2015, Vol. 31
2. 中国科学院大学, 北京 100029;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室, 北京 100029
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
北山成矿带是我国西北地区内生金属矿床的主要资源基地之一(Xiao et al., 2010a，b)，已经发现铜多金属矿(公婆泉、白山堂、流沙山、小狐狸山、乌珠尔嘎顺)、铜镍矿(黑山、怪石山)、富铅锌矿(花牛山)、铀矿(辉铜山)、金矿(马庄山、老金厂、新金厂、小西弓)、铁矿(七角井)等内生金属矿床几十处(江思宏等，2003; 江思宏和聂凤军， 2006a，b，c; 聂凤军等， 2002a，b，2004a，b; 杨合群等，2008a①; 张新虎等，2008; 马德成和席振，2012)，近年来又发现有潜力的钨矿床(点)(红尖兵山、玉山、国庆、鹰嘴红山)，已经成为西北地区的一个重要资源远景区和后备矿产基地。
① 杨合群，李英，赵国斌，杨建国，李文明，杨林海. 2008a. 北山成矿带找矿重大疑难问题研究成果报告. 国土资源大调查项目，1-321前人对北山钨矿床进行了矿区岩体年代学研究，李鹏等(2011)对国庆成矿钾长花岗岩进行LA-ICPMS锆石U-Pb定年得到结果为439.1±8.0Ma，认为其形成于早志留世月牙山-洗肠井古洋盆闭合同碰撞环境，而杨合群等(2008a，b，2010)、赵国斌等(2010，2011，2012)获得国庆及鹰嘴红山矿区花岗岩年龄分别为383.3±1.8Ma及373.8±1.6Ma~398.9±2.9Ma，并推断其均形成于晚泥盆世陆陆碰撞造山阶段；聂凤军等(2002a)应用TIMS锆石U-Pb定年方法测得玉山成矿花岗岩形成于272Ma，而张新虎等(2008)则认为玉山岩体形成于285±5Ma，为造山期后伸展环境的产物。北山地区钨矿床缺少高精度的定年数据，且其成矿动力学背景也存在很大争议。此外，以往的文献普遍认为北山钨矿成矿来源于前寒武纪高级变质基底重熔(赵国斌等， 2010，2011; 杨合群等， 2008a，2010)，而Song et al.(2013a，b，c)研究发现北山地区并不存在古老结晶基底。本文在野外调研工作的基础之上，通过对含矿岩体的年代学和地球化学研究，旨在查明北山地区钨矿床形成的时代、物质来源和成矿动力学背景，为本区寻找同类矿床奠定理论基础。 2 区域地质背景
北山造山带横跨新疆、甘肃、内蒙三省，西以若羌-星星峡断裂为界与东天山造山带相邻，东接巴丹吉林沙漠，南邻敦煌古陆(图 1a；左国朝和何国琦，1990; 左国朝等，1990; 刘雪亚和王荃，1995)。
 | 图 1 北山造山带大地构造位置图(a)和构造单元图解(b) Fig. 1 Simplified tectonic map of the Beishan orogenic belt(a) and tectonic subdivisions of Beishan orogenic belt(b) |
区内出露的最老地层为太古宇-古元古界敦煌群，为一套自高绿片岩相至超变质混合岩相的中深变质岩系，构成地壳结构的变质基底(左国朝和何国琦，1990; 左国朝等，1990)，其原岩为陆源碎屑岩、基性火山岩系，见有TTG岩系。其上为中新元古界的长城系、蓟县系、青白口系等，为一套浅变质岩系，变质相低绿片岩-低角闪岩相，构成了本区的褶皱基底(何世平等，2005)，原岩为浅、滨海相陆源碎屑岩、泥岩、碳酸盐岩夹火山岩，有一定沉积旋回。古生界盖层自上震旦统至二叠系基本是连续沉积，沉积建造有早古生代的海相到晚古生代的海陆交互相，最后为陆相。早古生代构造环境为板块分裂、离散期至会聚早期，出现陆内裂谷、被动大陆边缘、活动大陆边缘、岛弧系等环境，形成下震旦统冰碛岩之上的上震旦统镁质碳酸盐岩建造、寒武系含磷硅质岩、碎屑岩建造、下奥陶统硅质岩、浊积岩建造、中上奥陶统火山岩、碎屑岩、碳酸盐岩建造及志留系巨厚火山岩、泥质碎屑岩、碳酸盐岩建造，发育于火山弧和弧后盆地。晚古生代进入了洋盆闭合期，边缘海、陆缘海中发生伸展，出现裂陷槽沉积建造，包括泥盆系陆源碎屑岩、中酸性火山岩建造和石炭系浅海相火山岩、深水硅质岩、碎屑岩、碳酸盐岩建造，最晚在板内发生裂谷和陆缘断裂的再次走滑，形成海陆交互相、陆相火山岩、碎屑岩建造。
北山造山带由逆冲地层所连接的多个岛弧和蛇绿混杂岩组成，并以四条蛇绿岩带为界由北向南将其划分为五个岛弧构造单元(图 1b)(Xiao et al., 2010b)：(1)雀儿山岛弧，发育一套浅变质奥陶纪-二叠纪活动陆缘火山岩及碎屑沉积岩地层，带内由北向南逐渐变形，并出露古生代侵入岩(甘肃省地质调查院，2008①; 聂凤军等，2002a; 刘明强等，2006; 郭谦谦，2011)；(2)黑鹰山-旱山岛弧，以白山-碎石黑山-断条山南缘-路井深大断裂为界，分为岩石组合完全不同的南北两个岛弧单元。北部黑鹰山岛弧出露石炭系基性-中性火山岩、碎屑岩组合，且发育大面积古生代及中生代花岗侵入岩；南段明水-旱山岛弧地层较老，经历了强烈低压高温热变质，出露片麻岩、片岩、糜棱岩、含铁石英岩和大理岩，其中的正片麻岩形成于古生代，元古代变质沉积岩上覆其上(刘雪亚和王荃，1995; 左国朝等， 1990，2003; 聂凤军等，2002a; Song et al., 2013a，b，c)；(3)公婆泉岛弧，出露奥陶系-志留系岛弧火山-碎屑沉积岩建造，及一套变质岩和晚古生代碎屑岩，发育大量的古生代侵入岩(左国朝和何国琦，1990; 杨合群等， 2008a)；(4)双鹰山-花牛山岛弧，以黑山-碱泉子-大豁落井断裂为界分为南北两个岛弧单元。北段双鹰山岛弧地层较老，出露有长城系、蓟县系和部分青白口系变质沉积岩，并分布有大量古生代花岗岩；南段花牛山岛弧由变质古生代岩石和中生代碎屑岩组成，地层由北向南逐渐变新，其中岛弧南部发育有10km宽的古生代糜棱岩化花岗质正片麻岩，即北山杂岩(聂凤军等，2002a; Song et al., 2013a，b)；(5)石板山岛弧，出露泥盆系、石炭系和二叠系岩石，并有晚二叠-三叠纪花岗岩侵入(左国朝和何国琦，1990；聂凤军等，2002a)。岛弧南部分布有古生代花岗质片麻岩、石英片岩和糜棱岩，即敦煌岩群(Song et al., 2013a，b)。
① 甘肃省地质调查院. 2008. 中华人民共和国成矿预测图K47 C002001(红宝石幅): 1︰25万北山地区大面积出露花岗岩，占全部侵入岩的95%(聂凤军等，2002a)，主要岩石类型有钾长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩及石英闪长岩等。锆石U-Pb年龄数据显示有前寒武纪、早-中古生代、晚古生代、早中生代四期岩浆活动，其中中-晚古生代花岗岩与成矿关系最为密切(李舢，2009; 李舢等， 2009，2010，2011)。
区内金属矿床分布广泛，类型复杂，矿种多样，时代集中。目前，钨矿床多集中于前文提及的古老地层出露的两个地区，即星星峡-明水地块边缘及牛圈子-洗肠井缝合线以南，这些矿床均与加里东晚期-华力西期花岗岩体有密切的时空关系。本文重点讨论牛圈子-洗肠井缝合线以南的花牛山岛弧东段的三个典型钨矿床。 3 矿床地质特征 3.1 国庆钨矿
国庆钨矿位于双鹰山-花牛山岛弧东北部，月牙山-洗肠井缝合带之南(图 1b、图 2)。矿区内出露长城系古硐井群浅海相陆缘碎屑石英砂岩地层，与成矿相关盘陀山二长花岗岩及盘陀山钾长花岗岩以北西西向呈不规则状侵入早期花岗闪长岩及砂岩地层中，出露面积约50km2。钨矿化赋存于电气石化-云英岩化蚀变带及白钨矿-石英细脉密集带中，沿走向125°展布，呈细脉浸染状和脉状构造(图 3)。矿体围岩蚀变类型有云英岩化、电气石化、硅化、绿帘石化、钾化、碳酸盐化、黄铁矿化等，其中云英岩化、电气石化和硅化与钨矿关系密切。矿石矿物以白钨矿为主，黑钨矿次之，辉钼矿见于深部石英脉中，硫化物不发育。矿石类型分为电气石化-云英岩化花岗岩型、云英岩化-电气石化花岗质细晶岩脉型及电气石-石英细脉型。
 | 图 2 国庆-鹰嘴红山地区成矿岩体出露图 Fig. 2 The sketch map showing distribution of ore-forming granites in Guoqing-Yingzuihongshan metallogenic province |
 | 图 3 国庆钨矿矿区地质图 Fig. 3 Simplified geological map of Guoqing tungsten deposit |
鹰嘴红山钨矿紧邻国庆钨矿西侧，与国庆钨矿为同一期成矿作用，向南与月牙山-洗肠井缝合带相接(图 1b、图 2)。矿区内出露蓟县系平头山群大理岩地层，含钨花岗岩体侵入其中，出露面积约150km2，主要岩石类型有黑云母花岗岩及二长花岗岩，含矿地段岩性为鹰嘴红山二长花岗岩(图 4)。岩体内部裂隙分布广泛，其中北东40°~80°和部分北西向裂隙带直接控制含钨石英脉的产出形态和空间分布，为重要的导矿和赋矿构造。主要含钨石英脉在鹰嘴红山黑云母花岗岩体北侧内接触带的裂隙带内产出，带内主要有硅化、云英岩化，次为电气石化、绢云母化、高岭土化、黄铁矿化蚀变，其中硅化与钨矿化关系密切。矿石矿物有黑钨矿和白钨矿，次为辉钼矿、黄铜矿、黄铁矿、方铅矿和毒砂。矿石呈半自形-自形板柱状结构、交代残余结构，浸染状、团块状、细脉状构造，局部可见块状构造。矿石类型主要为白钨矿-黑钨矿-石英脉型、电气石-黑钨矿-石英脉型，次为白钨矿-黑钨矿-毒砂-石英脉型。
 | 图 4 鹰嘴红山钨矿矿区地质图 Fig. 4 Simplified geological map of Yingzuihongshan tungsten deposit |
玉山钨矿位于双鹰山-花牛山岛弧与石板山岛弧拼接部位，塔里木与南阿尔泰增生系统衔接地段(图 1b)。矿区内地层为蓟县纪平头山组碎屑岩及晚石炭系干泉组火山岩。区域内北东向断裂构造是主要的控矿与导矿构造，矿体多与之平行。矿区侵入岩发育，红脊山二长花岗岩和红黑山钾长花岗岩体侵入于干泉组硅化碎裂大理岩、硅化碎裂微晶灰岩中，后者与成矿密切相关。容矿岩石普遍呈现碎裂岩化，主要钨矿体呈透镜体、脉状左斜列式形态附存于碎裂岩化大理岩、微晶灰岩和蚀变酸性火山岩中(图 5)。矿体围岩蚀变强烈，蚀变类型主要有硅化、萤石化、赤铁矿-褐铁矿化、碳酸盐化和矽卡岩化。矿石矿物主要为白钨矿，呈星散状、细脉-网脉状、不规则团块状集合体沿岩石节理、裂隙面或玉髓脉、萤石脉、方解石石英脉及碎裂岩的边缘分布，矿石类型包括萤石-玉髓脉型、石英-萤石脉型、碎裂碳酸盐(大理岩、微晶灰岩)型、蚀变碎裂火山岩型。
 | 图 5 玉山钨矿矿区地质图 Fig. 5 Simplified geological map of Yushan tungsten deposit |
盘陀山岩体样品为与国庆钨矿床成矿相关的盘陀山二长花岗岩(编号GQ01-)和盘陀山钾长花岗岩(编号GQ02-)。据野外观察与室内显微镜下光薄片鉴定，两岩体样品特征如下：二长花岗岩(GQ01-)由石英(50%)、白云母(10%)、斜长石(20%)及微斜长石(20%)构成。石英呈他形粒状，粒内可见轻波状消光，边界呈不规则状。白云母呈叶片状，星散状分布。斜长石呈半自形板状，具白云母化、少绢云母化、帘石化等蚀变，局部被钾长石呈净边状交代。钾长石呈他形粒状，轻高岭土化，粒内嵌布少量斜长石，局部交代斜长石。副矿物有磁铁矿、帘石、绢云母、磷灰石等(图 6a)。钾长花岗岩(GQ02-)造岩矿物为石英(30%)、白云母(30%)、长石(35%，大量微斜长石、少量条纹长石及斜长石)及少量电气石(5%)构成；石英呈他形粒状，填隙状分布； 白云母呈半自形-他形晶，星散状分布；钾长石呈他形粒状，杂乱分布，具高岭土化、不均匀碳酸盐化蚀变，粒内分布少量斜长石、石英等包体，局部交代斜长石；副矿物有磁铁矿、钛铁矿、榍石等(图 6b)。利用样品GQ01-21、GQ02-17中挑选的锆石进行SIMS定年。
 | 图 6 成矿花岗岩岩石薄片正交镜下照片 (a)GQ01-01二长花岗岩；(b)GQ02-01钾长花岗岩；(c)YZHS02-01二长花岗岩；(d)YZHS02-01二长花岗岩中的电气石；(e、f)YS03-01钾长花岗岩.Q-石英; Pl-斜长石;Mus-白云母;Bi-黑云母;Tur-电气石;Mc-微斜长石;Chl-绿泥石;Kfs-钾长石 Fig. 6 Photomicrograph of representative rocks from the ore-forming granites monzogranite(a) and moyite(b)from Guoqing deposit; monzogranite(c) and tourmaline in monzogranite(d)from Yingzuihongshan deposit;(e，f)moyite from Yushan deposit. Q-quartz; Pl-plagioclase; Mus-muscovite; Bi-biotite; Tur-tourmaline; Mc-microcline; Chl-chlorite; Kfs-K-feldspa |
鹰嘴红山岩体样品为与鹰嘴红山钨矿床成矿相关的鹰嘴红山二长花岗岩(编号YZHS02-)。矿物组成为石英(50%)、斜长石(10%)、条纹长石(20%)和黑云母(10%)(图 6c)、白云母(白云母均为斜长石蚀变而成)；石英呈他形粒状，杂乱分布，粒内可见轻波状消光；斜长石呈半自形板状，可见绢云母化、少量高岭土化、不均匀白云母化蚀变，少见环带构造，局部被钾长石呈净边状交代。钾长石呈他形粒状，可见轻微高岭土化等，粒内嵌布少量斜长石、石英、黑云母包体，局部交代斜长石；黑云母呈叶片状，星散状分布，局部绿泥石化；副矿物有磁铁矿、锆石、电气石等(图 6d)。利用样品YZHS02-21中挑选的锆石进行SIMS定年。 4.1.3 玉山岩体
本次研究的玉山岩体样品采自矿区西南部的红黑山钾长花岗岩(编号YS03-)。其矿物组成为石英(40%)、钾长石(40%)、斜长石(10%)和少量暗色矿物(黑云母+角闪石)(图 6e，f)；石英呈他形粒状，杂乱分布，粒内可见波状消光；钾长石呈中粒他形粒状，泥化严重，较大颗粒与石英构成文象 结构，集合体呈似条带状分布；斜长石呈半自形板状，高岭土化明显；利用样品YS03-11中挑选的锆石进行SIMS定年。 4.2 分析方法
采集的样品经镜下鉴定后选择最新鲜的样品粉碎至200目以下用于地球化学分析，样品的粉碎工作在河北省地质调查局廊坊实验室完成。主量元素、微量元素分析均在中国科学院地质与地球物理研究所完成，主量元素用XRF 1500型X荧光光谱仪测试，RSD=0.1%~1%；微量及稀土元素利用酸溶法制备样品，用电感耦合等离子体质谱ICP-MS(Element，Finnigan MAT)测试，RSD<25%。主量元素和微量元素的分析结果见表 1。
 | 表 1 北山钨矿岩体主量元素(wt%)及微量元素(×10-6)组成 Table 1 Major(wt%) and trace(×10-6)element data for ore-forming granites from the typical tungsten deposits in Beishan orogenic belt |
 | 图 7 赖特法花岗岩碱性-过碱性判定图解(a，据Wright，1969)和花岗岩ANK-ANCK判定图解(b) Fig. 7 Plots of AR vs. SiO2(a，after Wright，1969) and A/NK vs. A/CNK(b)for granite from tungsten deposits in Huaniushan |
本文样品采用常规方法进行破碎，经重力和磁选后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好，无裂痕和包裹体的锆石颗粒，并与标准锆石一起置于环氧树脂中做成样品靶(Yuan et al., 2003，2004，2008)，进行锆石透射光、反射光、阴极发光(CL)照相。选取晶形完整、自形程度高、颗粒较大且具有明显震荡环带的锆石进行SIMS定年分析测试。锆石分选工作在河北省地质调查局廊坊实验室完成。锆石阴极发光照相在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成。锆石U-Pb定年分析在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的Cameca IMS-1280型二次离子质谱仪(SIMS)上进行。U-Pb分析点尺度大约为20μm×30μm(Han et al., 2010)，标样为91500。详细的分析流程见(李舢等，2009; Li et al., 2010; 李献华等，2009)。SIMS U-Pb定年单点分析的同位素比值及年龄结果误差为1σ。数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig，2001)。分析结果见表 2。
| 表 2 SIMS锆石U-Pb定年结果 Table 2 Zircon SIMS U-Pb data for ore-forming granites from the typical tungsten deposits in Beishan orogenic belt |
从表 1可看出，盘陀山二长花岗岩、盘陀山钾长花岗岩及鹰嘴红山钾长花岗岩具有极为相似的地球化学特征。SiO2平均含量分别为74.94%、74.91%及74.26%，Al2O3为13.62%、13.95%及13.33%，Na2O平均含量3.36%、3.20%及2.88%，K2O为4.63%、4.81%及4.75%，具有高硅高碱高铝特征。岩体K2O/Na2O平均值为1.47左右，相对富钾贫钠，A/CNK变化范围1.25~1.38，属于过铝S型花岗岩(White and Chappel， 1977，1983; Barbarin，1990; 张旗等， 2008a，b)。SiO2-AR及ANK-ANCK投图显示，盘陀山-鹰嘴红山岩体均为过铝质碱性花岗岩(图 7)。岩体TiO2、P2O5、Fe2O3含量较低，平均值分别为0.16%、0.06%及1.05%。SiO2与Fe2O3、MgO、Al2O3呈负相关，与CaO、TiO2呈正相关，与P2O5关系不明显(图 8)。原始地幔标准化蛛网图中(图 9-1a，9-2a)，盘陀山-鹰嘴红山岩体样品总体显示较为一致的分布模式，表现出良好的地球化学亲缘关系。三个岩体的大离子亲石元素Rb(357.1×10-6)、Pb(33.26×10-6)相对富集，高场强元素Ta(3.37×10-6)、Nb(14.47×10-6)、Ti(973.9×10-6)、P(253.0×10-6)相对亏损，表现出岛弧岩浆岩的特征，Th(23.22×10-6)、U(5.23×10-6)相对富集，Zr(131.5×10-6)、Hf(4.80×10-6)未表现出明显异常。REE总量较高(∑REE为92.89×10-6~275.4×10-6，平均151.1×10-6)，HREE微弱分异((Gd/Yb)N=1.31~1.75)而LREE分异强烈((La/Sm)N=3.24~4.37)。岩体球粒陨石标准化(图 9-1b，9-2b)显示稀土元素呈右倾型配分模式，轻重稀土元素之间分馏程度较低，Eu强烈亏损(δEu为0.16~0.55，平均0.25)。
 | 图 8 SiO2-氧化物图解 Fig. 8 Various oxide plots |
 | 图 9 含钨岩体原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)及球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(b)(标准化值据Sun and McDonough， 1989)
图 9-1盘陀山岩体；图 9-2 鹰嘴红山岩体；图 9-3玉山岩体 Fig. 9 Primitive mantle-normalized trace element diagrams(a) and chondrite-normalized REE patterns(b)for ore-forming granite samples from tungsten deposits(normalizing values after Sun and McDonough， 1989) Fig. 9-1 Pantuoshan granite; Fig. 9-2 Yingzuihongshan granite; Fig. 9-3 Yushan granite |
玉山岩体SiO2、Al2O3、Na2O、K2O含量相对较富，分别为76.91%、11.92%、3.72%及4.74%，K2O/Na2O为1.30，相较于盘陀山-鹰嘴红山岩体更为富硅和碱质，而铝含量降低。TiO2、P2O5、Fe2O3相对较贫，分别为0.05%、0.01%及0.56%。SiO2与Fe2O3、MgO、CaO呈负相关，与Al2O3、TiO2呈正相关，与P2O5关系不明显(图 8)。SiO2-AR及ANK-ANCK投图结果表明玉山岩体为偏铝质碱性花岗岩(图 7)。原始地幔标准化蛛网图中(图 9-3a)，岩体样品大离子亲石元素Rb(198.1×10-6)、Pb(16.14×10-6)富集，Ba(168.6×10-6)、Sr(23.60×10-6)亏损，高场强元素Th(17.95×10-6)、U(3.37×10-6)富集，Ti(306.0×10-6)、P(43.66×10-6)强烈亏损，Zr(139.4×10-6)、Nb(17.56×10-6)具有微弱的负异常。REE总量较盘陀山-鹰嘴红山岩体低，为75.16×10-6~142.6×10-6，平均120.0×10-6，轻重稀土元素内部分异均不明显((Gd/Yb)N=1.42~2.24，(La/Sm)N=1.54~2.14)。球粒陨石标准化后REE配分曲线呈燕式分布，具微弱右倾，轻重稀土元素间分馏程度极低，Eu亏损更为强烈(δEu为0.10~0.21，平均0.14)(图 9-3b)。据A型花岗岩贫Al，Sr，Al2O3在12%~13%之间且具有燕式分布的REE配分曲线判定方法(Collins et al., 1982; Zhu et al., 2012; Whalen et al., 1987; 张旗等，2003)，推断玉山岩体为A型花岗岩。 5.2 SIMS锆石U-Pb定年
岩体SIMS锆石U-Pb定年结果列于表 2，锆石CL图像见图 10，年龄协和图见图 11，全部年龄结果为206Pb/238U年龄的加权平均值。
 | 图 10 含钨岩体中锆石CL图像
Fig. 10 Cathodoluminescence(CL)images of representative zircons from granite
Circles indicate location of SIMS U-Pb analysis sites; their ages are given for each grain; the yellow ones indicate "high U effect "magmatic zircon |
 | 图 11 含钨花岗岩SIMS锆石U-Pb年龄协和图
YS03-11样品显示高U效应(d)和排除高U效应点后协和图(e) Fig. 11 SIMS U-Pb zircon concordia diagrams for ore-forming samples High U effect(d) and concordia diagrams without high U effect(e)for YS03-11 sample |
包括二长花岗岩GQ01-21样品与钾长花岗岩GQ02-17样品。两者锆石外形特征相似，呈柱状自型晶，长60~200μm，长宽比大多11至41，阴极发光(CL)图像显示清晰的结晶环带，但其中一些锆石CL呈黑色，显示高U、Th含量(图 10a，b)。
GQ01-21：锆石的U、Th含量变化范围较大(U=109×10-6~939×10-6，Th=228×10-6~1944×10-6)，但Th/U比较一致(0.16~0.55)，除13、17号分析点外，均大于0.4，结合CL图像中的岩浆振荡环带，表明锆石的岩浆来源(Hoskin and Black， 2000)。除18、30号分析点的普通Pb略高(f206分别为1.24%、2.33%)，其他10个分析点的普通Pb都非常低(f206=0.09%~0.60%)。所有分析点的U-Pb同位素组成在误差范围内谐和(图 11a)，206Pb/238U加权平均年龄为422.0±1.5Ma(MSWD=0.08，95%置信度)，代表了该样品的结晶年龄。
GQ02-17：锆石的U、Th含量较GQ01-21低且变化范围亦较大(U=17×10-6~458×10-6，Th=188×10-6~970×10-6)，除2个点Th/U比较低外(分别为0.02、0.14)，其他分析点Th/U比均不小于0.4，显示岩浆锆石特征。10个分析点的普通Pb都非常低(f206=0.03%~0.66%)。所有分析点的U-Pb同位素组成在误差范围内谐和(图 11b)，206Pb/238U加权平均年龄为417.0±1.7Ma(MSWD=0.13，95%置信度)，代表了该样品的结晶年龄。 5.2.2 鹰嘴红山岩体(YZHS02-21)
锆石呈自形柱状，裂纹不发育，大多数长约100~200μm，长宽比为11~13，除个别锆石U、Th含量高CL呈黑色外，大多数锆石具清晰振荡环带(图 10c)，显示岩浆成因特征(Rubatto and Gebauer， 2000)。对该样品的16个锆石颗粒(不含CL呈黑色的高U和Th锆石)进行了U-Pb同位素分析(表 2)。这些锆石的U=56×10-6~490×10-6，Th=145×10-6~1021×10-6，除6号点Th/U=0.20外，其余分析点的Th/U比集中在0.31~0.75范围内。所有分析点的普通Pb都非常低(f206<0.58%)，U-Pb同位素组成在误差范围内谐和(图 11c)，206Pb/238U加权平均年龄为424.0±1.3Ma(MSWD=0.06，95%置信度)，代表了该样品的结晶年龄。 5.2.3 玉山岩体(YS03-11)
锆石多为双锥发育的短柱状自形晶体，内部裂纹极发育且粒度较小，通常小于100μm。CL图像显示部分晶体内部基本不显现阴极荧光分带，仅局部可见有斑杂状分带，呈较均一的灰黑色(图 10d)，类似于高U岩浆锆石的CL图像特征(Nasdala et al., 2003)。锆石的Th/U比集中在岩浆锆石的0.47~1.15范围内，大部分数据点的U含量均高于2000×10-6，表观年龄和U含量之间有明显的相关关系(图 11d)，表现出显著的“高U效应”，剔除受到高U效应影响而显著离群的数据点，获得样品剩余分析点的206Pb/238U加权平均年龄为280.8±3.0Ma(MSWD=1.8，95%置信度)，代表了该样品的结晶年龄(图 11e)。 6 讨论
北山造山带为一地质活动历史长，构造组成复杂的典型增生型造山带，其南段的双鹰山-花牛山岛弧为奥陶-石炭纪岛弧(Xiao et al., 2010b; Tian et al., 2013a，b)。本文对该岛弧东段典型钨矿成矿花岗岩的岩石学、地球化学及年代学展开研究，并作如下讨论。 6.1 成岩成矿时代
国庆钨矿成矿相关的盘陀山二长花岗岩及钾长花岗岩SIMS锆石U-Pb年龄为别为422.0±1.5Ma、417.0±1.7Ma，该年龄与李鹏等(2011)获得的LA-ICPMS锆石U-Pb定年结果439.1±8.0Ma在误差允许范围内相近。鹰嘴红山钨矿成矿相关钾长花岗岩SIMS锆石U-Pb年龄为424.0±1.3Ma，早于杨合群等(2010)报道的LA-ICPMS锆石U-Pb年龄373.8±1.6Ma~398.9±2.9Ma，结合邻区与其有着密切空间联系及相似地球化学特征的盘陀山岩体年龄，推断鹰嘴红山岩体为中晚志留世侵入岩体，盘陀山-鹰嘴红山含钨花岗岩带为同一期成岩成矿作用。
玉山钨矿成矿相关的红黑山钾长花岗岩经测定SIMS锆石U-Pb年龄为280.8±3.0Ma，早于聂凤军等(2002a)TIMS锆石U-Pb年龄272Ma，与张新虎(2008)得到的同区玉山赋矿流纹岩地层SHRIMP锆石年龄285±5Ma一致，因此我们推断红黑山钾长花岗岩侵位于早二叠世。
晚古生代，花牛山-双鹰山岛弧东段存在两期钨成矿作用：晚加里东期北带花牛山与公婆泉岛弧碰撞汇聚带钨成矿作用(图 1b)，包含有国庆及鹰嘴红山钨矿床；晚华力西期南带花牛山与石板山岛弧拼接部位钨成矿作用(图 1b)，代表矿床为玉山钨矿。
北山地区钨矿床(点)共计21个，已有成矿时代大都集中于晚古生代(表 3)。如花牛山岛弧西段的古堡泉钨矿，杨合群等(2010)运用Rb-Sr全岩等时线法测得成矿花岗岩年龄为362.9Ma，形成于中石炭世；明水-旱山岛弧上的红尖兵山钨矿，成矿花岗岩体SIMS锆石U-Pb年龄为321.0±2.0Ma(笔者未发表数据)，形成于早石炭世。晚古生代为北山钨矿成矿高峰期。
| 表 3 北山钨矿年龄统计表 Table 3 The obtained age data for ore-forming granites from tungsten deposits in Beishan orogenic belt |
盘陀山及鹰嘴红山成矿花岗岩体带具有极为相似的岩石地球化学特征，岩体高硅富铝、多碱质和挥发组分特征，为同碰撞时期侵位的S型花岗岩，同时又富集高场强元素，亏损大离子亲石元素，δEu< <1，Ta、Nb、Ti、P呈现负异常，表现出岛弧岩浆岩的特征。在Y-Nb图解中，盘陀山、鹰嘴红山岩体显示为岛弧花岗岩或同碰撞花岗岩，(Y+Nb)-Rb图解进一步限定其为同碰撞花岗岩(图 12a，b)。结合Xiao et al.(2010b)，Ao et al.(2010)对该区构造演化研究及前文得出的成矿花岗岩年龄，推断国庆-鹰嘴红山成矿带为晚加里东期公婆泉岛弧与花牛山-双鹰山岛弧碰撞背景下形成，而非前人所认为的陆-陆碰撞构造背景(图 13b)。
 | 图 12 花岗岩构造判定图解
Y-Nb图解(a)和(Y+Nb)-Rb图解(b)(Pearce et al., 1984)；玉山岩体A型花岗岩构造判定图解(c，Whalen et al., 1987)；玉山岩体Nb-Y-Ce图解(d1)和Nb-Y-3Ga图解(d2) Fig. 12 Discrimination diagrams for the tectonic settings of ore-forming granites Y vs. Nb plot(a) and (Y+Nb)vs. Rb plot(b)(Pearce et al., 1984); 1000×Ga/Al vs.(K2O+Na2O)diagram(c1) and 1000×Ga/Al vs. Zr diagram(c2)to determine tectonic setting for Yushan A type granite(after Whalen et al., 1987); Nb-Y-Ce diagram(d1) and Nb-Y-3Ga diagram(d2)for Yushan A type granite |
 | 图 13 北山地区花牛山岛弧钨矿成矿构造背景演化图(据Xiao et al., 2010b和本文工作修改) Fig. 13 Sequential diagram demonstrating the tectonic evolution of the Huaniushan arc，south of Beishan orogenic belt，from Early Silurian to Early Permian(based on our own work and modified after Xiao et al., 2010b) |
红黑山成矿花岗岩地球化学分析显示岩体贫Al、Sr，富高场强元素，贫Ba、Ti、P等，REE配分曲线呈燕式分布，具有显著的δEu负异常，表现为典型A型花岗岩的特征，地球化学数据投图亦显示其为A型花岗岩(图 12c)。Nb-Y-Ce及Nb-Y-3Ga图解(图 12d)进一步限定其为A2型花岗岩，形成于区域伸展减薄的后造山陆缘或弧后盆地构造背景下。结合Xiao et al.(2010b)、Tian et al.(2013a，b)对该区红岩井盆地的构造演化研究及前文测年数据，推断玉山钨矿形成于红岩井弧后盆地构造背景下而非前人所认为的陆内裂谷或后造山伸展环境(图 13c)。
早志留世，花牛山-双鹰山岛弧两侧存在双向俯冲，北侧与公婆泉岛弧以月牙山-洗肠井洋相隔，南侧为柳园洋(图 13a)；晚志留世，月牙山-洗肠井洋消减完毕，公婆泉岛弧与双鹰山-花牛山发生碰撞，陆壳的缩短和构造的增厚导致陆壳重熔形成过铝岩浆，为国庆及鹰嘴红山钨矿矿化提供了条件(图 13b)；早二叠世，向北俯冲的柳园洋俯冲带发生板片后撤，并在其北侧形成红岩井弧后盆地，伴生强烈的地壳重熔酸性岩浆活动和区域构造运动及热液活动，为玉山成矿提供了必要的成矿有力环境(图 13c)。
北山造山带钨矿主要分布于星星峡-明水地块边缘及红柳河-牛圈子-洗肠井缝合线以南(包括双鹰山-花牛山岛弧)两个地区(图 1b)。前者主要有红尖兵山、梭梭井及小白石头钨矿床出露，后者分布有花牛山、古堡泉、国庆、鹰嘴红山及玉山等钨矿床。星星峡-明水地块边缘的钨矿成矿时代集中于石炭纪，推断处于明水-旱山岛弧北部洋盆向南俯冲的构造背景下(Xiao et al., 2010b)，中酸性岩浆活动造成区域地热梯度不断增高，构成热液流体与古老地层的对流循环，热液流体通过上述循环不断从古老地层中萃取钨、钼和挥发性组分，形成含矿热液流体并最终形成矿化；红柳河-牛圈子-洗肠井缝合线以南钨矿成矿时代分布十分广泛，在整个晚古生代都有钨矿分布，成矿动力学背景复杂。 6.3 成矿物质来源
钨为亲花岗岩元素，地球分异演化过程中，不断向上地壳中富集，因此古老地壳相对于新生地壳更为富钨。以往文献中普遍认为，北山钨矿化来源为北山杂岩高级变质体，而实质上北山地区并不存在古老结晶基底，北山杂岩均为古生代或中生代造山带组分。
国庆-鹰嘴红山钨矿带内北山杂岩地层上覆弱变质细碎屑岩为前寒武纪组分，钨等高温成矿元素含量较高，为S型花岗岩提供了良好的矿源层。中晚志留世，公婆泉与花牛山岛弧碰撞，陆壳的缩短和构造的增厚导致被动陆缘前寒武纪盖层重熔形成过铝岩浆，岩浆侵位之后，在热驱动下使老地层中W活化迁移，与地壳重熔型岩体后期演化含矿热液共同叠加，在构造有利部位成矿。因此国庆-鹰嘴红山钨矿矿化来源为北山杂岩上覆的前寒武纪沉积建造。
而玉山矿区赋矿的干泉组碳酸盐地层中钨平均含量为21.04×10-6(比维诺格拉多夫沉积岩的平均丰度值高10倍)，红黑山成矿钾长花岗岩钨丰度值达到141.13×10-6，当富钨花岗岩体侵入成矿元素丰度值很高的初始矿源层碳酸盐岩地层中时，不但带来了成矿流体，而且还带来大量的成矿物质，含矿流体与碳酸盐岩围岩发生化学作用即在外接触带形成层状、浸染状钨矿体，在此过程中，围岩可进一步接收新的矿质成分的改造，导致矿化富集。同时，玉山花岗岩浆中富含大量挥发组分，对成矿物质的迁移与扩散起到重要作用。且围岩在热动力作用下大理岩化，为成矿提供必要的地质环境。 7 结论
(1)晚古生代，花牛山-双鹰山岛弧东段存在两期钨成矿作用。北侧的国庆-鹰嘴红山钨矿形成于晚志留世，成矿相关的盘陀山二长花岗岩、钾长花岗岩和鹰嘴红山钾长花岗岩SIMS锆石U-Pb年龄分别为422.0±1.5Ma、417.0±1.7Ma及424.0±1.3Ma，可近似代表国庆-鹰嘴红山钨矿的成矿时代；南侧的玉山钨矿形成于早二叠世，成矿相关的红黑山钾长花岗岩SIMS锆石U-Pb年龄为280.8±3.0Ma，可近似代表玉山钨矿的成矿时代。
(2)国庆-鹰嘴红山钨矿成矿物质来源为北山杂岩上覆的前寒武纪沉积建造；玉山钨矿的成矿物质来源为含钨量极高的赋矿干泉组碳酸盐地层。
(3)岩石地球化学研究表明盘陀山-鹰嘴红山岩体为弧碰撞花岗岩，玉山岩体为A2型花岗岩，形成于后造山陆缘或弧后盆地构造环境；区域构造解析表明，中晚志留世及早二叠世花牛山岛弧所处大地构造背景，推断晚志留世花牛山岛弧与其北侧的公婆泉岛弧之间的月牙山-洗肠井洋消减完毕，两岛弧发生碰撞，陆壳缩短和构造增厚导致被动陆缘前寒武纪盖层重熔形成过铝岩浆，岩浆侵位后富集形成国庆-鹰嘴红山钨矿；早二叠世，花牛山岛弧南侧的柳园洋俯冲带发生后撤，区域伸展减薄的构造背景下伴生强烈的地壳重熔酸性岩浆活动和区域构造运动及热液活动，最终形成玉山钨矿。
致谢 样品的前期处理得到了河北省矿产地质调查研究所实验室李林庆老师的帮助；岩石地球化学数据的测试得到了中国科学院地质与地球物理研究所李禾老师、靳新娣老师的悉心指导和帮助；SIMS锆石U-Pb年代学数据的获得，得到了我所年代学实验室李献华老师、李秋立老师、唐国强老师和刘宇老师的指导；本文在撰写过程中得到了申萍老师的大力支持和鼓励；审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并表示最诚挚的感谢!| [1] | Ao SJ, Xiao WJ, Han CM, Mao QG and Zhang JE. 2010. 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. Gondwana Research, 18(2-3): 466-478 |
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