宋 凱，巫建華,，牛子良，吳仁貴，劉 帥

(1.東華理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，江西 南昌 330013；2.東華理工大學(xué) 核資源與環(huán)境國家重點實驗室培育基地，江西 南昌 330013；3. 核工業(yè)243地質(zhì)大隊，內(nèi)蒙古 赤峰 024006)

沽源-紅山子鈾成礦帶是我國重要的與火山巖有關(guān)的熱液型鈾成礦帶，已發(fā)現(xiàn)張麻井、大官廠、紅山子等鈾礦床和眾多的鈾礦點、鈾礦化點(巫建華等，2012)。研究顯示，沽源—紅山子鈾成礦帶跨越白乃廟島弧帶和華北克拉通北緣，可分為北東部的紅山子—廣興礦集區(qū)和南西部的沽源—豐寧礦集區(qū)(唐克東，1992；李錦軼等，2009；巫建華等，2012；Zhang et al.，2014)。紅山子—廣興礦集區(qū)紅山子鈾鉬礦床賦存在晚侏羅世早期新民組流紋巖—流紋巖組合中，圍巖蝕變以堿交代為特征(陳東歡等，2011；巫建華等，2012，2013；祝洪濤等，2014；紀(jì)宏偉，2015)；沽源—豐寧礦集區(qū)的張麻井鈾鉬礦床、大官廠鈾礦床均賦存于早白堊世早期張家口組流紋巖—粗面巖組合中，圍巖蝕變以伊利石化為主要特征(沈光銀，2007；沈光銀等，2009；陳東歡等，2011；巫建華等，2015)。河北北部的多本溝盆地位于華北北緣斷裂附近，是核工業(yè)243大隊目前重點勘查的盆地之一，其中的火山巖系長期被歸入張家口組(河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996)。盆地內(nèi)火山巖系是否屬于張家口組？華北北緣斷裂是否從盆地的北邊通過？鈾礦勘查工作是否應(yīng)參照沽源—豐寧礦集區(qū)張麻井礦床模式進(jìn)行？這些都是深入開展鈾礦勘查工作需解決的問題。為此，本文選擇以多本溝盆地流紋巖為研究對象，通過年代學(xué)、元素和Sr-Nd-Pb-O同位素地球化學(xué)的系統(tǒng)研究，查明流紋巖的地質(zhì)時代和地球化學(xué)特征，探討流紋巖的巖石地層單位歸屬，從巖石學(xué)的角度出發(fā)判斷華北北緣斷裂的通過位置，分析鈾礦勘查工作的主攻方向。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

圖1 河北圍場多本溝盆地大地構(gòu)造位置(a，據(jù)Xiao et al.，2003)及地質(zhì)略圖(b)Fig.1 Geographic (a, after reference xiao et al.，2003) and geological (b) sketch map of Duobengou basin in Weicheng,Hebei Province1.新近系漢諾壩組；2.下白堊統(tǒng)義縣組；3.上侏羅統(tǒng)新民組；4.新太古界紅旗營子群；5.早白堊世安山玢巖；6.早白堊世流紋斑巖；7.晚侏羅世中粗粒花崗巖；8.晚侏羅世斑巖；9.晚侏羅世輝綠巖脈；10.角度不整合地質(zhì)界線；11.斷層；12.居民點

多本溝盆地位于河北省承德市圍場滿族蒙古族自治縣北部，距離張麻井、紅山子鈾鉬礦床分別193 km，105 km，大地構(gòu)造位置處于西拉木倫河—長春—延吉拼合帶以南的華北克拉通和白乃廟島弧帶交接部位(圖1a)。研究表明，白乃廟島弧形成于早寒武世(520 Ma)，于早泥盆世-早石碳世期間(410～320 Ma)沿華北北緣斷裂拼貼于于華北克拉通北緣，具有不同于華北克拉通的基底和演化歷史(趙越等；Zhang et al.，2014)。盆地內(nèi)的火山巖系不整合在新太古界紅旗營子群之上、不整合在下白堊統(tǒng)義縣組、新近系漢諾壩組之下，以流紋巖、火山角礫巖、角礫熔巖為主，其中流紋巖可以分為肉紅色流紋巖和灰白色流紋巖兩類，河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1996)將該火山巖系歸入張家口組。盆地邊緣和內(nèi)部多處可見花崗斑巖、安山玢巖、輝綠巖脈、次火山巖體和中粗?；◢弾r侵入體(圖1b)。盆地內(nèi)的肉紅色流紋巖被前人誤定為粗面巖，主要分布于多本溝—廣發(fā)永公社—郭家塆公社一帶；灰白色流紋巖主要分布于棋盤山—大旗山一帶。盆地南部斷裂構(gòu)造發(fā)育，可分為NE，NEE，EW，NNW以NW及向五組斷裂，其中NNW-NW向的斷裂交切并錯移NE、NEE向斷裂。

2 分析方法

2.1 SHRIMP鋯石U-Th-Pb分析

流紋巖鋯石挑選由河北省廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成，反射光、透射光、陰極發(fā)光顯微照相和SHRIMP鋯石U-Th-Pb分析在北京離子探針中心 SHRIMP-Ⅱ上完成。鋯石處理及靶制作見巫建華等(2013)文獻(xiàn)，鋯石 SHRIMP U-Th-Pb 分析具體工作流程及處理流程見宋彪等(2002)文獻(xiàn)，多本溝盆地流紋巖鋯石U-Th-Pb分析結(jié)果列于表1。

表1 多本溝盆地流紋巖SHRIMP鋯石U-Th-Pb同位素分析結(jié)果

注：樣號為WC201，206Pb/238U年齡為(156.6±1.8) Ma,N=11,MSWD=1.45；206Pbc和206Pb*分別表示普通鉛和放射性成因鉛；普通鉛根據(jù)實測204Pb進(jìn)行校正；誤差為1σ

2.2 主量元素、微量元素分析

流紋巖主量元素和微量元素分析測試工作在湖北武漢綜合巖礦測試中心完成。樣品處理過程、實驗流程及其誤差、精度等詳見李獻(xiàn)華等(2002)。多本溝盆地流紋巖主量元素、微量元素和稀土元素分析結(jié)果及有關(guān)參數(shù)列于表2。

2.3 Sr-Nd-Pb-O同位素分析

流紋巖Sr-Nd-Pb同位素比值分析在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所重點實驗室Finnigan Mat262固體表面熱電離質(zhì)譜計上完成。O同位素分析在北京核工業(yè)地質(zhì)研究院分析測試中心MAT253(儀器編號為8633)上完成，檢測方法和依據(jù)為《硅酸鹽及氧化物礦物中氧同位素組成的五氟化溴法測定(DZ/T 0184.13—1997)》。多本溝盆地流紋巖Sr-Nd-Pb-O同位素分析結(jié)果及有關(guān)參數(shù)見表3。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石 U-Pb 定年

陰極發(fā)光圖像(CL)顯示，鋯石多呈短柱狀(圖2a)，具有典型巖漿結(jié)晶鋯石的環(huán)帶結(jié)構(gòu)，分析數(shù)據(jù)顯示U含量為(48～195)×10-6，Th含量為(48～195)×10-6，Th/U值為0.41～0.73(平均為0.56)，具有典型的巖漿鋯石成分特征(吳元保等，2004)。14個測試點的206Pb/238U年齡數(shù)據(jù)為147～161 Ma，在U-Pb諧和曲線圖(圖2b)上，3個數(shù)據(jù)(分析號分別為5.1，9.1，11.1，虛線表示)偏離數(shù)據(jù)組，若剔除3個數(shù)據(jù)，其余11個測試點的206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為(156.6±1.8)Ma(MSWD為1.45)，代表了流紋巖的形成年齡。根據(jù)《中國地層表》(王澤九等，2014)，中侏羅世與晚侏羅世，晚侏羅世與早白堊世之間的界線分別為(163.5±1.0) Ma，(145.0±0.8) Ma，表明流紋巖的地質(zhì)時代屬晚侏羅世早期。

3.2 主量元素

圖2 多本溝盆地流紋巖鋯石陰極發(fā)光圖像、測定點編號(a)、206Pb/238U年齡值及其誤差及鋯石U-Pb諧和圖(b)Fig.2 Cathode luminescence photos(a) and U-Pb concordia diagram(b) of the rhyolite from the Duobengou basin

從巖石主量元素分析結(jié)果(表2)可以看出，多本溝盆地肉紅色流紋巖和灰白色流紋巖均具有高硅(SiO2為74.3%～77.4%)、富鉀(K2O為3.99%～7.06%)、貧鋁(Al2O3為11.2%～12.1%)和低MgO，CaO，P2O5的特征，F(xiàn)e2O3的含量分別為2.98%～3.65%(平均為3.18%)和0.62%～1.78%(平均為1.33%)，F(xiàn)eO的含量分別為0.28%～0.52%(平均為0.44%)和1.05%～2.45%(平均為1.46%)，F(xiàn)e3+/Fe2+比值前者(5.70～11.8，平均為7.70)遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于后者(0.3～3.8，平均為1.08)，前者也具有更高的FeOT/MgO比值。肉紅色流紋巖和灰白色流紋巖的全堿(K2O+Na2O)含量分別為8.18%～9.26%(平均為8.85%)和5.99%～8.42%(平均為7.30%)，A/CNK分別為0.95～1.06(平均為1.00)和1.11～1.68(平均為1.27)，NK/A分別為0.93～1.01(平均為0.97)和0.58～0.88(平均為0.74)，在硅堿圖解(圖3a)上均落入亞堿性流紋巖的范圍，在A/CNK-A/NK圖解(圖3b)上分別落入準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)和過鋁質(zhì)的范圍，在SiO2-(Na2O+K2O-CaO)(圖4)和落于A型流紋巖區(qū)。計算結(jié)果顯示，肉紅色流紋巖和灰白色流紋巖的鋯石飽和溫度為925～966 ℃，具A型流紋巖典型的高溫特征(Watson et al.，1983；吳福元等，2007；韓軍等，2010；隋振民等，2011；王濤等，2013)。

3.3 稀土元素和微量元素

肉紅色流紋巖和灰白色流紋巖具有相似的稀土元素和微量元素組成，稀土元素總量較高，輕重稀土分餾明顯，Eu負(fù)異常顯著，ΣREE為(406～457)×10-6，(La/Yb)N為7.27～13.30，δEu為0.07～0.17，稀土元素配分曲線呈右傾的V字形，輕稀土相對較陡，重稀土變化平緩(圖5a)。肉紅色流紋巖和灰白色流紋巖具有較高的Ga(21.2×10-6～29.0×10-6)、Zr(556×10-6～811×10-6)、Nb(23.7×10-6～34.3×10-6)、Y(45.8×10-6～74.8×10-6和較低的Ba(17.7×10-6～64.8×10-6)、Sr(16.0×10-6～22.1×10-6)，在微量元素蛛網(wǎng)圖解上顯示Rb，Th，U，Pb，Zr，Hf相對富集，Ba，Sr，P，Ti等元素等相對虧損。Zr+Nb+Ce+Y為815×10-6～1 111×10-6(>350×10-6)，10000*Ga/Al為3.49～4.69(>2.6)，具有A型流紋巖的微量元素特征，在Y-Nb-3Ga(圖6a)和Y/Nb-Rb/Nb(圖6b)圖解上均落入A2型流紋巖的范圍內(nèi)。多本溝盆地內(nèi)流紋巖與紅山子盆地流紋巖的微量元素和稀土元素具有一致的特征(巫建華等，2016)。

表2 多本溝盆地流紋巖主元素(×10-2)、微量元素(×10-6)分析結(jié)果及有關(guān)參數(shù)

注：TZr(℃)={12900/[LnDZr(zircon/melt)+0.85×M+ 2.95]}-273.15，其中DZr(zircon/melt)是化學(xué)計量鋯石中的Zr(一般使用49600×10-6)與熔體中Zr(通常使用全巖中的Zr含量)濃度的比，M= (2Ca+K+Na)/(Si×Al)(Ca，Na，K，Si，Al為巖石主量元素Si，Al，F(xiàn)e，Mg，Ca，Na，K，P原子數(shù)歸一化計算后的原子分?jǐn)?shù)值)，詳見Watson等(1983)。

表3 多本溝盆地流紋巖Sr-Nd-Pb同位素分析結(jié)果及有關(guān)參數(shù)

注：Sr，Nd，Pb同位素比值年齡校正時采用本文獲得的流紋巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡156 Ma，計算公式見巫建華等(2014)。

圖3 多本溝盆地流紋巖TAS(a，底圖據(jù)Middlemost，1994)和A/CNK-A/NK(b，底圖據(jù)Maniar et al.，1989)圖解Fig.3 Diagrams of TAS(a，after reference Middlemost，1994) and A/CNK-A/NK (b，after reference Maniar et al.，1989) of the rhyolite from Duobengou basinin

圖4 多本溝盆地流紋巖SiO2-(Na2O+K2O-CaO)圖解(底圖據(jù)Frost et al.，1994)Fig.4 Diagram of SiO2-(Na2O+K2O-CaO) of the rhyolite from Duobengou basinin(after reference Frost et al.，1994)

3.4 Sr-Nd-Pb-O同位素

(1)Sr同位素。多本溝盆地流紋巖具有變化范圍較大的(87Sr/86Sr)i(0.706 749～0.714 88)，與白乃廟島弧帶的芝瑞盆地流紋巖(0.706 510～0.709 821，解開瑞等，2016)和流紋斑巖(0.707 99～0.709 303，巫建華等，2017a)、紅山子盆地流紋巖(0.704 018～0.707 081，巫建華等，2016)、碾子溝花崗巖(0.705 16～0.705 19，陳志廣等，2008)、小東溝花崗巖(0.704 957～0.705 500，覃鋒等，2008)，華北克拉通北緣的大灘盆地流紋巖(0.705 210～0.713 543，張雅菲等，2016)和粗面巖(0.707 703～0.709 601，夏應(yīng)冰等，2016)、沽源盆地粗面巖(0.707 781～0.708 156，巫建華等，2017b)、東猴頂鉀長花崗斑巖(0.708 15～0.711 97，梁清玲等，2013)的(87Sr/86Sr)i值范圍大體一致，但明顯與白乃廟島弧帶巖漿巖具有更一致的Sr同位素特征，即較低的(87Sr/86Sr)i。

(2)Nd同位素。多本溝盆地流紋巖的εNd(t)為-11.23～-8.09，與華北克拉通北緣的大灘盆地流紋巖(-16.4～-15.5，張雅菲等，2016)、沽源盆地粗面巖(-12.09～-10.67，巫建華等，2017b)、東猴頂鉀長花崗斑巖(-16.8～-13.2，梁清玲等，2013)的εNd(t)值基本一致，低于白乃廟島弧帶的紅山子盆地流紋巖(-5.56～-4.67，巫建華等，2016)、芝瑞盆地流紋巖(-6.32～-4.44，解開瑞等，2016)和流紋斑巖(-7.11～-6.21，巫建華等，2017a)、碾子溝花崗巖(-7.4～-3.8，陳志廣等，2008)、小東溝花崗巖(-2.8～-2.7，覃鋒等，2008)、華北克拉通北緣的大灘盆地粗面巖(-5.83～-5.31，夏應(yīng)冰等，2016)的εNd(t)值。

流紋巖的fSm/Nd(-0.46～-0.42)在-0.6～-0.2之間，給出的有明確地質(zhì)意義的TDM2值為1855～1 601 Ma，與北克拉通北緣的大灘盆地的流紋巖(2 260～2 190 Ma，張雅菲等，2016)和粗面巖(1 911 Ma～1 796 Ma，夏應(yīng)冰等，2016)、東猴頂鉀長花崗斑巖(2 090～2 000 Ma，梁清玲等，2013)的TDM2值基本一致，略大于白乃廟島弧帶的芝瑞盆地流紋巖(1 457～1 304 Ma，解開瑞等，2016)和流紋斑巖(1 521～1 448 Ma，巫建華等，2017a)、紅山子盆地流紋巖(1 395～1 323 Ma，巫建華等，2016)、華北克拉通北緣的沽源盆地粗面巖(1 376～1 361 Ma，巫建華等，2017b)的TDM2值。

圖5 多本溝盆地流紋巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(a)與微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)Fig.5 REE patterns diagram(a) and trace element spider diagram(b) of the rhyolite from Duobengou basin球粒隕石及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Saunders等(1989)

(3)Pb同位素。流紋巖的Pb同位素組成偏低，(206Pb/204Pb)t，(207Pb/204Pb)t和(208Pb/204Pb)t分別為16.53～16.93，15.31～15.39 和36.96～37.31，與華北克拉通北緣的沽源盆地粗面巖、大灘盆地粗面巖、東猴頂鉀長花崗斑巖的(206Pb/204Pb)t(分別為16.97～17.00，16.92～17.04，16.75～16.77)，(207Pb/204Pb)t(分別為15.06～15.61，15.39～15.42，15.37～15.39)，(208Pb/204Pb)t(分別為36.73～36.80，37.58～37.67，37.1～37.79)基本一致(梁清玲等，2013；夏應(yīng)冰等，2016；巫建華等，2017b)，整體上略小于白乃廟島弧帶的芝瑞盆地流紋巖和流紋斑巖、紅山子盆地流紋巖、碾子溝花崗巖的(206Pb/204Pb)t(分別為17.11～17.56，17.13～17.27，17.15～17.80，16.87～17.38)，(207Pb/204Pb)t(分別為15.19～15.37，15.41～15.45，15.41～15.48，15.35～15.39)，(208Pb/204Pb)t(分別為36.92～37.49，37.41～37.50，37.38～37.63，37.17～37.44)(陳志廣等，2008；解開瑞等，2016；巫建華等，2016，2017a)。

(4)O同位素。多本溝盆地流紋巖δ18OV-SMOW為5.1‰～6.0‰(平均值5.7‰)，其中肉紅色流紋巖、灰白色流紋巖的δ18OV-SMOW范圍分別為5.1‰～5.9‰(平均值5.5‰)，5.7‰～6.0‰(平均值5.9‰)，高于芝瑞盆地流紋巖(4.0‰～5.1‰，巫建華等，2017a)和流紋斑巖(4.0‰～5.1‰，巫建華等，2017a)的δ18OV-SMOW相似，低于沽源盆地粗面巖(7.1‰～8.1‰，巫建華等，2017b)的δ18OV-SMOW值。

4 地質(zhì)意義

4.1 多本溝盆地火山巖系應(yīng)歸入新民組

多本溝盆地位于河北省北部，盆地內(nèi)肉紅色流紋巖一直被定為粗面巖，巖石組合被稱為流紋巖—粗面巖組合，巖石地層單位被歸于張家口組(河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996)。張家口組是指整合或者平行不整合覆蓋在土城子組之上的一套以流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r、流紋巖和石英粗面巖為主，間夾安山巖、粗安巖和少量紫紅色砂礫巖的巖石組合(河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996)。本文研究表明，以往被誤認(rèn)為粗面巖的巖石實則為流紋巖(圖3a)，多本溝盆地的火山巖不是流紋巖—粗面巖組合，而是灰白色流紋巖-肉紅色流紋巖組合。另一方面，多本溝盆地流紋巖的地質(zhì)年代為晚侏羅世早期，也與張家口組地質(zhì)年代(143～126 Ma，張宏等，2005a，2005b；楊進(jìn)輝等，2006；韋忠良等，2008；巫建華等，2015；張雅菲等，2016；夏應(yīng)冰等，2016)不一致，也早于土城子組的地質(zhì)年代(154～137 Ma，許歡等，2014)。從多本溝盆地內(nèi)巖石組合以及地質(zhì)年代的角度出發(fā)，認(rèn)為將多本溝盆地的流紋巖歸入張家口組顯然是不合適的。

不整合或者平行不整合于土城子組之下的巖石地層單位在河北省和內(nèi)蒙古自治區(qū)分別為髫髻山組和新民組(河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996；內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996)。研究表明，髫髻山組主要以粗安質(zhì)熔巖、角礫凝灰?guī)r等噴出巖為主，鋯石U-Pb年齡為166～152 Ma(河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996；張宏等，2005c，2008；劉健等，2006；馬強(qiáng)等；2009)；新民組主要為一套雜色酸性火山碎屑巖、局部為酸性熔巖、火山碎屑沉積巖，鋯石U-Pb年齡為165～150 Ma(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996；郭鋒等，2001；高曉峰等，2005；巫建華等，2013；程銀行等，2013；解開瑞等，2016)。不難看出，多本溝盆地火山巖的地質(zhì)時代與髫髻山組、新民組的地質(zhì)時代一致，巖石組合與新民組的巖石組合一致，與髫髻山組的巖石組合不同。因此，多本溝盆地的火山巖系應(yīng)歸入新民組。

4.2 華北北緣斷裂可能從多本溝盆地北側(cè)通過

華北北緣斷裂作為華北克拉通和白乃廟島弧帶的拼合界線(唐克東，1992；李錦軼等，2009；Zhang et al.，2014)，在多本溝盆地附近通過，張宏等(2008)將該斷裂劃在該盆地的北側(cè)，但缺乏巖石學(xué)方面的證據(jù)。

圖6 多本溝盆地流紋巖Y-Nb-3Ga和Y/Nb-Rb/Nb圖解(底圖據(jù)Eby，1992)Fig.6 Tectonic discrimination diagrams of the rhyolite from Duobengou basinin(after reference Eby，1992) A1.非造山環(huán)境；A2.造山后環(huán)境

研究表明，華北北緣斷裂以北白乃廟島弧帶上芝瑞盆地流紋巖和流紋斑巖、紅山子盆地流紋巖、碾子溝花崗巖、小東溝花崗巖總體上具有較低(87Sr/86Sr)i(0.704 018～0.709 821)、負(fù)的εNd(t) (-7.11～-2.7)、較小的TDM2(1 521～1 304 Ma)、較低的(206Pb/204Pb)t(16.87～17.80)，(207Pb/204Pb)t(15.19～15.48)，(208Pb/204Pb)t(36.92～37.63)較低的δ18OV-SMOW(4.0‰～5.1‰)(陳志廣等，2008；覃鋒等，2008；解開瑞等，2016；巫建華等，2016，2017a)；華北北緣斷裂以南華北克拉通北緣上的大灘盆地流紋巖和粗面巖、沽源盆地粗面巖、東猴頂鉀長花崗斑巖具有較高且變化較大的(87Sr/86Sr)i(0.705 210～0.713 543)，負(fù)低的εNd(t)(-16.4～-10.67)、變化較大的TDM2(2 260～1 361 Ma)，較低的 (206Pb/204Pb)t(16.75～17.04)，(207Pb/204Pb)t(15.06～15.42)，(208Pb/204Pb)t(36.73～37.79)，較低的δ18OV-SMOW(7.1‰～8.1‰)(梁清玲等，2013；張雅菲等，2016；夏應(yīng)冰等，2016；巫建華等，2017b)。多本溝盆地流紋巖的(87Sr/86Sr)i(0.706749～0.71488)，εNd(t)(-11.23～-8.09)，TDM2(1 855～1 601 Ma)，(206Pb/204Pb)t(16.53～16.93)，(207Pb/204Pb)t(15.31～15.39)和(208Pb/204Pb)t(36.96～37.31)，δ18OV-SMOW(5.1‰～6.0‰)整體與華北克北緣斷裂以南的大灘盆地流紋巖和粗面巖、沽源盆地粗面巖、東猴頂鉀長花崗斑巖具有一致的同位素組成，反映這些巖漿巖的源區(qū)相同，暗示多本溝盆地與華北克拉通北緣具有相同的基底(Zhang et al.，2014)，表明多本溝盆地應(yīng)屬于華北克拉通北緣，即華北北緣斷裂可能從多本溝盆地北側(cè)通過。

4.3 多本溝盆地的鈾礦勘查工作應(yīng)參照紅山子鈾鉬礦的模式

研究表明，沽源—紅山子鈾成礦帶內(nèi)的紅山子—廣興礦集區(qū)和沽源—豐寧礦集區(qū)內(nèi)的鈾成礦具有不同的賦礦層位，具體表現(xiàn)為賦礦火山巖的地質(zhì)年代、巖石組合、圍巖蝕變類型等存在一定的差異(沈光銀等，2007，2009；伍靜等，2011；陳東歡等，2011；巫建華等，2013， 2015，2016；祝洪濤等，2014)。以往將多本溝盆地火山巖系歸入張家口組，所以在該地區(qū)展開的鈾礦勘察以賦存在張家口組的張麻井鈾鉬礦床作為參照，但是找礦效果不明顯。多本溝盆地流紋巖的巖石組合和地質(zhì)時代與紅山子鈾鉬礦床賦礦流紋巖的巖石組合和地質(zhì)時代相一致，都具有高硅、富鉀、貧鋁，富集Rb，Th，U，Pb，Zr，Hf，相對虧損Ba，Sr，P，Ti的巖石地球化學(xué)特征(巫建華等，2013，2016；祝洪濤等，2014)。紅山子鈾鉬礦床賦存在晚侏羅世早期的新民組，特別是和早白堊世早期的花崗斑巖的內(nèi)外接觸帶，與礦化密切相關(guān)的主要是堿交代，主要有鈉長石化、赤鐵礦化等(陳東歡等，2011；巫建華等，2013；丁輝等，2016)。綜上所述，多本溝盆地內(nèi)的流紋巖的層位與紅山子鈾鉬礦床賦礦流紋巖的層位相一致，表明在該盆地鈾礦勘查中應(yīng)當(dāng)參照紅山子鈾鉬礦床模式。

5 結(jié)論

綜上所述，可得出如下結(jié)論：

(1)多本溝盆地流紋巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為(156.6±1.8) Ma(MSWD=1.45)，地質(zhì)時代屬晚侏羅世早期，巖石組合為灰白色流紋巖-肉紅色流紋巖組合，考慮其地質(zhì)時代以及巖石組合特征，提出將其歸入新民組。

(2)多本溝盆地流紋巖的(87Sr/86Sr)i為0.706 749～0.714 887，εNd(t)為-11.23～-8.09，(206Pb/204Pb)t為16.53～16.93，(207Pb/204Pb)t為15.31～15.39， (208Pb/204Pb)t為36.96～37.31，δ18OV-SMOW為5.1‰～6.0‰，與華北北緣斷裂以南的大灘盆地流紋巖和粗面巖、沽源盆地粗面巖具有相似同位素組成，暗示這些盆地具有相同的基底，為華北北緣斷裂從該盆地北側(cè)通過提供了巖石學(xué)證據(jù)。

(3)多本溝盆地流紋巖與紅山子鈾鉬礦床賦礦的流紋巖具有相同的巖石組合和一致地質(zhì)年代，認(rèn)為在鈾礦勘察過程中可以參考紅山子鈾鉬礦床的找礦模式。

陳東歡,范洪海,王鳳崗,等. 2011. 沽源-紅山子地區(qū)火山巖型鈾礦床蝕變特征[J]. 鈾礦地質(zhì),27(2):88-94.

陳志廣,張連昌,吳華英,等. 2008. 內(nèi)蒙古西拉木倫成礦帶碾子溝鉬礦區(qū)A型花崗巖地球化學(xué)和構(gòu)造背景[J]. 巖石學(xué)報,24(4):879-889.

程銀行,劉永順,滕學(xué)建，等. 2013. 內(nèi)蒙古莫合爾圖中—晚侏羅世火山巖年代學(xué)、地球化學(xué)研究及其意義[J]. 地質(zhì)學(xué)報,87(7):943-956.

丁輝,巫建華,祝洪濤,等. 2016. 大興安嶺南部紅山子盆地花崗斑巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡、地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義[J]. 東華理工大學(xué)學(xué)報：自然科學(xué)版,39(1):1-9.

高曉峰,郭鋒,范蔚茗,等. 2005. 南興安嶺晚中生代中酸性火山巖的巖石成因[J]. 巖石學(xué)報,21(3):737-748.

郭鋒,范蔚茗,王岳軍,等. 2001. 大興安嶺南段晚中生代雙峰式火山作用[J]. 巖石學(xué)報,17(1):161-168.

韓軍,夏毓亮,修群業(yè). 2010. 遼東本溪、營口花崗巖年齡及鋯石飽和溫度和Ti溫度的地質(zhì)意義[J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報,29(1):1-10.

河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1996. 河北省巖石地層[M].武漢:中國地質(zhì)大學(xué)出版社：74-105.

紀(jì)宏偉.2015. 內(nèi)蒙古克什克騰旗紅山子鈾鉬礦床成礦作用研究[D].北京：核工業(yè)北京地質(zhì)研究院.

李錦軼,張進(jìn),楊天南,等. 2009.北亞造山區(qū)南部及其毗鄰地區(qū)地殼構(gòu)造分區(qū)與構(gòu)造演化[J]. 吉林大學(xué)學(xué)報：地球科學(xué)版,39(4):584-605.

李獻(xiàn)華,劉穎,涂湘林,等.2002.硅酸鹽巖石化學(xué)組成的ICP-AES和ICP-MS準(zhǔn)確測定:酸溶與堿熔分解樣品方法的對比[J]. 地球化學(xué), 31(3):289-294.

梁清玲,江思宏,劉翼飛.2013. 冀北東猴頂A型花崗巖成因:巖石地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)及Sr- Nd- Pb-Hf同位素制約[J]. 地質(zhì)論評,59(6): 1119-1130.

劉健,趙越,柳小明. 2006. 冀北承德盆地髫髻山組火山巖的時代[J]. 巖石學(xué)報,22(11):2617-2630.

馬強(qiáng),鄭建平. 2009. 遼西北票藍(lán)旗組火山巖鋯石U-Pb年齡和Hf同位素組成[J]. 巖石學(xué)報,25(12): 3287- 3297.

內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1997. 內(nèi)蒙古自治區(qū)巖石地層[M].武漢:中國地質(zhì)大學(xué)出版社：1-344.

沈光銀,薛清潑,高金鋮. 2009. 大官廠鈾鉬多金屬礦床控礦因素及找礦方向[J]. 有色金屬(礦山部分),61(2): 32-35.

沈光銀． 2007. 460鈾鉬礦床控礦因素及礦床成因探討[J].礦產(chǎn)與地質(zhì),21(5):509-514．

宋彪,張玉海,萬渝生,等.2002.鋯石SHRIMP樣品靶制作、年齡測定及有關(guān)現(xiàn)象討論[J]. 地質(zhì)論評, 48(增刊):26-30.

隋振民, 陳躍軍. 2011. 大興安嶺東部花崗巖類鋯石飽和溫度及其地質(zhì)意義[J]. 世界地質(zhì), 30(2):162-172.

覃鋒,劉建明,曾慶棟,張瑞斌. 2008. 內(nèi)蒙古小東溝斑巖型鉬礦床的成礦時代及成礦物質(zhì)來源[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 22(2):173-180.

唐克東. 1992. 中朝板塊北側(cè)褶皺帶構(gòu)造演化及成礦規(guī)律[ M] .北京:北京大學(xué)出版社：1-285.

王濤,劉燊. 2013.膠南花崗巖鋯石飽和溫度及其地質(zhì)意義[J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報,32(5):619-624.

王澤九,黃枝高,姚建新,等. 2014. 中國地層表及說明書的特點與主要進(jìn)展[J]. 地球?qū)W報, 35(3):271-276.

韋忠良,張宏,柳小明,等. 2008. 張家口地區(qū)張家口組火山巖的LA-ICP-MS測年及其地質(zhì)意義[J]. 自然科學(xué)進(jìn)展,18(5):523-530.

巫建華,丁輝,牛子良,等.2015.張麻井U-Mo礦床圍巖的地質(zhì)時代及其地質(zhì)意義[J].礦床地質(zhì), 34(4):757- 768.

巫建華,郭佳磊,祝洪濤,等.2017a.內(nèi)蒙古東南緣芝瑞盆地流紋斑巖年代學(xué)、地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報,23(3)：383-396.

巫建華,解開瑞,祝洪濤,等. 2016. 大興安嶺南端紅山子盆地流紋巖的成因:元素和Sr-Nd-Pb同位素制約[J]. 吉林大學(xué)學(xué)報：地球科學(xué)版,46(6):1724-1739.

巫建華,劉曉東,郭國林,等.2012.沽源-紅山子鈾成礦帶賦礦火山巖的巖石組合和地質(zhì)時代[C]//中國核學(xué)會鈾礦地質(zhì)分會、中國核學(xué)會鈾礦冶分會.全國鈾礦大基地建設(shè)學(xué)術(shù)研討會論文集(上):7.

巫建華,武珺,祝洪濤,等. 2013. 大興安嶺紅山子盆地火山巖系巖石地層對比[J].高校地質(zhì)學(xué)報, 19(3):472- 483.

巫建華,張婧妍,姜山,等. 2017b.冀北沽源鈾礦田粗面巖的年代學(xué)、地球化學(xué)特征及巖石成因[J]. 地球化學(xué),46(2):105-122.

吳福元,李獻(xiàn)華,楊進(jìn)輝,等.2007.花崗巖成因研究的若干問題[J]. 巖石學(xué)報,23(6):1217-1238.

吳元保,鄭永飛. 2004. 鋯石成因礦物學(xué)研究及其對 U-Pb年齡解釋的制約[J].科學(xué)通報, 49(16):1589-1604.

伍靜,婁峰,李宏衛(wèi),等. 2011. 沽源盆地大官廠鈾鉬多金屬礦床成礦機(jī)理及成礦預(yù)測[J]. 地學(xué)前緣,18(1): 133-140.

夏應(yīng)冰,巫建華,姜山,等.2016.冀北大灘盆地粗面巖的年代學(xué)、地球化學(xué)特征及成因研究[J].高校地質(zhì)學(xué)報,22(4):608-620.

解開瑞,巫建華,祝洪濤,等. 2016. 大興安嶺南端芝瑞盆地流紋巖年代學(xué)、地球化學(xué)及巖石成因[J].地球化學(xué),45(3):249-267.

許歡,柳永清,曠紅偉,等. 2014. 華北北部土城子組時代及中國陸相侏羅-白堊系界線探討[J]. 地學(xué)前緣,21(2):203-215.

楊進(jìn)輝,吳福元,邵濟(jì)安,等. 2006. 冀北張-宣地區(qū)后城組、張家口組火山巖鋯石U-Pb年齡和Hf同位素[J]. 地球科學(xué),31(1):71-80.

張宏,柳小明,高山,等. 2005a. 遼西凌源地區(qū)張家口組的重新厘定及其意義——來自激光ICP-MS鋯石U-Pb年齡的制約[J]. 地質(zhì)通報,24(2):110-117.

張宏,柳小明,張曄卿,等. 2005b. 冀北灤平—遼西凌源地區(qū)張家口組火山巖頂、底的單顆粒鋯石U-Pb測年及意義[J]. 地球科學(xué),30(4):387-401.

張宏,王明新,柳小明.2008. LA-ICP-MS測年對遼西-冀北地區(qū)髫髻山組火山巖上限年齡的限定[J]. 科學(xué)通報,53(15):1815-1824.

張宏,袁洪林,胡兆初,等.2005c. 冀北灤平地區(qū)中生代火山巖地層鋯石U-Pb測年及啟示[J]. 地球科學(xué),30(6): 707-720.

張雅菲,巫建華,姜山,等.2016.冀北大灘盆地鈾(鉬)成礦流紋巖-花崗斑巖SHRIMP鋯石U-Pb定年、地球化學(xué)及Sr-Nd同位素特征[J].巖石學(xué)報，32(1): 193-211.

趙越,陳斌,張拴宏,等. 2010. 華北克拉通北緣及鄰區(qū)前燕山期主要地質(zhì)事件[J]. 中國地質(zhì), 37(4):900-915.

祝洪濤,李繼木,趙博,等.2014. 大興安嶺紅山子盆地鈾礦勘查新進(jìn)展及其找礦意義[J]. 東華理工大學(xué)學(xué)報：自然科學(xué)版,37(4):360-366.

Eby G N. 1992. Chemical subdivision of the A-type granitoids: Petrogenetic and tectonic implications[J]. Geology, 20: 641-644.

Frost B R, Barnes C G, Collins W J, et al. 2001. A geochemical classification for granitic rocks[J]. Journal of Petrology, 42( 11) : 2033-2048.

Maniar P D, Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids[J]. Geological Society of American Bulletin,101(5): 635-643.

Middlemost E A K. 1986. Magmas and Magmatic Rocks: AnIntroduction to Igneous Petrology[M]. London: Longman：1-26.

Saunders A D, Norry M J. 1989. Magmatism in the ocean basins[C]//Sun S-s, Mcdonough W F. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. Geol Soc Spec Publ, 42(1): 313-345.

Watson E B, Harrison T M. 1983. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types[J]. Earth Planet. Sci. Lett, 64：295-304.

Xiao W, Windley B F, Hao J, et al. 2003. Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture, Inner Mongolia, China: Termination of the central Asian orogenic belt[J]. Tectonics, 22(6):8-1.

Zhang S H, Zhao Y, Ye H, et al. 2014. Origin and evolution of the Bainaimiao arc belt: Implications for crustal growth in the southern Central Asian orogenic belt[J]. Geological Society of America Bulletin, 126(9-10):1275-1300.