2016, Vol. 32
2. 东华理工大学地球科学学院, 南昌 330013;
3. 核工业243地质大队, 赤峰 024006;
4. 中国科学院地质与地球物理研究所, 矿产资源重点实验室, 北京 100029
2. Collage of Earth Science, East China Institute of Technology, Nanchang 330013, China;
3. No.243 Geological Party, CNNC, Chifeng 024006, China;
4. Key Laboratory of Mineral Resources, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
研究表明，中国东部、俄罗斯东部和蒙古东部的欧亚板块东缘等地广泛发育中生代火山岩及相关的热液型铀矿床。其中，早白垩世早期长英质火山岩不仅构成了火山岩带的主体，也是与火山岩有关的热液型铀矿的主要含矿围岩。大兴安岭、冀北-辽西、武夷火山岩带的高钾钙碱性流纹岩-碱性粗面岩组合，是已探明的绝大多数与该类型铀矿床的赋矿围岩(巫建华等， 2013，2014)。冀北-辽西火山岩带内的沽源-红山子铀成矿亚带是我国重要的热液型铀成矿带，已发现张麻井大型铀钼矿床、大官厂小型铀钼矿床和众多的铀矿点、铀矿化异常点，它们都赋存在张家口组高钾钙碱性流纹岩-碱性粗面岩组合中。其中，沽源盆地内的张麻井大型铀钼矿床赋存在张家口组第三段流纹岩与流纹斑岩接触带附近，主要矿体位于内接触带，少量矿体位于外接触带，赋矿的流纹岩和流纹斑岩SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为138.6±1.4Ma(MSWD=2.4)和140.2±1.6Ma(MSWD=2.2)，在误差范围内一致，同属早白垩世早期岩浆活动的产物(巫建华等，2015)。为了寻找新的铀资源，近年来核工业243大队加大了沽源-红山子铀成矿亚带钻区调的工作力度(姜山等，2011; 祝洪涛等，2014)，并对大滩盆地高钾钙碱性流纹岩-碱性粗面岩组合和花岗斑岩的分布区进行了探索。虽然铀矿地质工作者认为高钾钙碱性流纹岩-碱性粗面岩组合与火山岩有关的热液型铀矿存在密切的时空关系，但两者成因联系及其它们与侵入其中的次火山岩的关系尚缺乏系统的研究。而且，这些赋存铀矿化岩石的岩浆来源及其形成的地球动力学背景一直缺乏较好的制约。本文选择大滩盆地流纹岩和花岗斑岩为研究对象，通过SHRIMP锆石U-Pb定年、主微量元素及Sr-Nd同位素的系统分析，探讨两者之间的成因联系、可能的岩浆来源、形成的大地构造背景以及与铀成矿作用的关系。
2 区域地质背景大滩火山岩盆地位于河北省承德市丰宁满族自治县北部，向北和向西分别与多伦县和沽源县接壤。从大地构造位置来看，它位于华北克拉通北缘，燕辽多金属(Mo-U-Ag-Pb-Zn)成矿带西段和沽源-红山子铀成矿亚带西南段，空间上与赋存张麻井大型铀钼矿床的沽源盆地毗邻，同处蔡家营-御道口断裂西南部的NEE向断陷带内(图 1a)。盆地的火山岩系不整合于新太古界红旗营子群绿片岩相-角闪岩相变质岩系和海西期花岗岩之上，不整合于下白垩统热河群火山-沉积岩系之下，由土城子组和张家口组组成，并有花岗斑岩侵入(图 1b)。
 | 图 1 冀北大滩盆地大地构造位置图(a，据陈东欢等，2011修改)及地质简图(b) Fig. 1 Tectonic(a，after Chen et al., 2011) and geological(b)maps of the Datan volcanic basin in the northern Hebei Province |
红旗营子群主要岩性为黑云母变粒岩、浅粒岩、石英岩和大理岩，盆地西侧赤城分为上、下两部分，下部为黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩夹黑云变粒岩、矽线黑云变粒岩、矽线石榴黑云斜长片麻岩及不纯大理岩，上部为黑云变粒岩、含石榴黑云变粒岩、石墨石榴黑云变粒岩夹黑云斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩、斜长角闪岩、浅粒岩及不纯大理岩。
土城子组分布在盆地北部的四岔口一带，为复成分砾岩夹火山碎屑沉积岩。张家口组以流纹质熔结凝灰岩、流纹岩和粗面岩为主，间夹安山岩、粗安岩和少量紫红色砂砾岩。在丰宁四岔口一带分三段，下段为流纹岩、流纹质熔结凝灰岩、凝灰岩，中段为粗面岩，上段为流纹质熔结凝灰岩、流纹岩夹沉凝灰岩，厚2821m。
热河群为一套杂色火山-沉积岩系，在森吉图一带出露完整，自下而上分为大北沟组、义县组、下店组和青石砬组。大北沟组下段为灰紫、灰白、灰绿、黄褐色凝灰质砂岩、凝灰岩、砂砾岩夹页岩、安山岩，上段为紫灰、黄褐色杏仁状安山岩、玄武安山岩夹灰白、灰紫色流纹质凝灰岩、沉凝灰岩、粗面岩、流纹岩。义县组厚度比较大，岩性复杂，下部为泥岩、砂岩、砾岩夹页岩，中部为安山玄武集块岩、集块熔岩，上部为安山岩与粉砂岩、页岩、砂砾岩及凝灰质砂砾岩互层。下店组为一套黑色纸状页岩、泥岩、泥质粉砂岩。青石砬组为灰黑、灰绿色页岩、泥岩及泥质粉砂岩、砂岩等一套煤系地层。
3 采样位置及岩相学特征 3.1 采样位置及空间关系为了约束盆地内流纹岩和花岗斑岩形成时代、岩浆来源等问题，本文在森吉图-老东营地区的探矿钻孔中(图 1b)，采集了20件流纹岩和花岗斑岩进行详细的岩相学观察，并选择了2件样品进行SHRIMP锆石U-Pb定年，12件样品进行全岩主、微量元素测试，6件样品进行全岩Rb-Sr、Sm-Nd同位素测试。
研究区内花岗斑岩未出露地表，虽然进行了钻探工作，但由于钻孔数量有限，仍无法完整的揭示花岗斑岩与流纹岩的空间接触关系。然而，在其西南相距约50km的沽源铀矿集区内，发育相同的岩石组合。大量的探矿钻孔显示，该地区花岗斑岩主要分布在火山岩中，空间分布严格受御道口深断裂和各级火山构造控制，常沿断裂构造结点和古火山机构侵入(沈光银和薛清波，2011)。例如在534矿区，花岗斑岩为隐伏脉体，埋深280~400m，呈岩墙状沿裂隙式火山喷发通道充填。
3.2 岩相学特征 3.2.1 流纹岩岩石呈灰白-粉红色，斑状结构，流纹构造。斑晶主要为石英、钾长石、斜长石和少量暗色矿物(黑云母或角闪石)。显微观察发现，暗色矿物斑晶通常完全被绿泥石和伊利石交代，仅残留假象；斑晶长石也发生了强烈的蚀变作用，被次生石英和粘土矿物交代，偶能见到保存较好的斜长石(图 2a，b)；斑晶石英多为粒状或者条带状，但通常发生了强烈的硅化蚀变，被次生石英交代(图 2c)。基质主要由细粒状次生石英和少量片状粘土矿物组成(图 2d)。副矿物包括锆石、磷灰石、磁铁矿等。
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图 2 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩显微照片 (a)流纹岩中的斑晶矿物被次生绿泥石、伊利石、石英和碳酸盐等矿物交代，并呈前者假象(单偏光下)；(b)为(a)的正交偏光下；(c)流纹岩具有流纹构造，斑晶矿物被次生矿物交代(单偏光下)；(d)流纹岩基质由细粒状次生石英和少量片状粘土矿物组成(正交偏光下)；(e)花岗斑岩中的石英斑晶，发育溶蚀结构，暗色矿物可能为隐晶质矿物(单偏光下)；(f)花岗斑岩中保存相对较好的钾长石，暗色矿物可能为隐晶质矿物(单偏光下)；(g)花岗斑岩斑晶矿物被次生白云母、伊利石交代，并呈前者假象，暗色矿物可能为隐晶质矿物(单偏光下)；(h)花岗斑岩石英斑晶表面发育溶蚀坑(单偏光下)；(i)次生伊利石(正交偏光下)；(j)白云母、石英和碳酸盐矿物(正交偏光下)；(k)伊利石(正交偏光下)；(l)未被鉴别的金属矿物(反射光下). Q-石英；Pl-斜长石；Kfs-钾长石；s.Q-次生石英；c.m.-粘土矿物；Chl-绿泥石；Ill-伊利石；pm-矿物假象；Mus-白云母 Fig. 2 Microphotographs of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan volcanic basin, northern Hebei Province (a) phenocrystic minerals in rhyolite were replaced by secondary chlorite, illite, quartz and carbonate (under plane-polarized light); (b) the cross-polarized image of Fig.2a; (c) rhyolitic structure in rhyolite (under plane-polarized light); (d) matrix in rhyolite was replaced by secondary quartz and clay minerals (under cross-polarized light); (e) phenocrystic quartz in granitic porphyry shows corrosion texture (under plane-polarized light); (f) relatively well-preserved K-feldspar in granitic porphyry (under plane-polarized light); (g) phenocrystic mineral was replaced by secondary muscovite and illite (under plane-polarized light); (h) uneven surface of a phenocrystic quartz in granitic quartz (under plane-polarized light); (i) illite (under cross-polarized light); (j) secondary muscovite, quartz and carbonate (under cross-polarized light); (k) an enlarged image of illite (under cross-polarized light); (l) unidentified metal minerals (under reflected light). Q-quartz; Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar; s.Q-secondary quartz; c.m.-clay minerals; Chl-chlorite; Ill-illite; pm-pseudomorph; Mus-muscovite |
岩石呈灰白色，斑状结构，块状构造。斑晶主要由石英、钾长石和少量暗色矿物(黑云母)组成，基质为细粒石英、隐晶质矿物(图 2e-g)。斑晶石英通常为自形-半自形粒状或短柱状，常被熔蚀呈港湾状，并具有反应边结构(图 2e)，其表面极为不平整(图 2h)，可能为热液蚀变的结果；斑晶长石应该为钾长石(正长石)，偶见两组残留的正交解理(图 2f)，大多数已经被白云母和伊利石交代，仅残留假象(图 2g)；斑晶黑云母大多数被交代为白云母或伊利石(图 2i)。基质主要为次生石英、伊利石、白云母和少量地开石(图 2j，k)，反光镜下可见少量金属矿物(图 2l)。副矿物包括锆石、磷灰石、磁铁矿等。
4 分析方法 4.1 SHRIMP锆石U-Pb定年利用重砂方法分选出锆石，然后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒，将其和数粒标准锆石TEM(年龄为417Ma)固定于环氧树脂中，制成样品靶。将靶进行细磨至锆石露出约一半。随后，在光学显微镜下对其进行透射光、反射光照相，再用扫描电镜获得锆石阴极发光(CL)图像，以辅助随后进行的U-Pb测试选点。锆石的阴极发光图像分析在中国地质科学研究院电子探针实验室完成，SHRIMP锆石U-Pb同位素分析在北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成。后者分析流程及仪器参数与刘敦一和简平(2004)、颉颃强等(2008)所报道的相同。测试时，使用跳峰扫描，一次离子约为4.5nA，10kV的O2-，离子束直径为25~30μm，质量分辨率约为5000(1%峰高)。利用SL13(年龄为572Ma，U含量为238×10-6)来校正TEM和测试样品的U、Th及Pb含量，应用TEM标准锆石校正测试样品的年龄。根据实测204Pb来进行普通铅校正。数据利用SQUID 1.02和ISOPLOT 3.0程序进行处理，单个分析数据为5次扫描的加权平均值(误差为1σ)，样品年龄以206Pb/238U年龄进行报道，样品最终加权平均年龄误差为2σ。测试数据列于表 1。
 | 表 1 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩SHRIMP锆石U-Pb定年结果 Table 1 Analytical results of SHRIMP zircon U-Pb dating of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan volcanic basin, northern Hebei Province |
主量元素分析测试在南京大学地球科学系中心实验室完成，采用湿化学方法(精度优于1%)和ICP-AES方法测定，测试仪器为JY38S型电感耦合等离子体质谱仪。详细的样品制备、分析流程及对国际标准样品的测定结果见高剑峰等(2003)。岩石的稀土元素(包括微量元素)含量在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用ICP-MS方法测定，测试仪器为德国生产的高分辨率电感耦合等离子体质谱仪(Finnigan Element Ⅱ HR-ICP-MS)。样品用1mL浓HF+0.5mL浓HNO3在190℃溶解48h，以保证样品完全溶解；同时，在测试过程中采用F-基体匹配分析技术，有效的解决了Nb、Ta、Zr、Hf等元素在稀硝酸介质中的不稳定性问题。对USGS国际标准样品(BHVO-2)的测定结果表明，样品测定值和推荐值的相对误差小于10%，且大多数微量元素的分析误差在5%以内。测试结果列于表 2。
| 表 2 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩主量(wt%)、微量(×10-6)元素及Sr-Nd同位素分析结果 Table 2 Analytical results of major (wt%), trace (×10-6) elements and Sr-Nd isotope of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan basin, northern Hebei Province |
Sr-Nd的化学分离和同位素比值测量在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素地球化学实验室完成，测量仪器为德国Finnegan公司MAT-262热电离质谱计。该质谱仪的质量分析器为具有90°扇形磁场，配备5个法拉第杯的多接收系统，可采用正负离子技术测定多种元素较高精度的同位素比值，主要用于Rb-Sr、Sm-Nd同位素比值的测量。
称取约100mg全岩粉末样品，加入适量的87Rb-84Sr和149Sm-150Nd混合稀释剂和纯化的HF-HClO4混合试剂后，在高温下完全溶解。Rb-Sr和REE的分离和纯化是在装5mL体积AG 50W-X12交换树脂(200~400目)的石英交换柱进行的，而Sm和Nd的分离和纯化是在石英交换柱用1.7mL Teflon粉末为交换介质完成的。Sr同位素比值测定采用Ta金属带和Ta-HF发射剂，而Rb、Sm和Nd同位素比值测定采用双Re金属带形式。Sr和Nd同位素比值测定分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行标准化，Rb-Sr和Sm-Nd的全流程实验本底分别小于100pg和50pg。浓度(或147Sm/144Nd和87Rb/86Sr比值)误差小于0.5%。实验过程中国际标样分析结果分别为，NBS987：87Sr/86Sr=0.710248±31(2σ，n=5)；BCR-1：143Nd/144Nd=0.512652±10(2σ，n=1)。测试结果列于表 2。
5 测试结果 5.1 SHRIMP 锆石U-Pb定年流纹岩中的锆石多为自形长柱状，而花岗斑岩中的锆石多为自形短柱状或者粒状。在阴极发光下，二者也表现出不同的特征。流纹岩中的锆石具有相对较弱且均匀的发光性，岩浆振荡环带较弱或者不明显；相反，花岗斑岩中的锆石具有更强的发光性和明显的岩浆振荡环带(图 3)。
 | 图 3 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩锆石阴极发光照片 Fig. 3 CL images of the zircon grains of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan basin, northern Hebei Province |
对于花岗斑岩，共分析了13个点。其中，1个点(点5.1)误差较大予以剔除，其余12个点集中在谐和线附近，交点年龄为131.7±0.6Ma(1σ，MSWD=0.6)(图 4a)。计算得到206Pb/238U加权平均年龄为131.7±1.1Ma(2σ，MSWD=0.8)(图 4b)，代表样品的形成时代。
 | 图 4 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩U-Pb谐和图和加权平均年龄 Fig. 4 Zircon U-Pb concordia and weighted mean average ages of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan basin, northern Hebei Province |
对于流纹岩，共测试了16个点。其中，1个点(点4.1)误差较大予以剔除，另外1个点具有大于其他分析点的206Pb/238U年龄(点5.1，235.8±3.8Ma)，从CL图像上可以看出，这粒锆石与其他锆石不同，具有明显的振荡环带(图 3)，推测为捕获锆石。其余14个点均位于谐和线附近，交点年龄为140.0±2.5Ma(1σ，MSWD=0.8)(图 4c)。计算得到206Pb/238U加权平均年龄为140.2±1.9Ma(2σ，MSWD=1.7)(图 4d)，代表样品的形成时代。
5.2 蚀变影响岩相学观察表明，流纹岩和花岗斑岩经历了较强的泥化蚀变，长石和黑云母等原生矿物被伊利石和白云母等粘土矿物以及次生石英交代。热液蚀变对样品主、微量元素含量有较大影响(Wang et al., 2006)，样品的烧失量(LOI)可近似代表蚀变程度(Rollinson，1993)，本文以此为基础进行了烧失量与主微量元素的二元投图(图 5)。结果表明，活动性较差的元素(Si、Al、Ti、Fe)(Sturchio et al., 1986; Pandarinath et al., 2008)随蚀变程度升高基本能保持含量稳定，仅花岗斑岩Al含量和流纹岩Fe含量中分别存在一个异常点。一般认为，碱金属和碱土金属元素(Na、K、Ca、Mg)具有很高的活动性(McHenry，2009)。汪洋和程素华(2010)测试了张家口地区张家口组流纹岩的主微量元素，其中新鲜样品(LOI<1)的Na2O和CaO分别为2.9%~3.3%和0.8%~1.2%。在图解中，样品Ca和Na明显降低，远远低于正常值，可能反映样品中由斜长石分解释放的Na、Ca随热液发生了迁出；流纹岩中的K含量基本保持稳定，且与汪洋和程素华(2010)的测试结果比较一致，但花岗斑岩中K存在先升高后降低的趋势，表明花岗斑岩的热液蚀变过程有K的带入，形成富钾矿物(伊利石)。相比而言，Mg则保持了一定的稳定性。另外，流纹岩中的P和过渡族元素(Co)也表现出了一定的活动性，而花岗斑岩中的P、Co含量虽然变化较小，但是整体含量过低，因此其也受到了热液活动的影响。对于微量元素而言，通常认为大离子亲石元素(LILE，包括Rb、Sr、Ba、Pb)具有极高的活动性，而高场强元素(HFSE，包括Nb、Ta、Zr、Hf、REE等)活动性很低(Humphris and Thompson， 1978)。但本次研究的样品中，它们都表现出了较强的稳定性，表明它们受热液活动的影响较小。
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图 5 冀北大滩盆地流纹岩、花岗斑岩烧失量(LOI)-主微量元素二元图解 图 6、图 8-图 13图例同此图 Fig. 5 Bivariate diagrams(LOI vs. major elements)of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan basin，northern Hebei Province Symbols in Fig. 6，Fig. 8-Fig. 13 are the same as those in this figure |
综上所述，两种岩性中的Na、Ca、P和Co以及花岗斑岩中的K受到热液活动的影响较大，不能真实的反映样品特征，而Si、Al、Fe、Mg、Ti、LILE和HFSE以及流纹岩中的K受到的影响较小，能够代表样品的特征。
5.3 主、微量元素主、微量元素测试结果列于表 2。流纹岩和花岗斑岩富集SiO2，含量分别为70.0%~71.8%和74.8%~76.9%；Al2O3含量较低，分别为13.5%~14.5%和11.7%~13.8%；全铁含量较高，MgO含量低，Mg#值(100×Mg/(Mg+0.9Fe3+))分别为21~31和19~38。就微量及稀土元素而言，流纹岩和花岗斑岩具有类似的微量元素含量，均富集Rb、LREE等大离子亲石元素，强烈富集Ga、Pb、Th、U、Zr、Hf、Nb等高场强元素；亏损Ba、Sr、Eu以及HREE；Cr、Ni等过渡族元素含量普遍较低。
在岩石分类图解(图 6a)中，两类样品均都在钙碱性系列中，流纹岩投在了英安岩-流纹岩区域，而花岗岩投在流纹岩区域；在图 6b中，流纹岩大部分投点在流纹岩区域，1个样品投点在粗面安山岩区域，而花岗斑岩则投点在碱性流纹岩区域。
 | 图 6 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩Zr/TiO2×0.001-SiO2(a，据Liu et al., 2012)和Nb/Y-Zr/TiO2×0.001(b，据Liu et al., 2013)图解 Fig. 6 Zr/TiO2×0.001 vs. SiO2(a，after Liu et al., 2012) and Nb/Y vs. Zr/TiO2×0.001(b，after Liu et al., 2013)diagrams of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan basin，northern Hebei Province |
在球粒陨石标准化稀土元素(REE)配分图解上(图 7a，b)，样品呈“右倾”形式。流纹岩的轻重稀土分馏更为强烈，(La/Lu)N为15~18，而花岗斑岩轻重稀土分馏相对较弱且有一定变化，(La/Lu)N为3~13。二者都具有非常明显的Eu负异常，流纹岩异常相对较弱，δEu为0.20~0.28，而花岗斑岩δEu为0.03~0.13。在原始地幔标准化“蛛网图”上(图 7c，d)，样品均相对富集大离子亲石元素(Rb、Pb)、部分高场强元素(Th、U、Zr、Hf)和轻稀土(LREE，La至Sm)，相对亏损重稀土(HREE，Gd至Lu)。二者均具有明显的Ba、Sr、Eu和Ti负异常，相对较弱的Zr负异常，而且花岗斑岩Zr负异常更强烈。除此之外，流纹岩具有明显的Nb、Ta负异常，而花岗斑岩则没有。流纹岩具有明显的Pb正异常，而花岗斑岩除Pb之外，还具有U和Ta的轻微正异常。
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图 7 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、b)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(c、d)(标准化值据Sun and McDonough， 1989) 粗实曲线为上地壳参考值(据Rudnick and Gao， 2003) Fig. 7 Chondrite-normalized REE distribution patterns(a，b) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(c，d)of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan basin，northern Hebei Province(normalization values after Sun and McDonough， 1989) The solid curves are upper crustal values(from Rudnick and Gao， 2003) |
样品具有高的Ga/Al值，在A型、I型、S型和M型花岗岩判别图解(图 8a-f)上所有样品均落在A型花岗岩区域。在花岗岩构造环境判别图解(图 8e)上，所有样品落在板内花岗岩区域内，其属于Stern and Gottfried(1989)所识别的A型花岗岩。在Eby(1992)建立的A型花岗岩亚类分类图解上(图 9)，所有花岗斑岩样品和大部分流纹岩样品落在A1亚类区域内，少数流纹岩样品落在A1与A2过渡区域内。
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图 8 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩岩石类型和构造环境判别图解 (a-d，f)据Whalen et al.(1987)；(e)据Pearce et al.(1984)，其中A型花岗岩据Stern and Gottfried(1989).A型、I型、S型和M型分别代表相应花岗岩；WPG-板内花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩；ORG-大洋中脊花岗岩；FG-分异型花岗岩；OGT-未分异型花岗岩 Fig. 8 Rock classification and tectonic discrimination diagrams of the rhyolite and granitic porphyry in the Datanvolcanic basin，northern Hebei Province (a-d，f)are from Whalen et al.(1987);(e)is from Pearce et al.(1984)， and the area of A-type granite is from Stern and Gottfried(1989). WPG-within plate granitoids; VAG-volcanic arc granitoids; syn-COLG-syn-collision granitoids; ORG-ocean ridge granitoids; FG-fractionated granite; OGT-unfractionated granite |
 | 图 9 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩A型花岗岩Sc/Nb-Y/Nb(a)、Nb-Y-Ce(b)和Nb-Y-3Ga(c)图解(据Eby，1992) Fig. 9 Sc/Nb-Y/Nb(a)，Nb-Y-Ce(b) and Nb-Y-3Ga(c)diagrams of the rhyolite and granitic porphyry in the Datanvolcanic basin，northern Hebei Province(after Eby，1992) |
全岩Rb-Sr同位素分析表明，花岗斑岩和流纹岩具有变化的初始Sr同位素组成，ISr((87Sr/86Sr)i)分别为0.684811~0.709370和0.705210~0.713543，这种较大的变化范围很可能与热液蚀变作用有关。在87Rb/86Sr-87Sr/86Sr图解上(图 10a)，6个点的线性拟合度高，得到的等时线年龄为110±17Ma。全岩Sm-Nd同位素分析表明，二者具有一致的Nd同位素组成，143Nd/144Nd比值为0.511926~0.512023，计算得到的εNd(t)值分别为-17.1~-15.5(平均为-16.5)和-16.4~-15.5(平均为-15.9)，两阶段亏损地幔模式年龄(tDM2)分别为2180~2310Ma(平均为2267Ma)和2190~2260Ma(平均为2220Ma)(图 10b、表 2)。在Nd-Sr图解上(图 10b)，样品投点远离幔源端元，投点在区域基底岩石的范围内，靠近同时代汉诺坝A型花岗岩和稍晚形成的早白垩世I型花岗岩。
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图 10 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩87Rb/86Sr-87Sr/86Sr(a)及Sr-Nd同位素(b)图解 参考数据来源：汉诺坝橄榄岩和碱性玄武岩、汉诺坝A型花岗岩、基底岩石据Jiang et al.(2009)；早白垩世碱性岩石、I型花岗岩、太古代TTG和上地壳据Yang et al.(2008) Fig. 10 Rb-Sr isochron(a) and Sr-Nd isotope(b)diagram of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan volcanic basin，northern Hebei Province Data sources: Hannuoba peridotite and alkaline basalt，A-type granite，basement rock(Jiang et al., 2009); Early Cretaceous alkaline rocks，I-type granite，Archean TTG，average upper continental crust(Yang et al., 2008) |
SHRIMP锆石U-Pb年代数据表明，花岗斑岩的形成时代比流纹岩晚约8Ma，但二者在空间上存在着紧密联系。在沽源铀矿集区，花岗斑岩常呈岩株或岩枝侵位于流纹岩等火山岩中，就位于火山通道内。沈光银和薛清波(2011)提出，次火山岩可能来自于火山岩喷发后的残余岩浆，二者具有相同的岩浆来源。但是他们并未给出充分的证据和合理的解释。
通过本文的测试结果不难看出，流纹岩和花岗斑岩具有许多地球化学共性。从主量元素特征来看，二者均富硅、贫钙，并且二者在Al、Fe、Mg、Ti与Si的协变图解上具有较好的相关性(图 11a-d)。另外，二者具有一致的微量元素特征，均富集Rb、Pb、LREE，亏损Sr、Ba、Ti、Eu和HREE，具有相似的微量元素配分模式。 在Sr、Eu、Ba、Zr/Hf、La/Yb对Si的元素协变图解(图 11e-i)上，二者具有一定的负相关性。Nd同位素特征表明，花岗斑岩和流纹岩具有近似的εNd(140Ma)值(分别为-16.5和-15.9)，暗示二者来源于相同的岩浆源区。以上数据均表明，流纹岩与花岗斑岩具有同源演化的特点 。
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图 11 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩元素协变图解 FeT=FeO+Fe2O3 Fig. 11 Bivariate diagrams of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan volcanic basin, northern Hebei Province |
那么母岩浆经历了怎样的演化过程使得花岗斑岩相对于流纹岩更加富集硅，并随着硅质的增加而发生Al、Fe、Mg、Ti、Sr、Eu、Ba、Zr的贫化以及轻重稀土元素进一步的分馏呢？从矿物结晶分异判别图解上可以看出(图 12a，b)，岩浆经流纹岩至花岗斑岩经历了明显的钾长石结晶分异作用。在流纹质熔体(SiO2: 72%~76%)中，微量元素Sr、Ba、Pb和Eu在钾长石中的分配系数(DKfs/melt)均大于1(Nash and Crecraft， 1985)，呈现较强的相容性。这表明，随着熔体中钾长石的分离结晶，残留熔体相中的这些元素含量会逐渐降低，进而很好地解释大滩盆地中流纹岩和花岗斑岩之间所呈现出来的演化特征(图 11e-g)。另外，相对流纹质熔体而言，钾长石富K和Al，贫Si，因此随着钾长石结晶分异，残留熔体应该亏损K和Al，富集Si。由于K受到热液蚀变的影响无法进行判断，但Al和Si的变化趋势与这一推测十分一致。
 | 图 12 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩矿物结晶分异判别图解 Fig. 12 Discrimination diagrams of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan volcanic basin, northern Hebei Province |
虽然在结晶分异判别图解中未呈现黑云母的结晶分异，但是在元素协变图解(图 11b-d)上，Fe、Mg和Ti与Si呈明显的负相关性，这可能暗示熔体也经历了镁铁质矿物和(或)含钛矿物的结晶分离。另一方面，仅用钾长石结晶分离很难解释熔体中主量元素以及其他微量元素(包括REE、Zr、Hf、Nb、Ta)的演化行为。具体而言，流纹岩中的Nb/Ta、Zr/Hf比值均保持在球粒陨石值(Nb/Ta=18，Zr/Hf=36，Dostal and Chatterjee， 2000; Huang et al., 2011)附近，但花岗斑岩中的Nb/Ta、Zr/Hf比值却明显低于球粒陨石值，这暗示岩浆在演化过程中这两个地球化学元素对发生了分馏。前人研究表明，锆石、金红石等矿物强烈结晶分离或者是地幔尺度的碳酸盐交代作用能导致上述元素对的分馏(Dautria et al., 1992; Dupuy et al., 1992; Dostal and Chatterjee， 2000)。此次样品中Zr/Hf分馏可以用锆石的分离结晶来解释。但Nb/Ta的分馏无法用金红石等含Ti矿物的分离结晶来解释，因为流纹岩中的Nb、Ta含量随Ti含量基本保持不变，而花岗斑岩中则呈负相关关系
(图 12c，d)。Nash and Crecraft(1985)测得流纹质熔体中黑云母相对更容易接纳Zr和Nb(DBt/meltZr=1.197; DBt/meltHf=0.703; DBt/meltNb=6.367; DBt/meltTa=1.567)，因此熔体中黑云母的结晶分异能很好地解释Nb/Ta、Zr/Hf分馏特征。值得注意的是，由于Nb、Ta在黑云母中为相容元素，其含量随着黑云母的结晶分离而降低，所以黑云母的结晶分异不能用来解释花岗斑岩中相对流纹岩更高的Nb、Ta含量。花岗斑岩的高Nb、Ta含量有两种可能的成因解释：①岩浆中额外的Nb、Ta加入，如岩浆期后成矿热液(Dostal and Chatterjee， 2000)；②外部流体的热液蚀变。但是目前很难评估这两种可能性。
除上述微量元素之外，轻、重稀土随着流纹岩岩浆向花岗斑岩岩浆演化也发生了分馏，即LREE的降低和HREE的增加，这一现象无法用钾长石分离结晶解释。根据Nash and Crecraft(1985)的测试结果，轻重稀土元素在流纹质熔体与黑云母之间的分配系数由5.713(La)逐渐降低至1.473(Yb)。因此，黑云母的分离结晶能很好地解释花岗斑岩中LREE的降低，但无法解释HREE的升高。Mahood and Hildreth(1983)认为，高硅流纹质熔体中(SiO2 75%~78%)，LREE在黑云母中的分配系数大于1，而HREE则小于1。因此，在这种REE分配条件下，黑云母的结晶分异能够解释残留熔体(花岗斑岩)轻重稀土的变化特征。
综上所述，大滩盆地中流纹岩和花岗斑岩，具有相似的地球化学特征，暗示了同一岩浆源区。从流纹岩向花岗斑岩的演化，岩浆经历了明显的钾长石和黑云母的结晶分异，导致了Si、HREE的进一步富集，Fe、Mg、Ti、Al、Sr、Ba、Eu、Zr、LREE等元素的进一步亏损。
6.2 岩石成因大滩盆地内流纹岩和花岗斑岩富集Ga、Zr、Nb、Ce、Y等高场强元素，相对亏损Al、Ca、Mg、Ba、Sr等元素，元素成因判别图解显示，所有数据点均位于A型花岗岩的区域，明显区别于I型、S型、M型花岗岩(图 8a-e)。
最近研究发现，这些地球化学特征也可以由I型花岗质熔体经过高程度钾长石、黑云母等矿物分离结晶作用形成，即高分异I型花岗岩(Pérez-Soba and Villaseca， 2010)。但是，高分异I型花岗岩通常与正常的I型花岗岩在空间上紧密伴生，在元素判别图解上呈现由分异型花岗岩向A型花岗岩过渡的特征(Wu et al., 2003)；或者在空间上存在分离堆晶体，如冀北汉诺坝地区的富长石麻粒岩捕掳体被认为是I型熔体分离结晶的产物，残余的岩浆形成了具有A型花岗岩地球化学特征的上水泉高分异I型花岗岩(Jiang et al., 2009)。然而，大滩盆地流纹岩和花岗斑岩并不存在以上两种现象，并且其极为富集高场强元素(图 8f)，因此其为高分异I型花岗岩的可能性较小，但不能完全排除这种可能性。虽然由于热液蚀变作用的影响无法判断其中的长石、黑云母、角闪石等矿物成分，但根据主、微量元素特征可以推断大滩盆地内的流纹岩和花岗斑岩的成因类似于A型花岗岩。
目前，对于A型花岗岩的成因存在三种不同解释，包括(1)富CO2、卤素流体交代模式(Taylor et al., 1980)；(2)结晶分异模式，其中包括幔源玄武质岩浆高度结晶分异(Currie，1976)；(3)部分熔融模式(Gopshwor Singh and Vallinayagam， 2012; 及其所引文献)。第三种模式被广泛引用，但是对于源区的岩石类型及熔融机制却存在不同的观点，包括抽离过I型花岗质熔体的麻粒岩相残留体(Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Clemens et al., 1986)或紫苏花岗质下地壳残留体(Landenberger and Collins， 1996)的部分熔融、英云闪长岩在约6~10kbar条件下发生脱水部分熔融并与麻粒岩相残留体发生平衡(Anderson，1983)、新生下地壳物质在高温条件下的部分熔融(Wu et al., 2002)、卤族元素含量类似于I型花岗岩源区的长英质岩石的低程度部分熔融(King et al., 1997)、壳内英云闪长质-花岗闪长质岩石在中下地壳温压条件下发生约15%~40%的部分熔融(Creaser et al., 1991)。
第一种解释似乎仅适用于规模比较小的A型花岗岩体，因为流体交代通常局限在一些地质构造如断裂带附近(Whalen et al., 1987)，而大滩盆地中的流纹岩属于张家口组火山岩系，广泛发育在辽西和冀北等地区(张宏等， 2005a，b; 韦忠良等，2008)，因此该成因模式不适用于本研究区。研究区的花岗斑岩和流纹岩具有低的εNd(t)值，与幔源岩石相差甚远，因此不可能为幔源岩浆的产物，而且区域上并不发育基性岩石，因此第二种解释也无法成立。Creaser et al.(1991)根据实验岩石学证据否定了I型花岗岩源区麻粒岩相下地壳发生二次部分熔融形成A型花岗岩的模式。进一步，他们提出，地壳内英云闪长质-花岗闪长质岩石并不一定必须经历麻粒岩相脱水过程，只要在中下地壳温压条件下发生约15%~40%部分熔融便能形成A型花岗岩。Wu et al.(2002)在中国东北部地区识别出了三期A型花岗岩(二叠纪、晚三叠世-早侏罗世和早白垩世)，根据地球化学及Sr-Nd同位素证据他们提出，早白垩世(ca. 125~130Ma)的A型花岗岩来源于新生下地壳物质高温部分熔融，熔融所需的热量来自于在西太平洋板块西向俯冲所产生的地幔热异常。对于大滩乃至冀北、辽西地区的A型花岗岩而言，它们大多位于古老的华北克拉通内，深部是否存在类似东北地区的新生下地壳仍然是一个疑问。
尽管如此，一些研究者认为，华北乃至整个中国的东部早白垩世A型花岗岩的岩浆源区为受高温热液蚀变改造的初生地壳，该地壳经历了由浅部到深部的两阶段演化过程(魏春生等，2001; Wei et al., 2002)。Yang et al.(2008)认为华北东部早白垩A型花岗岩及伴生的碱性岩的岩浆源区并不是单纯来源于岩石圈地幔或者地壳，很可能来源于不同源区的多种岩浆经过分离结晶、岩浆混合作用(孙金凤和杨进辉，2009)。这种幔源或者壳幔混合成因解释有可能不适用于大滩盆地内的流纹岩和花岗斑岩，因为该地区并未发现同期的碱性岩石。
杨进辉等(2006)研究了冀北张(家口)-宣(化)地区的后城组、张家口火山岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素特征，发现这些火山岩具有与冀北地区的基底岩石(晚太古代地壳物质)相近或稍高的εHf(t)值，因此认为这些火山岩主要来自于华北深部古老地壳物质的部分熔融。Jiang et al.(2009)通过年代学、地球化学及Sr-Nd-Hf同位素研究提出，张家口汉诺坝地区的上水泉花岗岩形成于约140Ma，并提出该花岗岩是古老火成地壳物质部分熔融后经历强烈结晶分离作用的产物。从Nd同位素特征可以看出(图 10)，大滩盆地的花岗斑岩和流纹岩与汉诺坝地区上水泉花岗岩具有类似的特征，因此暗示它们可能具有相近的岩浆源区。值得注意的是，研究区的花岗斑岩和流纹岩与华北早白垩世I型花岗岩具有类似的Nd同位素组成，可能暗示前者的岩浆源区为(变)火成岩。另外，研究区花岗斑岩和流纹岩两阶段亏损地幔模式年龄为2.2~2.3Ga，可能反映源区岩石于古元古代从亏损地幔中抽离出来。结合Creaser et al.(1991)所提出的模式，以及全岩主微量元素和Nd同位素特征，我们认为大滩盆地内的花岗斑岩和流纹岩来源于古元古代火成地壳物质(如英云闪长质、花岗闪长质岩石)在中下地壳温压条件下发生的约15%~40%部分熔融。
6.3 大地构造环境早白垩世时期，华北克拉通内发育了大规模岩浆活动，主要分布于燕山山脉、北京西山、太行山北段和渤海湾盆地的鲁西、辽东及黄骅沉降区，岩性以正长岩、花岗岩、流纹岩、粗面岩等为主(Zhang et al., 2014)，花岗岩大多具有A型花岗岩地球化学特征(Wu et al., 2005; 孙金凤和杨进辉，2009)。该时期克拉通内的变形以伸展构造为主，发育大量NE-SW向裂陷盆地和变质核杂岩(Ren et al., 2002; Davis and Darby， 2010; Wang et al., 2012; Zhu et al., 2012)。目前普遍认为，该时期大规模的构造-岩浆活动与华北克拉通岩石圈减薄和破坏过程关系密切(邓晋福等，2000; Shao et al., 2001; Zhai et al., 2004; Yang et al., 2006a，2008; Deng et al., 2007; Su et al., 2007; 孙金凤和杨进辉，2009; Zhang et al., 2014)。Deng et al.(2007)提出我国北方大面积分布的燕山期(侏罗纪至白垩纪)岩浆岩的形成与华北克拉通古老岩石圈变热、拆沉有关，其中中侏罗世至早白垩世大规模的中酸性岩浆活动与幔源玄武质岩浆大量底侵导致的地壳熔融有关。Zhang et al.(2014)详细总结了华北克拉通内三叠纪至白垩纪岩浆岩及变形构造的时空分布特点，各个时期岩浆岩的岩相学、地球化学及同位素特征，提出克拉通破坏时间上具有延续性、穿时性的特点；其中，早白垩世大规模的A型花岗岩、碱性岩、镁铁质岩石及大量伸展构造的形成对应克拉通破坏的峰期。然而，对于导致岩石圈减薄和破坏的原因却存在不同的认识。主流观点将其与古太平洋西向俯冲过程产生的远程效应相联系(Wu et al., 2005; Deng et al., 2007; Sun et al., 2007; Zhu et al., 2011，2012; Chen et al., 2015)。例如，Wu et al.(2005)认为华北克拉通乃至整个中国的东部地区广泛发育早白垩世岩浆活动，构成大规模岩浆事件(Giant Igneous Event)，它们形成于板内伸展环境，与库拉-太平洋板块向欧亚板块下俯冲引起的岩石圈拆沉有关。然而，另一些研究者认为，该时期的伸展环境与典型的俯冲造山导致的挤压或者走滑环境不同(Shao et al., 2001)，而且太平洋板块西向俯冲的时限与中国东部岩浆活动时限不一致(张旗，2013)，因此二者不存在内在联系。这些研究者更强调壳-幔相互作用及软流圈地幔上涌在岩石圈减薄过程中的作用，或者认为切入岩石圈的深大断裂导致了岩浆作用的产生(Wan and Zhao， 2012)。另外，Xu et al.(2013)在我国东北、冀北及辽西地区识别出了六期岩浆活动，提出早白垩世早期(145~138Ma)的火山岩的形成与蒙古-鄂霍次克洋闭合后加厚陆壳的拆沉有关，而早白垩世晚期(133~106Ma)的钙碱性和双峰式火山岩则在太平洋俯冲背景下形成。然而，Qian and Hermann(2010，2013)通过研究邯邢地区的高镁闪长岩成因以及埃达克岩的高温高压实验，证实华北地区早白垩世可能并不存在加厚下地壳，因而利用加厚下地壳拆沉模式来解释区域上的岩浆事件似乎存在问题。
本研究表明，冀北大滩盆地内的流纹岩和花岗斑岩形成于早白垩世(140~132Ma)，均属于A型花岗岩中的A1亚类，对应陆内裂谷(或伸展)环境。它们在成矿时代、地球化学特征上与上述提及的华北克拉通乃至中国东部其他地区的早白垩世岩浆活动具有类似的特征，暗示它们形成于相同的大地构造背景。结合前述讨论，我们认为大滩盆地内的火山-次火山岩可能形成于华北克拉通岩石圈减薄和破坏过程中的伸展背景。
6.4 对冀北铀矿化成因的指示冀北沽源至丰宁森吉图地区是我国北方重要的铀矿集中区，其中沽源盆地内发育多个铀矿床，而大滩火山岩盆地内也发现了较好的铀矿化。二者在空间上相距仅50km(沈光银，2008)，均赋存于张家口组火山岩中(张宏等， 2005a，b)，构造特征上也具有相似的特征，因此认为它们应该具有相同的成因。前人从年代学、矿床学、岩石地球化学角度对赋存张麻井大型铀钼矿床和大官厂小型铀钼矿床的沽源盆地流纹岩和流纹斑岩进行了比较详细的研究。巫建华等(2015)通过SHRIMP锆石U-Pb法测得沽源盆地流纹岩和流纹斑岩的年龄分别为138.6±1.4Ma和140.2±1.6Ma；张振强(2001)认为张麻井大型铀钼矿床矿石稀土配分模式与流纹岩和流纹斑岩相近，暗示矿床的形成与火山和次火山岩具有紧密的联系(张振强，2007; 沈光银，2008; 刘学武等，2010; 沈光银和薛清波，2011)。然而，关于铀矿的形成时代以及与流纹岩和花岗斑岩的关系仍存在争议。
李耀崧(1989)通过沥青铀矿U-Pb法测定了早期浸染状和晚期脉状矿石的形成时代，得到前者发生于88Ma之前，后者年龄为24Ma。张振强(2001)利用相同方法获得了三组年龄，分别为103.4Ma，23.8Ma，10Ma。由于沥青铀矿在热液或表生作用下容易发生U-Pb体系的破坏甚至重置，通常采用最大的年龄来近似成矿年龄(如，邹东风等，2011)。本次研究进行了全岩Rb-Sr同位素分析，获得了一条拟合度很好(R2=0.99)的等时线，年龄为110±17Ma，明显小于花岗斑岩(132Ma)和流纹岩(140Ma)的形成时代。更重要的是，李耀崧(1988)同样利用全岩Rb-Sr法，获得沽源地区张家口组流纹岩和花岗斑岩的等时线年龄分别为138.1±6.0Ma和125.7±6.7Ma，与本文及近几年获得的锆石U-Pb年龄相近，而远大于本研究获得的Rb-Sr等时线年龄，这表明本研究得到的Rb-Sr等时线年龄不能代表成岩年龄。值得注意的是，尽管花岗斑岩和流纹岩形成于不同时代，但是二者却能共同构成一条等时线，表明二者经历了一次共同的地质事件。由于本研究的样品均经受了不同程度的泥化蚀变，形成了大量白云母、伊利石等富钾矿物，这可能导致岩石原有的Rb-Sr体系重置。因此，本研究获得的Rb-Sr等时线年龄可能指示了泥化蚀变的形成时代。在沽源铀矿集区，铀矿化伴随或者稍晚于泥化蚀变作用(刘学武等，2010)，因此，推测铀矿成矿时代很可能介于105~110Ma。
从形成时代可以看出，矿化年龄明显小于成岩年龄，暗示成矿与成岩作用间不存在直接的成因关系，二者可能仅为空间上的关系。不过，Cuney(2009)指出具有A1型花岗岩地球化学特征的火山岩和侵入岩U含量通常较高，并且U主要存在于火山岩的玻璃基质中，很容易在流体作用过程中被淋滤出来，为铀矿化提供物质来源。从大滩盆地内流纹岩和花岗斑岩U含量来看(图 13)，它们远远高于上地壳丰度(约2.5×10-6)，也高于地壳克拉克值(3×10-6~4×10-6)；尤其是花岗斑岩，其U含量是克拉克值的4~5倍。由于流纹岩向花岗斑岩的演化经历了钾长石、黑云母的结晶分异过程，铀在此两种矿物中低的分配系数(<0.8，Nash and Crecraft， 1985)使得花岗斑岩中的U相对于流纹岩得到了进一步富集(图 13)，为铀矿的形成提供了条件。通过与产铀的沽源盆地进行对比，并考虑大滩盆地内火山-次火山岩本身的地球化学特征可以推测，该火山岩盆地具有较大的产铀潜力。
 | 图 13 冀北大滩盆地流纹岩和花岗斑岩U含量与SiO2含量图解 Fig. 13 U vs. silica contents diagram of the rhyolite and granitic porphyry in the Datan volcanic basin, northern Hebei Province |
本文通过高精度SHRIMP定年和全岩主微量元素及Sr-Nd同位素研究了冀北大滩盆地的流纹岩和花岗斑岩的形成时代及岩石成因。锆石U-Pb定年表明二者分别形成于约140Ma和132Ma。虽然时代相差近8Ma，但是它们却具有非常类似的主微量元素特征，均富集Si、Fe、Ga、Rb、Pb、Th、U、Zr、Hf、Nb、Ta和LREE，亏损Al、Mg、Ti、Ba、Sr、Eu、Cr、Ni和HREE。在判别图解上均投至典型A型花岗岩区域。同时，它们具有相近的Nd同位素组成，暗示二者具有相同的岩浆源区。另外，在元素相关性二元图解上，二者的多种元素含量，例如Mg、Ti、Sr、Eu、Si具有明显的相关性，暗示二者具有同源演化(分离结晶)的特征。在相关判别图解上，二者呈现明显的钾长石和黑云母结晶分异趋势。我们认为，这样的岩浆过程导致了晚期的花岗斑岩相对早期的流纹岩更加富集Si、U、HREE，亏损Fe、Mg、Ti、Al、Sr、Ba、Eu、Zr、LREE等元素。结合前人的研究工作，我们提出大滩盆地内的流纹岩和花岗斑岩来源于古元古代火成地壳物质(英云闪长质、花岗闪长质岩石)在中-下地壳条件下部分熔融，对应的大地构造背景可能为华北克拉通岩石圈减薄及破坏过程中产生的板内伸展背景。本次研究获得的蚀变岩石Rb-Sr等时线及前人的沥青铀矿U-Pb定年结果表明，主要的铀矿化时代可能为105~110Ma，晚于流纹岩和花岗斑岩的成岩时代。从区域上产铀盆地来看，大滩盆地火山-次火山岩具有异常高的U含量，尤其是后者能成为非常理想的成矿物质来源，因此推测大滩火山岩盆地具有较好的成矿潜力。
致谢 核工业243大队沽源铀矿勘查分队在野外工作期间给予了帮助和支持，北京离子探针中心马铭株博士在年龄测试过程中给予了指导和帮助。钱青博士、祝禧艳博士提供了有益讨论和建议，孙德有教授和匿名审稿人提出了非常重要的修改意见，提高了本文的质量。在此一并表示感谢。| [1] | Anderson JL. 1983. Proterozoic anorogenic granite plutonism of North America. The Geological Society of America Memoirs, 161: 133-154 |
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