北山造山带南部黄草滩岩体年代学、地球化学及地质意义

王疆涛，董云鹏，曾忠诚，杨 钊，孙圣思，张菲菲，周 波，孙娇鹏

(1. 西北大学 地质学系,大陆动力学国家重点实验室, 陕西 西安 710069; 2. 陕西省地质调查中心, 陕西 西安 710068)

北山造山带南部黄草滩岩体年代学、地球化学及地质意义

王疆涛1，董云鹏1，曾忠诚2，杨 钊1，孙圣思1，张菲菲1，周 波1，孙娇鹏1

(1. 西北大学 地质学系,大陆动力学国家重点实验室, 陕西 西安 710069; 2. 陕西省地质调查中心, 陕西 西安 710068)

北山位于中亚造山带南缘中部东西段的交接地区，是研究中亚造山带东西段交界关系的关键地区，其中的花岗质岩石记录了造山过程中深部岩浆的丰富信息。北山南部黄草滩岩体是其代表，主要由闪长岩和花岗闪长岩组成，锆石U-Pb定年表明其年龄分别为(402±3 )Ma、(394±7 )Ma。岩石SiO2含量相对较高(59.24%～71.54%)，富Na(Na2O=3.76%～4.09%)，总体显示准铝质-弱过铝质(A/CNK=0.94～1.11)的典型I型花岗岩特征。此外，∑REE相对较低、LREE富集、轻重稀土分馏明显以及具弱负Eu异常，LILE中Rb、Th、U和K等高度富集，HFSE中Nb、P、Hf和Ti等强烈亏损，显示出与俯冲相关的地球化学特征，其形成可能与幔源岩浆底侵使中下地壳变玄武质岩石部分熔融有关，并伴有幔源组分的混染。结合区域地质研究成果，认为岩体形成于活动大陆边缘火山弧环境，可能是北山柳园地区古亚洲洋向北俯冲消减作用下岩浆活动的产物，代表早泥盆世在北山南部可能发生过与大洋俯冲有关的岩浆事件。

北山造山带；黄草滩岩体；锆石U-Pb定年；大洋俯冲；活动陆缘

0 引 言

中亚造山带夹持于东欧板块、西伯利亚板块、塔里木板块和华北板块的结合部位，是世界上最大的增生型造山带之一[1-4]。北山造山带位于中亚造山带南缘，是古亚洲构造域的组成部分(图1a)，构造带内出露的大量岩浆岩记录了其在古生代多期次、多阶段的板块俯冲和增生构造演化事件[5-7]，使之成为研究中亚造山带的关键。

北山造山带以其特殊的构造位置，复杂的物质组成和强烈的构造-岩浆活动，一直受到地质学家的广泛关注，特别是对该地区岩浆作用的研究，约束了古亚洲洋在北山造山带的构造演化过程[4-6,8-19]。一些学者认为古亚洲洋在北山地区最后闭合于泥盆纪，在晚古生代转为陆内演化阶段[8-10,12,15-16]；也有学者认为泥盆纪时其仍处于俯冲阶段，并有晚古生代活动陆缘的记录[4-6,17-18,20]。可见，对古亚洲洋在北山地区的最后闭合时限还存在争议。为此，本文选取柳园地区规模较大，出露形态、接触关系及岩浆演化清晰的黄草滩岩体作为研究对象，通过岩石学、锆石U-Pb定年和岩石地球化学研究，讨论该花岗岩的形成时代、岩石成因、构造环境，为探讨北山造山带的构造演化提供更多证据。

1 地质背景及岩石学特征

北山造山带呈东西向展布，北接蒙古南部增生系统，南与敦煌地块相邻[5,21-22](图1b)。该造山带主要是由微地块和公婆泉复合弧拼贴形成的复杂增生系统，在拼贴过程中由北向南形成了红石山、石板井、红柳河-洗肠井、柳园4条蛇绿混杂岩带[6-7,23-26]。公婆泉复合弧早期由洋壳俯冲形成的旱山、马鬃山、双鹰山、花牛山等早古生代弧组成，随后与黑鹰山、石板山晚古生代弧拼贴，在晚古生代晚期最终形成，其中旱山和双鹰山弧是洋壳向微地块俯冲过程中形成的[5]。

黄草滩岩体位于红柳河-洗肠井蛇绿混杂岩带与柳园蛇绿混杂岩带之间的双鹰山弧中西部(图1b)，出露于柳园镇东北黄草滩-酒钢山一带，中部被新生界地层覆盖，面积约160 km2(图1c)。区内广泛出露下古生界寒武系双鹰山组、西双鹰山组、奥陶系罗雅楚山组，局部零星出露中元古界蓟县系平头山组、上元古界青白口系大豁落山组和震旦系洗肠井群，它们一同被后期大量花岗岩基和一些小基性岩脉侵入；区内断裂构造发育，以近东西向为主，次为北东向。

黄草滩岩体呈岩基状产出，近东西向带状展布，与区域构造线基本一致。东部闪长岩北部边界受控于酒钢山断裂，并与下古生界地层呈韧性断层接触，西部闪长岩侵入中元古界蓟县系平头山组及下古生界寒武系双鹰山组、西双鹰山组和奥陶系罗雅楚山组(图1c)，侵入界面比较规整，倾向北，倾角30°～60°；外接触带可见角岩化带，宽度几十米至数百米，变质程度由界面向外逐渐变弱；内接触带可见椭球状、不规则长条状罗雅楚山组围岩捕虏体。南部花岗闪长岩和少量闪长岩侵入体受控于庙庙井—红山断裂，并与中、上元古界和下古生界呈断层接触。闪长岩与花岗闪长岩侵入体呈脉动接触，界线清晰，在其接触带花岗闪长岩侵入体多呈犬牙状、锯齿状穿插于闪长岩侵入体之中，显示其就位稍晚。岩体的局部地段可见暗色包体，与寄主岩石界线模糊，具岩浆混合作用的特征，岩体南部出露大面积早泥盆世A型正长花岗岩[27]。

图2 黄草滩岩体显微照片(正交偏光)Fig.2 Microphotographs of diorite (a) and granodiorite (b) samples from the Huangcaotan pluton(a)闪长岩具半自形中细粒花岗结构; (b)花岗闪长岩半自形-它形中细粒结构Qz.石英; Hb.角闪石; Pl.斜长石; Bit.黑云母; Kf.钾长石

黄草滩岩体由闪长岩和花岗闪长岩组成。闪长岩呈半自形细粒结构、块状构造，主要由斜长石(50%～60%)、角闪石(～30%)组成，少量黑云母(～5%)和石英(～5%)，其中斜长石粒径0.16～0.55 mm，半自形板状，聚片双晶发育，可见绿泥石化和弱绢云母化，黑云母大部分已绿泥石化，多以交代假象出现；角闪石粒径0.13～0.34 mm，半自形长柱状、它形粒状，可见绢云母化(图2a)，副矿物主要为磷灰石、榍石、白钛矿、锆石。花岗闪长岩为半自形-它形中细粒状结构、块状构造，主要由斜长石(35%～40%)、钾长石(15%～20%)、石英(20%～25%)、角闪石(～10%)及黑云母(～5%)等组成，其中斜长石粒径2.43～3.06 mm，多为半自形板柱状，部分具聚片双晶，偶见环带结构，且晶体次生钠黝帘石化、高岭土化、绢云母化较强；钾长石粒径0.41～2.35 mm，它形碎裂状，表面混浊；石英粒径0.1～0.25 mm，它形粒状，分布于长石之间；角闪石粒径0.1～1.1 mm，半自形长柱状、碎裂状、它形粒状，可见绢云母化 (图2b)，副矿物主要为磷灰石、锆石。

2 分析方法

本次工作选取黄草滩岩体中闪长岩(PM019RZ1)和花岗闪长岩(D0276RZ1)样品各1件进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年研究，闪长岩样品2件、花岗闪长岩样品4件进行主量元素、微量元素分析。其中闪长岩样品采自E95°31′41″、N41°25′47″，位于岩体北部闪长岩单元的中南部(图1c)；花岗闪长岩岩石样品采自E95°31′54″、N41°23′24″和E95°52′24″、N41°26′40″，分别位于岩体西部花岗闪长岩单元的南部和东部花岗闪长岩单元的中部(图1c)。

定年样品每件采集质量约15 kg，样品在核工业二〇三研究所分析测试中心采用常规方法进行粉碎、淘选、重选、磁选分离出锆石，然后在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行手工挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒，将它们粘贴在环氧树脂表面，待环氧树脂充分固化后，再对其进行抛光至锆石内部暴露。在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行反射光、透射光和阴极发光显微照相。通过对反射光、透射光和阴极发光图像分析，选择吸收程度均匀和形态明显不同的区域进行分析。其中，LA-ICP-MS原位U-Pb定年实验采用Agilent 7500型 ICP-MS和德国Lambda Physik公司的Compex102ArF准分子激光器(波长193 nm)，并用Micro Las公司的Geolas光学系统联机进行。数据分析处理采用GLITTER 4.0并用锆石91500进行校正。采用ISOPLOT 3.0获得锆石U-Pb年龄及其谐和图。实验原理和流程见参考文献[28-29]。

主量、稀土、微量元素检测分析由核工业二〇三研究所分析测试中心完成。FeO采用容量法分析，其余主量元素采用XRF法分析，使用仪器为荷兰帕纳科公司制造的Axios X射线光谱仪。微量元素和稀土元素采用ICP-MS法分析，使用仪器为Thermo Fisher Scientific公司制造的XSERIES2型ICP-MS，主量元素分析数据中烧失量值介于1.46%～2.24%之间，总量在99.49%～99.66%之间，满足精度标准要求；主量元素分析误差小于1%，微量元素和稀土元素分析精度优于5%。

3 分析结果

3.1 年代学特征

闪长岩、花岗闪长岩中锆石CL图像(图3)显示其颗粒粗大，晶形较好，多呈自形、半自形柱状晶体，具岩浆锆石震荡环带。闪长岩中锆石粒径为150～350 μm，长宽比为1.5∶1～3.5∶1，Th/U=0.31～0.71；花岗闪长岩中锆石粒径为100～200 μm，长宽比为1.5∶1～3∶1，Th/U=0.34～1.19。一般岩浆锆石的Th/U比值介于0.2～1.0之间，而变质锆石的Th/U比值一般小于0.1[30-31]。样品中锆石Th/U比值均大于0.2，大多数介于0.2～1.0之间，显示典型的岩浆锆石特征。

闪长岩中锆石共进行了24个点的U-Pb年龄分析(表1)，除2号点206Pb/238U年龄值(424±6)Ma谐和度略高之外，其余23个数据均落在谐和线上及其附近(图4a)，206Pb/238U加权平均年龄为(402±3)Ma (MSWD=0.43)(图4b)，代表闪长岩的形成年龄。

表1 黄草滩岩体闪长岩锆石U-Pb测试结果

花岗闪长岩中锆石进行了20个点的U-Pb年龄分析(表2)，其中1、2、8、14、16、17、20号点分析数据谐和性差，其余13个数据点均落在谐和线上(图4c)，206Pb/238U年龄在381～401 Ma之间，加权平均值为(394±7 )Ma (MSWD=0.17)(图4d)，代表花岗闪长岩的形成年龄。

黄草滩岩体侵入最新地层为奥陶系下—中统罗雅楚山组，说明岩体在奥陶纪之后侵位。本次在闪长岩和花岗闪长岩侵入体中分别获得锆石U-Pb同位素年龄为(402±3) Ma和(394±7) Ma，显示花岗闪长岩比闪长岩岩浆结晶年龄略晚，这与花岗闪长岩侵入体脉动侵入闪长岩侵入体的宏观事实一致。综上所述，黄草滩岩体的形成时代为早泥盆世。

3.2 主量元素特征

黄草滩岩体岩石主量元素分析结果见表3。

在TAS分类图解中，样品分布在闪长岩和花岗闪长岩区域(图5)，与岩相学观察结果一致。闪长岩中SiO2含量(59.24%～61.43%)、Al2O3含量(15.16%～17.49%)、TiO2含量(0.82%～1.08%)、MgO含量(2.26%～3.69%)、富钠(Na2O/K2O=3.17～4.08)、Mg#=37.78～56.04、σ=1.4～1.6(小于3.3)、A/CNK=0.92～0.94，为准铝质钙碱性岩类。花岗闪长岩中硅含量变化较大(SiO2=66.57%～71.54%，平均值68.2%)、Al2O3含量(11.38%～15.36%、平均值14.4%)、TiO2含量(0.51%～0.57%，平均值0.54%)、MgO含量(1.38%～2.68%，平均值1.8%)、Na2O/K2O值(除1件样品比值为0.66外，其余比值为3.20～4.09，平均值3.62)、Mg#=36.99～50.51、σ=1.03～1.7(小于3.3)、A/CNK=1.03～1.1(除1件花岗闪长岩样品A/CNK略大于1.1，可能与岩石绢云母化蚀变有关)，为弱过铝质钙碱性岩类。在SiO2-AR图解中(图6a)，样品均落入钙碱性系列。在A/NK-A/CNK图解(图6b)中，样品落入准铝质与过铝质岩石系列的过渡区域。总体上，该岩体成分变化范围较宽，与富钠的准铝质-弱过铝质钙碱性岩石系列的I型花岗岩类的成分特征[32]一致。

图3 黄草滩岩体中闪长岩(a)和花岗闪长岩(b)锆石阴极发光图像Fig.3 Cathodoluminescence images for zircons from the diorite (a) and granodiorite (b) from the Huangcaotan pluton

样品编号232Th238UTh/U同位素比值207Pb/206Pb比值1σ207Pb/235U比值1σ206Pb/238U比值1σ同位素年龄/Ma207Pb/206Pb比值1σ207Pb/235U比值1σ206Pb/238U比值1σ谐和度/%123234687880340049670001550187940005530027440000231797117551751100213846011703011805132100058766469500475400939200006042801720666579435735322117670450055590002320477170019110062240000704369039613389410243303961716054005393000099047221000758006349000041368413935397299530273489970620054390001150466890008860062250000433874738963893100617363288780600056810002350477490018920060940000704848939613381410476196723408600583500032505056000273500628300009154311741618393610683009972528831190543780005706501840038290086700000484365152046553633829330886936704800560000009904876800073800631500004045238403539521021032847363640900056280002040478070016520061590000634637839711385410311209613514206000548600015204855100125400641700005340760402940131001231825633860500055140000990480380007420063170000404183939853952101131516932058047005743000142050464001150006372000049508544158398310414725591014480720071910002210517280014890052160000519836142310328312915127124186053005550000185048032001522006275000060432733981039241021634381562170610077180001480687300011550064570000461126385317403313217985813483073006410000203050732001514005739000054745664171036031161859881176405100578200040905022900345500629900011852314841323394710519171353323105200547900012504829900100300639200004640450400739931002038027651170580049430001450180010004940026410000211686716841681100

图4 黄草滩岩体中闪长岩(a和b)和花岗闪长岩(c和d)锆石U-Pb谐和图和加权平均年龄图Fig.4 U-Pb Concordia and weighted mean ages for zircons from the diorite (a and b) and granodiorite (c and d) in the Huangcaotan pluton

岩性样品号SiO2TiO2Al2O3Fe2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2OP2O5烧失量总量σMg#A/CNKA/NK闪长岩PM018GS96143108156011556001222648640409902422099571603778094202PM019GS125924082174907145201036963638012001014699491405604092232花岗闪长岩PM018GS46742051153007931900913836837811801022499661703867108204PM020GS57154056113804942401026843609113801417999571305051104380PM019GS116727054153603939301014132940910000920499511113699111197PM019GS96657057152508133600917540937610501022499641034328103208

表4 黄草滩岩体微量元素分析结果(wB/10-6)

表5 黄草滩岩体稀土元素分析结果(wB/10-6)

图5 黄草滩岩体TAS图解(底图据文献[33])Fig.5 TAS diagram of the Huangcaotan pluton

3.3 微量与稀土元素特征

图6 黄草滩岩体SiO2-AR(a，底图据文献[34])和A/NK-A/CNK图解(b，底图据文献[35])Fig.6 SiO2-AR diagram (a) and A/NK-A/CNK diagram (b) of the Huangcaotan pluton

图7 黄草滩岩体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)(标准化数值据文献[36])

图8 黄草滩岩体w(Na2O+K2O+FeO+Mg+TiO2)-w(Na2O+K2O)/w(FeO+ MgO+TiO2)图解(a,底图据文献[43])和w(CaO)/w(MgO+TFeO)-w(Al2O3)/w(MgO+TFeO)图解 (b,底图据文献[44])Fig.8 (Na2O+K2O+FeO+Mg+TiO2)- (Na2O+K2O)/w(FeO+MgO+TiO2) diagram (a)and CaO/ (MgO+TFeO)-Al2O3/(MgO+TFeO) diagram (b) of the Huangcaotan pluton

黄草滩岩体微量和稀土元素分析结果见表4和表5。黄草滩岩体中闪长岩稀土总量∑REE为(66.60～134.3)×10-6，∑LREE/∑HREE为5.17～8.70，轻重稀土分馏明显(La/Yb)N=4.39～6.22，其中轻稀土分馏较强(La/Sm)N=2.34～2.99，重稀土分馏相对较弱(Gd/Yb)N=1.47～1.61，显示LREE富集、HREE略显平坦的右倾型分布特征(图7a)。花岗闪长岩中稀土总量∑REE为(81.35～152.31)×10-6，轻重稀土元素分馏明显(La/Yb)N=5.35～9.23，轻稀土分馏较强(La/Sm)N=3.14～3.69，重稀土分馏相对较弱(Gd/Yb)N=1.26～1.79，说明LREE富集而HREE亏损，显示右倾型分布特征(图7a)，所有样品中除1个闪长岩样品不具负Eu异常外(δEu=1.01)，其余均具弱Eu负异常(δEu=0.63～0.94)，暗示岩浆在形成过程中可能存在斜长石的分离结晶作用或源区有斜长石的残留。所有不同岩石原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)上，比较类似地表现为相对富集Rb、Th、U、K等大离子亲石元素(LILE)和亏损Nb、P、Hf、Ti等高场强元素(HFSE)的地球化学特征，与活动陆缘岛弧区岩浆产物地球化学特征一致[46]。

4 讨 论

4.1 岩石成因

黄草滩岩体岩石中的Na2O/K2O比值大于2(Na2O/K2O=3.17～4.09)，此特征与下地壳基性岩石的部分熔融或与俯冲洋壳有关的部分熔融作用关系密切[37]。实验岩石学研究发现，Mg#是判断岩浆熔体单纯来源于地壳还是有地幔物质参与的有效参数，地壳部分熔融形成的熔体不管熔融程度如何，形成的岩石均具有较低的Mg#(<40)，而高Mg#(>40)的岩石则可能是与地幔物质加入有关[38]，黄草滩岩体具有较高的Mg#(平均为43.88)指示其岩石在形成过程中有地幔物质的参与。岩石中Zr富集和Ba、Nb、P、Hf、Ti的亏损表明岩浆源区以陆壳组分为主[39]，除1件样品Nb/Ta值较低(4.34)之外，其余样品Nb/Ta值介于6.19～8.67之间，接近或略大于地壳Nb/Ta平均值8.3[40]，指示岩浆主要来源于地壳部分熔融。岩石中Sr含量为(173～407)×10-6(1件样品略大于400×10-6)，Y、Yb含量分别为(16.5～29.1)×10-6、(1.48～2.63)×10-6(2件样品略大于2×10-6)，整体偏低，且Sr/Y=8～24。因此，大部分岩石具有低Sr (<300×10-6，少数略大于300×10-6)、低Yb (<2×10-6)的特征，与喜马拉雅型花岗岩特征[41]基本一致，推断岩浆源区为中下地壳。岩石中Ti/Zr=18.04～40.95 (1件样品为40.95，5件样品接近20)，与地壳中Ti/Zr平均值(<20)[42]基本一致，少量样品Ti/Zr值较高，同样说明在成岩过程中有幔源组分参与，这与岩体中指示壳幔岩浆混合作用存在的暗色包体的地质事实一致。在源岩判别图解(图8)中样品主要落入角闪岩和变玄武岩范围，因此推断该岩石的源岩可能主要为壳源角闪岩相的变玄武岩。

综上所述，黄草滩岩体可能为幔源岩浆底侵使中下地壳变玄武质岩石发生部分熔融，且遭受幔源组分混染形成混合岩浆，经结晶分异作用后的产物。

4.2 构造环境

图9 黄草滩岩体构造环境判别图解(底图据文献[46])Fig.9 Tectonic discrimination diagrams of the Huangcaotan pluton

黄草滩岩体岩石总体显示准铝质-弱过铝质钙碱性I型花岗岩特征。Pitcher[45]认为I型花岗岩大多形成于两种构造环境：(1)活动大陆边缘(科迪勒拉型)；(2)造山后抬升隆起带(加里东型)。其中活动大陆边缘岩浆活动往往以钙碱性系列岩石为主，标志性的岩石组合为英云闪长岩-花岗闪长岩-闪长岩；而造山后抬升减压熔融形成的I型花岗岩岩石类型为双峰式花岗闪长岩、闪长岩-辉长岩。黄草滩岩体花岗闪长岩、闪长岩的岩石组合符合活动大陆边缘产出的岩石类型，而明显区别于造山后抬升隆起带的岩石组合类型。此外，岩石中富集Rb、Th、U、K，亏损Nb、P、Hf、Ti (图7b)，表现出相对富集LILE，亏损HFSE的特征，显示出与活动陆缘洋壳俯冲消减带岩浆活动相关的地球化学特征[46]；区域上，位于红柳河—洗肠井蛇绿混杂岩带与柳园蛇绿混杂岩带之间的墩墩山地区发育中―下泥盆统三个井组、上泥盆统墩墩山群岛弧型火山岩[47]和花牛山地区发育374 Ma俯冲成因的埃达克岩[17]，这些火成岩与黄草滩岩体共同构成了晚古生代岛弧的组成部分，共同佐证了该地区泥盆纪处于洋壳俯冲阶段；此外，花岗岩构造环境判别图解(图9)中样品均投在火山弧构造环境范围内。综合分析认为黄草滩岩体形成于活动大陆边缘俯冲构造环境。

4.3 地质意义

图10 黄草滩岩体构造成因模型Fig.10 Schematic tectonic model of the Huangcaotan pluton

多数学者认为北山造山带俯冲增生作用在泥盆纪结束于红柳河―洗肠井一带，之后转为陆内演化阶段[8,10,15-16,48-52]。赵泽辉等[53]采用SHRIMP法测得柳园地区花岗岩类年龄为397～423 Ma；李舢等[27,54]获得双峰山正长花岗岩(A型)和辉铜山钾长花岗岩(I-A过渡型)的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为(415±3) Ma、(397±3) Ma，均是后碰撞背景下的岩浆产物，据此认为北山南部在晚志留世―早泥盆世大洋已闭合演化为后碰撞造山阶段。本文早泥盆世黄草滩岩体是形成于俯冲构造环境的火山弧型花岗岩，表明北山地区南部早泥盆世发生了与大洋俯冲有关的岩浆事件，而前人认为产于晚志留世―早泥盆世的碰撞―后碰撞花岗岩类可能是由于红柳河―洗肠井洋碰撞闭合后的产物，但并不代表泥盆纪古亚洲洋在北山地区的最后闭合，因为在北山南部柳园地区具有更晚(早二叠世)的碰撞闭合时间，并最终形成柳园蛇绿混杂岩带[5-7,17,23,55]。

早泥盆世黄草滩岩体位于红柳河―洗肠井蛇绿混杂岩带与柳园蛇绿混杂岩带之间，呈近EW向带状展布，平行于区域构造线走向(图1c)，指示其形成可能与洋壳俯冲有关。岩石学和地球化学特征显示其形成于活动大陆边缘弧俯冲构造环境。由于红柳河―洗肠井蛇绿岩所代表的古洋盆已于泥盆纪闭合，形成相应的蛇绿岩带[5,8,50-52]，使马鬃山—旱山弧与双鹰山弧拼贴形成早古生代公婆泉弧增生系统，而南侧的古亚洲洋分支——柳园洋仍处于俯冲阶段[5-7]。因此该岩体的形成与北山南部柳园洋的演化关系密切。

综上，黄草滩岩体可能是在柳园洋向北侧的早古生代公婆泉弧增生系统之下俯冲、消减作用的地球动力学背景下，由俯冲板片之上的幔源岩浆热源导致中下地壳变基性岩石发生部分熔融，在岩浆上升过程中遭受幔源组分的混染，形成混合岩浆，经结晶分异形成火山弧型花岗岩，后期受构造作用拼贴在公婆泉复合弧之上(图10)，与公婆泉复合弧共同构成了弧地壳[56]的组成部分。

5 结 论

(1) LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，黄草滩岩体闪长岩和花岗闪长岩形成于(402±3) Ma、(394±7) Ma。

(2)黄草滩岩体岩石为准铝质-弱过铝质钙碱性系列I型花岗岩，富集大离子亲石元素(Rb、Th、U、K)，亏损高场强元素(Nb、P、Hf、Ti)，形成于活动大陆边缘俯冲构造环境，可能为幔源岩浆底侵使中下地壳变玄武质岩石发生部分熔融，在岩浆上升过程中遭受幔源组分混染后形成混合岩浆，经结晶分异作用后的产物。

(3) 结合前人研究成果，黄草滩岩体的形成可能与北山南部柳园洋向北部早古生代公婆泉弧增生系统的俯冲消减作用有关，代表早泥盆世在北山地区南缘曾发生过与大洋俯冲有关的构造岩浆事件，说明泥盆纪古亚洲洋在北山地区并未最后闭合。

致谢: 在野外工作中得到陕西省地质调查中心崔继岗高级工程师等的指导和帮助，深表感谢。

[1] JAHN B M， WINDLEY B， NATAL’IN B， et al. Phanerozoic continental growth in Central Asian [J]. Journal of Asian Earth Sciences，2004，23 (5): 599-603.

[2] SUN M， YUAN C， XIAO W J， et al. Zircon U-Pb and Hf isotopic study of gneissic rock from the Chinese Altaids: Progressive accretionary history in the early to middle Paleozoic [J]. Chemical Geology，2008，247(3/4): 352-383.

[3] XIAO W J， WINDLEY B F， HUANG B C， et al. End-Permian to mid-Triassic termination of the accretionary processes of the southern Altaids: Implications for the geodynamic evolution, Phanerozoic continental growth and metallogeny of Central Asia [J]. International Journal of Earth Sciences，2009，98 (6): 1189-1217.

[4] XIAO W J， HUANG B C， HAN C M，et al. A review of the western part of the Altaids: A key to understanding the architecture of accretionary orogens [J]. Gondwana Research，2010，18 (2): 253-273.

[5] XIAO W J， MAO Q G， WINDLEY B F，et al. Paleozoic multiple accretionary and collisional processes of the Beishan orogenic collage [J]. American Journal of Science，2010，310 (10): 1553-1594.

[6] SONG D F， XIAO W J， HAN C M，et al. Progressive accretionary tectonics of the Beishan orogenic collage, southern Altaids: Insights from zircon U-Pb and Hf isotopic data of high-grade complexes [J]. Precambrian Research，2013，227: 368-388.

[7] SONG D F， XIAO W J， HAN C M，et al. Geochronological and geochemical data of gneiss-schist complexes and associcated granitoids in the Beishan Orogen， southern Altaids[J]. International Geology Review，2013，55 (14): 1705-1727.

[8] 左国朝，刘义科，刘春燕．甘新蒙北山地区构造格局及演化 [J]． 甘肃地质学报，2003，2 (1): 1-15．

[9] LU S N， ZHAO F Q， MEI H L，et al. Discovery and significance of eclogite-granitoid belts in Northwest China[J]. Gondwana Research，1999， 2 (1): 137-139.

[10] KHERASKOVA T N， VOLOZH Y A， DIDENKO A N，et al. The Vendian-Early Paleozoic history of the continental margin of Eastern Paleogondwana, Paleoasian ocean, and Central Asian fold belt [J]. Russian Journal of Earth Sciences，2003， 5 (3): 165-184.

[11] 李锦轶，王克卓，孙桂华，等．东天山吐哈盆地南缘古生代活动陆缘残片:中亚地区古亚洲洋板块俯冲的地质记录 [J]． 岩石学报，2006，22 (5): 1087-1102．

[12] 徐学义，何世平，王洪亮.中国西北部地质概论——秦岭祁连天山地区 [M]． 北京:科学出版社，2008：1-347．

[13] GAO J， LONG L L， KLEMD R，et al. Tectonic evolution of the South Tianshan orogen and adjacent regions, NW China: geochemical and age constraints of granitoid rocks [J]. International Journal of Earth Sciences，2009，98 (6): 1221-1238.

[14] AO S J， XIAO W J， HAN C M，et al. Geochronology and geochemistry of Early Permian mafic-ultramafic complexes in the Beishan area，Xinjiang, NW China: Implications for late Paleozoic tectonic evolution of the southern Altaids [J]. Gondwana Research，2010，18 (s 2/3): 466-478.

[15] 李向民，余吉远，王国强，等．甘肃北山红柳园地区泥盆系三个井组和墩墩山群LA-ICP-MS锆石U-Pb测年及其意义 [J]．地质通报，2011，30 (10): 1501-1507．

[16] 牛亚卓，卢进才，魏建设，等．甘蒙北山地区下石炭统绿条山组时代修正及其构造意义 [J]．地质论评，2014，60(3)：567-574．

[17] MAO Q G， XIAO W J， FANG T H，et al. Late Ordovician to Early Devonian adakites and Nb-enriched basalts in the Liuyuan area, Beishan， NW China: Implications for early Paleozoic slab-melting and crustal growth in the Southern Altaids [J]. Gondwana Research，2012，22 (2): 534-553.

[18] MAO Q G， XIAO W J， WINDLEY B F，et al. The Liuyuan complex in the Beishan， NW China: a Carboniferous-Permian ophiolitic fore-arc sliver in the southern Altaids [J]. Geological Magazine，2012，149: 483-506.

[19] 邓晋福，冯艳芳，狄永军，等．古亚洲构造域侵入演时—空演化框架 [J]． 地质论评，2015，61(6)：1211-1216．

[20] GUO Q Q， XIAO W J， WINDLEY B F，et al. Provenance and tectonic settings of Permian turbidites from the Beishan Mountains, NW China: Implications for the Late Paleozoic accretionary tectonics of the Southern Altaids [J]. Journal of Asian Earth Sciences，2012，49 (3): 54-68.

[21] SENGÖR A M C， NATAL’LN B A， BURTMAN V S.Evolution of the Altaid tectonic collage and Palaeozoic crustal growth in Eurasia [J]. Nature，1993，364: 299-307.

[22] XIAO W J， WINDLEY B F， ALLEN M B，et al. Paleozoic multiple accretionary and collisional tectonics of the Chinese Tianshan orogenic collage[J]. Gondwana Research，2013，23 (4): 1316-1341.

[23] CLEVEN N R， LIN S F， XIAO W J， et al. The Hongliuhe fold-and-thrust belt: Evidence of terminal collision and suture-reactivation after the early Permian in the Beishan orogenic collage， Northwest China [J]. Gondwana Research，2013，27 (2): 796-810.

[24] XIAO W J， HAN C M， LIU W，et al. How many sutures in the southern central Asian Orogenic Belt: Insights from East Xinjiang-West Gansu (NW China)? [J]. Geoscience Frontiers，2014，5 (4): 525-536.

[25] 侯青叶，王忠，刘金宝，等．北山月牙山蛇绿岩地球化学特征及SHRIMP定年 [J]． 现代地质，2012，26(5):1008-1018．

[26] 王立社，杨建国，谢春林，等．甘肃北山火石山地区早古生代蛇绿混杂岩的发现及其地质意义[J]． 现代地质， 2007，21(3):451-456．

[27] 李舢，王涛，童英，等．北山柳园地区双峰山早泥盆世A型花岗岩的确定及其构造演化意义 [J]． 岩石矿物学杂志，2009，28 (5): 408-419．

[28] YUAN H L， GAO S， LIU X M，et al. Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry [J]. Geostandards and Geoanalytical Research，2004,28 (3): 353-370.

[29] 柳小明，高山，第五春荣，等．单颗粒锆石的20μm小斑束原位微区LA-ICP-MS U-Pb年龄和微量元素的同时测定 [J]． 科学通报，2007，52 (2): 228-235．

[30] KINNY P D， WIJBRANS J R， FROUDE D O，et al. Age constraints on the geological evolution of the Narryer Gneiss Complex, Western Australia [J]. Australian Journal of Earth Sciences，1990，37 (1): 51-69.

[31] WILLIAMS I S， CHO D L， KIM S W. Geochronology, and geochemical and Nd-Sr isotopic characteristics of Triassic plutonic rocks in the Gyeonggi Massif, South Korea: Constraints on Triassic post-collisional magmatism [J]. Lithos，2009，107 (s 3/4): 239-256.

[32] CHAPPELL B W ,WHITE A J R. Two contrasting granite types[J]. Pacific Geology，1974，8:173-174.

[33] MIDDLEMOST E A K. Naming materials in the magma/igneous rock system [J]. Earth Science Reviews，1994，37 (s 3/4): 215-224.

[34] WRIGHT J B. A simple alkalinity ratio and its application to questions of non-orogenic granite genesis[J]. Geological Magazine，1969，106 (4): 370-384.

[35] RICKWOOD P C. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements [J]. Lithos，1989，22 (4): 247-263.

[36] SUN S S， MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systema-tics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes [J]. Geological Society, London, Special Publications，1989， 42(1): 313-345.

[37] PETFORD N， ATHERTON M. Na-rich partial melts from newly underplated basaltic crust: the Cordillera Blanca Batholith, Peru [J]. Journal of Petrology，1996，37 (6): 1491-1521.

[38] RAPP R P， WATSON E B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling [J]. Journal of Petrology，1995，36 (4): 891-931.

[39] GREEN T H， PEARSON N J. An experimental study of Nb and Ta partitioning between Ti-rich minerals and silicate liquids at high pressure and temperature [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta，1987，51 (1): 55-62.

[40] RIDNICK R L， GAO S. Composition of the continental crust [J]. Treatise on Geochemistry，2003，3: 1-64.

[41] 张旗，金惟俊，李承东，等．三论花岗岩按照Sr-Yb的分类:应用 [J]． 岩石学报，2010，26 (12): 3431-3455．

[42] WILSON M. Igneous Petrogenesis [M]. London:Unwin Hyman Press，1989：295-323.

[43] PATINO DOUNCE A E. What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? [J]. Geological Society, London，Special Publications，1999，168 (1): 55-75.

[44] ALTHERR R， HOLL A， HEGNER E，et al. High-potassium，calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides: northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany) igneous petrogenesis [J]. Lithos，2000，50 (1): 51-73.

[45] PITCHER W S. The Nature and Origin of Granite[M].London: Blackie Academic & Professional,1993:288-294.

[46] PEARCE J A， HARRIS N B W， TINDLE A G. Trace-element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of Graniticrocks igneous petrogenesis [J]. Journal of Petrology，1984， 25 (4): 956-983.

[47] 郭谦谦.北山晚古生代增生构造：对阿尔泰造山带南部二叠纪最终拼合格局的制约[D]. 北京：中国科学院地质与地球物理研究所，2011：24-43.

[48] 李小菲，张成立，李雷，等．甘肃北山明舒井岩体形成年龄、地球化学特征及其地质意义 [J]． 岩石学报，2015，31 (9): 2521-2536．

[49] 张元元，郭召杰．甘新交界红柳河蛇绿岩形成和侵位年龄的准确限定及大地构造意义 [J]． 岩石学报，2008，24 (4): 803-809．

[50] 何世平，周会武，任秉琛，等．甘肃内蒙古北山地区古生代地壳演化 [J]． 西北地质，2005，38 (3): 6-15．

[51] 龚全胜，刘明强，梁明宏，等．北山造山带大地构造相及构造演化 [J]． 西北地质，2003，36 (1)：11-17．

[52] 郭召杰，史宏宇，张志诚，等．新疆甘肃交界红柳河蛇绿岩中伸展构造与古洋盆演化过程 [J]． 岩石学报，2006，22 (1): 95-102．

[53] 赵泽辉，郭召杰，王毅．甘肃北山柳园地区花岗岩类的年代学、地球化学特征及构造意义 [J]. 岩石学报，2007，23 (8):1847-1860．

[54] 李舢，王涛，童英，等．北山辉铜山泥盆纪钾长花岗岩锆石U-Pb年龄、成因及构造意义 [J]． 岩石学报，2011，27 (10): 3055-3070．

[55] TIAN Z H， XIAO W J， WINDLEY B F，et al. Structure, age, and tectonic development of the Huoshishan-Niujuanzi ophiolitic mélange, Beishan, southernmost Altaids [J]. Gondwana Research，2014，25 (2): 820-841.

[56] 邓晋福，冯艳芳，狄永军，等．岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换 [J]． 地质论评，2015，61(3)：473-484．

Geochronology,Geochemistry and Geological Significance of the Huangcaotan Pluton in the Southern Beishan Orogenic Belt

WANG Jiangtao1, DONG Yunpeng1, ZENG Zhongcheng2,YANG Zhao1, SUN Shengsi1,ZHANG Feifei1,ZHOU Bo1, SUN Jiaopeng1

(1.State Key Laboratory of Continental Dynamics， Department of Geology， Northwest University， Xi’an, Shaanxi 710069， China;2.ShaanxiCenterofGeologicalSurvey，Xi’an,Shaanxi710068，China)

The Beishan orogenic belt is the transition zone located between the east and west part of southern margin of the Central Asian Orogenic Belt.It is the key area for the study of contact relationship between west and east of the Central Asian Orogenic Belt. The magma information during the orogenetic process was recorded in the granites, as a typical represent of the Huangcaotan pluton in the southern of Beishan, which consists mainly of diorite and granodiorite. Zircon U-Pb dating yields the crystallization ages of (402±3 )Ma for diorite and (394±7) Ma for granodiorite, respectively. The Huangcaotan pluton displays typical geochemical characteristics of I-type granite: high SiO2contents (59.24%-71.54%), high Na2O contents (3.76%-4.09%), and aluminum-weakly peraluminous affinity(A/CNK=0.94-1.11). The relatively lower level of ∑REE, enriched LREE, obvious fractionation of heavy and light rare earth, slightly negative Eu anomaly, together with the highly enriched Rb, Th, U and K in LILE and depleted Nb, P, Hf and Ti in HFSE, indicate subduction-related geochemical features. The granite may be derived from partial melting of meta-basaltic rocks in the middle-lower crust caused by underplating of mantle-derived magma and contaminated by the mantle-derived material. Together with regional geology, it is proposed that the Huangcaotan pluton was formed in volcanic arc on an active continental margin and may be the product of magmation related to the northward subduction of Paleo-Asian Ocean in Liuyuan area, representing an important magmatism related to oceanic slab subduction from the Early Devonian in the southern of Beishan orogenic belt.

Beishan orogenic belt; Huangcaotan pluton; zircon U-Pb dating; oceanic subduction; active continental margin

2016-04-21；改回日期：2016-05-30；责任编辑：楼亚儿。

国家自然科学基金重大项目(41190074)；国家自然科学基金委创新群体项目(41421002)。

王疆涛，男，硕士研究生， 1990年出生， 构造地质学专业， 主要从事构造地质学研究。Email: wjt280038@foxmail.com。

董云鹏，男，教授，博士生导师，1967年出生，构造地质学专业，主要从事构造地质学研究。 Email: dongyp@nwu.edu.cn。

P588.12； P597+.3

A

1000-8527(2016)05-0937-13