩熔融的相比，其K2O/Na2O、(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)、Al2O3/(FeOT+MgO+TiO2)、CaO/(FeOT+MgO+TiO2)明显较低，而CaO/(MgO+FeO)、Na2O和CaO+FeOT+MgO+TiO2明显较高(Kaygusuzetal.，2008)。变基性岩的熔融将会导致岩石具有较低的K2O含量和较高的Na2O含量。通过CaO/(Na2O-Al2O3/TiO2)判别图解(图8a)表明，研究区石炭纪花岗岩样品主要落在玄武岩派生的熔体与泥质岩派生的熔体演化曲线靠近泥质岩熔体一侧区域；K2O/Na2O-CaO/(MgO+FeOT)图解(图8b)显示石炭纪花岗岩样品主要落在变安山岩、变玄武岩熔体区，部分样品落在变杂砂岩熔体区，其中早石炭世花岗闪长岩样品大多落在变玄武岩熔体区。在Rb/Ba-Rb/Sr图解(图8c)中样品主要落在玄武岩派生的熔体与变杂砂岩熔体区附近。在(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)图解中(图8d)，研究区石炭纪花岗闪长岩样品落在角闪岩派生的岩浆源区附近，其它样品基本落在变杂砂岩熔体区。综合以上各类判别图解显示，研究区早石炭世花岗闪长岩更接近于变质基性岩石熔体源区，其中可能混有少量的变质杂砂岩成分；石炭纪二长花岗岩、正长花岗岩源区可能主体由变杂砂岩(混杂少量变质基性岩成分)熔融而成。其特征显示早石炭世花岗闪长岩与早、晚石炭世二长花岗岩、正长花岗岩具有差别明显的源区特征。

图8 研究区石炭纪花岗岩源区组成判别图

前文论述表明早石炭世花岗岩类→晚石炭世花岗岩类表现出从未分异向碱性分异演化的趋势，石炭纪花岗岩明显表现为Nb、Ti、P、Sr、Eu、Ba等元素的亏损，而岩浆的结晶分异作用中钛铁矿和榍石等含Ti副矿物的分离结晶，将导致Nb、Ti亏损；而磷灰石的结晶分离使P亏损；Sr、Eu的负异常可能是斜长石的分离结晶引起，Eu、Ba的负异常被认为是钾长石的分离的结果。在Sr-Ba、Sr-Rb元素协变关系图中(图9a, b)，数据表现出了较好的线性关系，显示岩浆形成过程中可能经历了钾长石、斜长石、黑云母、钛铁矿、磷灰石等的结晶分异过程。全岩地球化学特征暗示早石炭世和早石炭世花岗岩同属壳源花岗岩。

图9 研究区石炭纪花岗岩的矿物分离结晶协变图解(底图据Janoušek et al., 2004; Li et al., 2007)

石炭纪花岗岩类样品的Nb/Ta比值介于5.1～14.2之间，平均值8.5，在Nb/Ta-Nb判别图(图10a)可以看出石炭纪花岗岩样品主要落入与上地壳源区相似的区域附近；在La/Nb-Nb判别图解(图10b)上大多数样品同样与上地壳值较为一致，仅个别样品La/Nb比值范围较宽泛，与弧玄武岩、球粒陨石比值有一定的亲缘性，暗示岩浆源区与壳源物质关系密切，岩浆形成过程中可能有幔源成分参与。

图10 研究区石炭纪花岗岩La-Nb-Ta判别图(底图据Barth et al., 2000)

石炭纪花岗岩体锆石Hf同位素值呈现出相对均一的特点。其中，狼娃山铁矿区早石炭世二长花岗岩锆石176Lu/177Hf比值为0.000941～0.002113，平均值为0.001698，在t-εHf(t)图解中，样品点均落在亏损地幔演化线与1.1Ga地壳演化曲线之间(图11a)；锆石εHf(t)值均>0，变化范围为5.90～9.92，平均值为7.93，反映出较小变化范围，对应二阶段Hf同位素地壳模式年龄tDM2在703～959Ma之间。红柳河槽铅锌钨矿区早石炭世正长花岗岩锆石176Lu/177Hf比值为0.000990～0.002165，平均值为0.001477，在t-εHf(t)图解显示样品点均落在亏损地幔演化线与1.1Ga地壳演化曲线之间(图11a)；锆石εHf(t)值均>0，变化范围为2.51～6.36，平均值为4.90，变化范围较小，对应Hf同位素地壳模式年龄tDM2在930～1226Ma之间。双井子早石炭世碱长花岗岩(郑荣国等，2016)锆石εHf(t)值均>0，变化范围为5.87～10.28，平均值为8.11，对应二阶段Hf同位素地壳模式年龄tDM2值范围为679.14～961.15Ma。以上数据显示石炭纪花岗岩锆石εHf(t)值均>0，并且均具有相对年轻的二阶模式年龄(图11b, c)。结合研究区岩体产状知，石炭纪花岗岩主体以岩基形式产出，在本次地质填图过程中并未发现大规模基性岩浆岩，说明该岩浆岩并非幔源物质部分熔融或分离结晶的产物，可能来源于亏损地幔或者新生下地壳的部分熔融。另外，石炭纪花岗岩具有较低的Nb/Ta比值(5.1～14.2，平均值8.5)，与下地壳Nb/Ta平均值近似(8.3，Rudnick and Gao, 2003)，不同于典型的幔源岩浆Nb/Ta平均值(17.5，Green, 1995)，以及低Sm/Nd比值、负Ba异常等化学特征综合指示研究区石炭纪花岗岩可能是由新生下地壳岩石部分熔融而成。

图11 研究区石炭纪花岗岩锆石εHf(t)-t(a)、εHf(t)-频数(b)及tDM2-频数(c)图解(底图据吴福元等，2007a)

5.3 成岩构造环境

众多学者对北山造山带构造演化研究主要集中在北山造山带南带，对北山造山带的中-北部研究区所在岩体的岩浆演化和构造环境研究涉足较少。目前，对整个北山地区古生代构造演化认识如下：(1)古生代多期裂解汇聚碰撞作用形成的多旋回构造演化模式(左国朝和何国琦，1990；龚全胜等，2002，2003；何世平等，2002；左国朝等，2003)；(2)经历了多岛洋、多块体拼合作用形成的多岛洋模式(刘雪亚和王荃，1995；聂凤军等，2002；毛启贵，2008)；(3)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模式(Xiaoetal., 2008, 2010; Songetal., 2013a, b, 2015; 宋东方等，2018; Lietal., 2021; Zhengetal., 2021)。

本文所研究的花岗岩形成于晚古生代，结合区域构造岩相学对比，红石山SSZ型蛇绿混杂岩带构造环境恢复为晚泥盆世-石炭纪有限洋盆+洋壳残片+深成岩浆弧(方维萱等，2021)。早期北山北部白山组的沉积环境以水体半封闭的碳酸盐台地边缘浅海、生物礁和潮坪为主，晚期南部的红柳园和音凹峡盆地被陆相辫状河沉积物充填(牛亚卓，2019)。由此可以看出，该时期北山处于洋陆转换阶段，早石炭世-中二叠世，红石山洋向南侧的明水-旱山地体北缘增生拼接形成白山-狼娃山岩浆弧。本文在对区域构造演化研究的基础之上，运用花岗岩岩石地球化学、花岗岩锆石地球化学数据所反映的相关特征探讨其形成的构造环境。

石炭纪花岗岩样品在Rb-(Yb+Ta)构造判别图解(Pearceetal.，1984)中投点主体落在火山弧花岗岩区(图12a)；Rb-Y图解(Pearceetal.，1984)中样品投点落在火山弧与同碰撞花岗岩区(图12b)；R1-R2图解(Batchelor and Bowden, 1985)中样品投点主要落在破坏性活动板块边缘花岗岩区(图12c)；Hf-3Ta-Rb/30图解(Harrisetal., 1986)中样品投点主要落入火山弧区，部分样点落入碰撞后和板内构造背景附近(图12d)。综合判别认为，研究区石炭纪花岗岩形成于俯冲构造背景下的岩浆弧。

图12 研究区石炭纪花岗岩的Rb-(Yb+Ta)(a, 底图据Pearce et al., 1984)、Rb-Y(b, 底图据Pearce et al., 1984)、R1-R2(c, 底图据Batchelor and Bowden, 1985)和Rb/30-Hf-3Ta(d,底图据Harris et al., 1986)构造环境判别图解

在U/Yb-Y判别图解上，研究区内石炭纪各类花岗岩的锆石微量元素数据落入了大陆环境锆石区域(图13a)；在锆石Yb/Dy-Y判别图解(图13b)中，样品数据主要落在WPB所示的板内环境和VAB所示的弧火山岩区边缘；在锆石U/Yb-Nb/Yb判别图(图13c)中，样品数据点落在大陆岩浆弧型区域；在锆石Hf/Th-Th/Nb判别图解(图13d)上，样点落入了岩浆弧/造山环境与板内/非造山环境过渡区靠近岩浆弧环境。综合以上花岗岩岩石、锆石微量元素数据特征，结合区域构造演化背景，表明研究区北部的红柳河槽-跃进山一带石炭纪花岗岩形成于红石山洋向南侧的明水-旱山地体北缘之下俯冲构造背景，该过程形成了现今的白山-狼娃山岩浆弧带，而研究区花岗岩隶属该岩浆弧内，锆石微量元素判别图解进一步认为其属于大陆边缘弧而非岛弧环境。

图13 研究区石炭纪花岗岩锆石微量元素构造环境判别图

前寒武纪结晶基底演化阶段为北山造山带古生代洋-陆板块演化奠定了基础，而对北山造山带北部研究区代表晚古生代的板块体制的红石山蛇绿混杂岩带所反映的洋盆演化的直接产物为研究区的双尖山-跃进山石炭纪I型花岗岩。因此，利用“花岗岩”这一探针，以研究区花岗岩类岩石学、岩石地球化学、同位素地球化学及年代学所记录的北山造山带北部(甘肃段)石炭纪构造-岩浆-成矿事件为线索，通过前文大量的分析和总结及对与研究区晚古生代构造岩浆演化密切相关的研究成果的收集和采纳的基础上(左国朝和何国琦，1990；刘雪亚和王荃，1995；龚全胜等，2003；张元元和郭召杰，2008；Xiaoetal., 2010；Songetal., 2013a, 2015；张新虎等，2013；朱江，2013；王国强，2015；王鑫玉，2017；牛亚卓，2019；王怀涛，2019)，建立了研究区石炭纪构造-岩浆演化模型(图14)。具体来说，从早石炭世开始北山造山带北部红石山洋由南向北的单向俯冲变为向北、向南的双向俯冲，洋壳向北侧继续向雀儿山弧之下俯冲；同时洋壳向南侧公婆泉-明水旱山复合构造单元(弧)之下俯冲导致深部俯冲板片脱水交代上覆地幔楔，因构造减压或者温度升高(软流圈物质上涌)等因素，诱发交代的地幔楔发生部分熔融形成玄武质岩浆，这种高温、相对高氧化性的岩浆上升底侵到新生下地壳(经历MASH过程)，部分熔融新生下地壳形成的壳源岩浆(可能有上升的基性岩浆的混入)，俯冲早期岩浆一部分沿构造通道上升引发火山喷发作用形成下石炭统白山组火山岩+火山碎屑岩，另一部分侵入到地壳浅部形成白山-黑鹰山陆缘岩浆弧(图14a)以及与之伴生的327.1～309.7Ma(石炭纪)Cu-Mo、W、Pb、Zn、Ag、Au、Fe等斑岩、矽卡岩、热液型矿化。

图14 研究区石炭纪构造-岩浆演化模式(型)图

6 结论

本文通过对北山造山带北部(甘肃段)红柳河槽-跃进山地区花岗岩体的成岩机制、源区属性、构造背景所反映的地球动力学过程及与花岗岩相关的成矿作用等方面的系统研究，取得了以下主要认识和结论：

(1)确定红柳河槽-跃进山地区狼娃山二长花岗岩、红柳河槽正长花岗岩、跃进山北正长花岗岩、跃进山二长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为327.1±2.4Ma、326.7± 2.4Ma、321.3±2.4Ma、309.7±2.2Ma，属于石炭纪岩浆演化的产物，并与区域内成矿作用关系密切。

(2)红柳河槽-跃进山地区石炭纪花岗岩均属钙碱性-高钾钙碱性、准铝质-弱过铝质系列，具有富集LILE，尤其富集LREE，相对亏损HSFE的弧岩浆特征，岩浆岩成因类型均属于I型花岗岩；狼娃山二长花岗岩和红柳河槽正长花岗岩的εHf(t)值分别为5.90～9.92(平均值7.93)和5.87～10.28(平均值8.11)，tDM2分别为0.703～0.959Ga和0.93～1.03Ga，且具有较低的Nb/Ta比值(5.1～14.2，平均值8.5)，岩浆可能源于新生下地壳岩石的部分熔融。

(3)狼娃山二长花岗岩、红柳河槽正长花岗岩、跃进山北正长花岗岩、跃进山二长花岗岩的平均结晶温度分别为765℃、765℃、816.4℃、771.5℃，锆石Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)平均值分别为85.27、108.6、103.6、135.7，表明从石炭纪早期到晚期，岩浆的氧逸度呈逐渐升高的趋势。

(4)结合花岗岩所反映出的构造-岩浆事件，初步建立了研究区构造-岩浆演化模型：石炭纪北山造山带北部红石山洋向南侧的公婆泉-明水旱山复合构造单元(弧)之下发生俯冲，诱发新生下地壳发生部分熔融形成的壳源岩浆侵入到地壳浅部形成红柳河槽-跃进山花岗岩体，期间伴随产出不同类型铜、钼、钨、铅、锌、银、金、铁等多金属矿床。

致谢感谢成都理工大学刘显凡教授在本文写作过程中的悉心指导；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老师在实验测试过程中的帮助；感谢白仲吾总工程师、樊立飞、张跃珂、陈艳文等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和建议。