内蒙盘陀山含钨花岗岩体地质地球化学特征及成因讨论

赵国斌， 李文明， 杨合群， 田永堂， 高永伟， 杜 涛，全守村， 乔耿彪， 雷永孝， 杨 涛， 冯 斌

(1.西安地质矿产研究所，陕西西安 710054;2.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083)

在我国北山地区，花岗岩类侵入岩广泛出露，总出露面积约占整个北山地区面积的30%，具有形成与花岗岩有关钨矿床的有利条件。许多学者对北山地区不同地段花岗岩及其有关的钨矿床进行了深入研究(聂凤军等，2002，2003，2004;江思宏等，2006a，2006b;张新虎等，2008;杨合群等，2009a，2010)。最近，我们在内蒙北山月牙山－洗肠井蛇绿岩带南侧的盘陀山－古硐井近东西向挤压隆起带中识别出盘陀山－鹰嘴红山含钨花岗岩带(杨合群等，2010)。该花岗岩带近东西向展布，长约100 km，从西至东依次有盘陀山、半岛山、望旭山和鹰嘴红山4个岩体。自20世纪50年代甘肃省地质局祁连山地质队在盘陀山－古硐井近东西向挤压隆起带东段发现了鹰嘴红山中型钨矿床后，近几年西安地质矿产研究所和陕西省地调院又在该隆起带相继发现了国庆钨矿床和望旭山钨矿床(李文明等，2008)。这几处钨矿床分别与鹰嘴红山、望旭山和盘陀山花岗岩体关系密切，显示出本区具有良好的钨矿成矿潜力。因此，加强对该区花岗岩的研究，对于深化北山地区大地构造演化和成矿作用的认识、总结区域成矿规律以及指导本地区找矿勘查工作均具有重要意义。本文主要研究盘陀山含钨花岗岩体的大地构造背景、成矿特征和地球化学特征，并对其成因进行讨论。

1 成矿地质背景

北山地区位于新疆－甘肃－内蒙古衔接部位，属于中亚古生代造山带的一部分。目前，对于北山地区大地构造单元划分方案分歧很大，归纳起来共有以下几种观点:第一种观点认为研究区为古生代哈萨克斯坦板块、塔里木板块和华北板块交汇地带，以碱泉－明水－小黄山蛇绿混杂岩带为界，南侧为塔里木板块，北侧为哈萨克斯坦板块，阿尔金断裂是分割塔里木板块和华北板块的界线(左国朝等，1990，2003);第二种观点则认为以柳园－大奇山和骆驼山－红石山－黑鹰山这两条深大断裂为界，北山地区由南向北依次可划分出塔里木板块、哈萨克斯坦板块和西伯利亚板块(刘雪亚等，1995;聂凤军等，2002);第三种观点以红石山－百合山－蓬勃山蛇绿混杂岩带为界，将北山从南向北分为塔里木板块和哈萨克斯坦板块(龚全胜等，2002，2003;何世平等，2002，2005);第四种观点则以红柳河－白云山－小黄山碰撞带、康古尔塔格－碧玉山碰撞带和克拉麦里碰撞带为界，由南向北把北山地区依次划分为敦煌地块、星星峡－旱山岛弧带、准噶尔－吐哈岛弧带和东准噶尔－南蒙古岛弧带(李锦轶等，2006)。近年来，有学者选择红柳河－牛圈子－洗肠井蛇绿岩带作为板块缝合带，认为其北侧为星星峡－旱山微板块，归属哈萨克斯坦板块，南侧为敦煌微板块，归属塔里木板块(杨合群等，2006，2008，2009b，2010;徐学义等，2008，2009)。本文赞同最后一种观点。

盘陀山含钨花岗岩体位于内蒙古自治区额济纳旗西南约190km处盘陀山的北部，在大地构造位置上位于红柳河－牛圈子－洗肠井蛇绿混杂岩带南侧塔里木板块北缘的白玉山－方山口－鹰嘴红山早古生代被动陆缘带，产于盘陀山－古硐井近东西向挤压隆起带西段(图1)。该带基底主要为长城系古硐井群(ChG)、蓟县系平头山组(Jxp)及部分青白口系大豁落山组(Qbd)，局部出露太古宇－古元古界的北山杂岩(Ar2Pt1Bc)。早古生代，该区发育一套浅海－半深海相碎屑岩、碳酸盐岩、硅质岩夹火山岩沉积建造。到泥盆纪，本区进入板块碰撞造山阶段，中酸性岩浆侵入活动极为发育，从西向东依次有盘陀山、半岛山、望旭山和鹰嘴红山4个花岗岩体。目前，除半岛山花岗岩体外，其余3个岩体均形成了工业规模的钨矿床，展示出本区花岗岩具有良好的钨矿成矿背景。

图1 盘陀山花岗岩体大地构造位置略图(据杨合群等，2009)Fig.1 Generalized map showing tectonic setting of the Pantuoshan granite body(after Yang et al.，2009)1－板块缝合线;2－构造分区界线;3－国界;4－省界;5－边界断裂及编号(①红柳河－牛圈子－洗肠井断裂;②黑河断裂);6－盘陀山含钨花岗岩体;7－国庆钨矿床1－plate Suture line;2－boundary of structural unit;3－national boundaries;4－provincial boundaries;5－bordering fault and its derail number(①Hongliuhe－Niujuanzi－Xichangjing fault;②Heihe fault);6－location of Pantuoshan tungsten－bearing granite body;7－location of Guoqing tungsten deposit

盘陀山含钨花岗岩体外围出露地层主要为长城系古硐井群(ChG)，岩性为一套浅海相的陆源碎屑岩夹灰岩透镜体的浅变质岩系，由下到上可分为两个岩性段。第一岩性段(ChG1)主要由灰色、深灰色浅变质片理化泥质粉砂岩、粉砂质板岩及细粒石英砂岩组成。第二岩性段(ChG2)主要由灰白色—浅灰色钙质石英砂岩、石英粒屑灰岩、灰色石英砂岩、青灰色石英岩和大理岩等组成，普遍含有铁质(图2)。

2 岩体成矿地质特征

2.1 岩体地质特征

盘陀山花岗岩体为一复式岩体，主要由南部的花岗闪长岩体和北部的中粒钾长花岗岩体两种岩石单元组成(图2)。从侵入时间上来看，花岗闪长岩体要早于钾长花岗岩体。成矿的钾长花岗岩主要以北西西向呈不规则状侵入长城系古硐井群第一岩性段(ChG1)和盘陀山花岗闪长岩单元内，出露面积约50 km2。岩石包括中(粗)粒钾长花岗岩、细粒钾长花岗岩、中粗粒似斑状花岗岩、中粒二长花岗岩、中粒花岗闪长岩和似斑状闪长岩等。

2.2 岩体岩石学特征

本次采集的岩石样品均为远离矿化蚀变的新鲜岩石。岩石标本呈浅肉红色，中细粒花岗结构，块状构造，可见碱性长石、石英、斜长石等矿物。显微镜下鉴定岩石的矿物成分主要为碱性长石中的微斜长石和条纹长石(45%～50%)、石英(25%～30%)及酸性斜长石中的更长石(20%)。微斜长石和条纹长石呈板状和板条状，可见格子双晶。更长石呈板条状，自形程度高，具聚片双晶，有较弱的碳酸盐化和绢云母化。石英多为半自形它形，常有裂纹和波状消光。

2.3 岩体成矿特征

目前，已在盘陀山钾长花岗岩体中控制了国庆钨矿区北部、中北部、中东部及南部4个钨矿体群(图2)，圈出钨矿体50余条。钨矿体一般呈板状和扁豆体状，地表控制长度15 m～225 m，出露宽度0.5 m～11 m，倾斜延伸20 m～258 m，WO3品位0.12%～0.68%，WO3最高品位3.76%。

图2 盘陀山花岗岩体地质略图Fig.2 Geological sketch map of Pantuoshan granite bodies1－盘陀山钾长花岗岩体;2－盘陀山花岗闪长岩体;3－长城系古硐井群第一岩性段;4－长城系古硐井群第二岩性段;5－矿化蚀变带;6－地质界线1－Pantuoshan K－feldspar granite body;2－Pantuoshan granodiorite body;3－the first section of Changcheng system Gudongjing group;4－the second section of Changcheng system Gudongjing group;5－mineralization alteration zone;6－geological boundary

成矿类型可分接触带型和石英细脉带型两类。前者主要产于钾长花岗岩体北部边缘内接触带中，由北部、中北部和中东部这3个钨矿体群构成，共圈出30多条矿体。含矿岩石有中(细)粒钾长花岗岩、花岗细晶岩(脉)和石英脉。钨矿体中一般可见到云英岩化和电气石化等蚀变，岩石普遍褪色，颜色变浅。而石英细脉带型钨矿主要产于钾长花岗岩体中部，是国庆钨矿最重要的钨矿类型。目前在地表已圈出21条钨矿体，另外在钻孔中还控制到多条厚大的隐伏矿体。所见钨矿体主要受岩体内的次级断裂和节理裂隙的控制。含矿石英脉呈乳白色，走向分北东、北西及近东西向三组。白钨矿在石英脉中呈细脉状或细脉浸染状分布，在石英细脉密集带钨矿化更好。另外，在各种脉岩交汇部位钨矿体厚度明显增大。

岩石蚀变类型主要有云英岩化、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最为密切。钾长花岗岩体北缘内接触带与中部发育的10余条规模不等的电气石化－云英岩化蚀变带，均为钨矿体的主要赋存部位(图2)。

3 岩石化学

3.1 主量元素

盘陀山钾长花岗岩体的岩石化学特征见表1，其中SiO2含量72.55% ～74.78%，平均73.60%。岩石的Rittman指数为1.86～2.28，平均2.06。A/ CNK值平均为1.12，属过铝质。在K2O－SiO2图解中(图3)，均落入高钾钙碱性系列成分区。

图3 花岗岩K2O－SiO2判别图解(据Rickwood，1989)Fig.3 K2O－SiO2discrimination diagram of granites (after Rickwood，1989)

3.2 微量元素

盘陀山含钨钾长花岗岩微量元素分析结果见表1。其中，10个花岗岩样品Nb含量为9.01×10－6～17.8×10－6，平均13.36×10－6，与地壳岩石中Nb含量(8×10－6～(11.5±2.6)×10－6)(Barth et al.，2000)非常接近。花岗岩的微量元素值经大洋中脊花岗岩标准化后，多数显著富集Rb、Th、Ce和Sm，相对亏损Ba、Nb、Zr、Hf、Y和Yb(图4)。

岩石的K/Rb比值为102.80～180.83，Sr/Ba比值为0.17～2.69，Th/U比值为1.30～8.89。Nb/ Ta比值较小，为1.07～10.77，平均5.7，表明为地壳物质。Rb/Sr比值为0.41～5.34，明显高于地幔相应比值(0.24～0.89)，与地壳比值(5.36～6.55)接近(Rudnick et al.，1995)，说明岩浆来源于地壳。

图4 盘陀山钾长花岗岩微量元素标准化图解(标准化值据Pearce等，1984)Fig.4 Normalized diagram of trace elements from the Pantuoshan K－feldspar granites(standard value after Pearce et al，1984)

3.3 稀土元素

前人研究中国花岗岩时发现，典型的壳型花岗岩LaN/YbN平均小于10，δEu＜0.5(王中岗等，1989;赵振华等，1991)。本次分析花岗岩样品的ΣREE值为49.66×10－6～167.55×10－6，LREE/ HREE值为6.63～15.07，LaN/YbN变化于1.90～7.63之间，δEu值为0.09～0.63，10个样品中有9个δEu值＜0.5，具有典型壳型花岗岩特征(表1)。

从图5所示，盘陀山钾长花岗岩体的稀土元素球粒陨石标准化曲线以相对富集轻稀土元素(LREE)、贫重稀土元素(HREE)和具有明显Eu负异常为特征，斜率较大，呈右倾配分图式，具有明显的重熔型花岗岩特征。

表1 盘陀山钾长花岗岩体主量元素、微量元素和稀土元素分析结果及特征比值Table 1 Chemical analytical data of major，trace and rare earth elements for the whole－rock samples from the Pantuoshan K－feldspar granites and their characteristic element ratios

图5 盘陀山钾长花岗岩稀土元素配分模式图(标准化值据Talor and McLennan，1985)Fig.5 REE distribution patterns of the Pantuoshan K－feldspar granites(standard value after Talor and McLennan，1985)

4 岩体成因机制讨论

4.1 含钨花岗岩浆形成环境

北山地区经历了蓟县系和青白口系巨厚的碳酸盐岩沉积之后，发生了晋宁运动，使前震旦系完全固结形成统一古大陆(左国朝等，1996)。震旦纪红柳河北、破城山及洗肠井南出现中基性火山活动，为大陆裂解的先兆。寒武纪初期，北山地区古大陆大致沿红柳河－牛圈子－洗肠井一带发生裂解，裂谷带南北两侧沉积了一套浅海－次深海环境的陆源碎屑岩、碳酸盐岩及少量硅质岩组合。早奥陶世古大陆裂解加剧，在月牙山－洗肠井一带出现双模式火山喷发，表明这一时期古大陆沿红柳河－牛圈子－洗肠井一带裂解已发育成具有一定规模的大陆裂谷带，是裂谷演化的主要时期。中奥陶世初期古大陆经过强烈的南北向扩张，在裂谷基础上形成红柳河－牛圈子－洗肠井洋盆，出现两个板块(哈萨克斯坦板块和塔里木板块)夹一洋的构造格局(何世平等，2005)。晚奥陶世尽管出现了小规模自南向北的俯冲作用，但主要是初始大洋扩张。目前保留下来的红柳河－牛圈子－月牙山－洗肠井蛇绿岩主要形成时代应为奥陶纪(左国朝等，1996)。志留纪期间，红柳河－牛圈子－洗肠井洋盆发生了大规模自南向北的俯冲作用，在哈萨克斯坦板块南缘形成了公婆泉－东七一山早古生代活动陆缘带，在塔里木板块北缘形成了白玉山－方山口－鹰嘴红山早古生代被动陆缘带(何世平等，2002，2005;杨合群等，2008，2010)。早古生代末，北山地区结束了板块构造格局，红柳河－牛圈子－洗肠井洋闭合，哈萨克斯坦板块和塔里木板块发生拼贴(何世平，2005)。泥盆纪初，两侧陆块沿红柳河－牛圈子－洗肠井板块缝合带对接碰撞造山，导致北山中部(明水、红柳河、公婆泉、火石山、石板井等地区)整体处于抬升剥蚀区，泥盆系地层普遍缺失。泥盆纪碰撞造山的同时，不断隆升的山系前陆出现局部扩张下陷，北山南、北部分别沿干泉－柳园－墩墩山－碱泉子和雀儿山－大红山－百合山－芦草井一带接受沉积，以下泥盆统均具有磨拉石建造为特点(左国朝等，1995，2003)，这也是北山地区泥盆纪碰撞造山的强有力证据。泥盆纪碰撞造山过程中，缝合带及其两侧很大范围内，由于动力转化为热量，缝合带部位受长期的热体制控制，褶皱、变质伴随大规模花岗岩类入侵(左国朝等，1995)。在红柳河－牛圈子－洗肠井板块缝合带南侧，被动边缘基底的古老地壳物质重熔形成盘陀山、望旭山、鹰嘴红山等一系列花岗岩体(杨合群等，2009b，2010)。碰撞造山洋陆转换后，泥盆纪中晚期开始略有拉张的迹象，挤压环境逐渐向伸展环境转换，在缝合带北侧形成火石山哈尔根头口布等花岗岩体(王立社等，2009)。石炭纪－二叠纪，北山地区进一步伸展拉张形成南北两条陆内裂谷带的构造格局:北带有雅满苏－红石山－黑鹰山晚古生代陆内裂谷带;南带有磁海－红柳园－白山堂晚古生代陆内裂谷带(图1)。总而言之，北山地区在古生代经历多个构造演化阶段:震旦纪－寒武纪为古陆裂解阶段;奥陶纪为洋盆扩张阶段;奥陶纪末－志留纪为板块俯冲阶段;泥盆纪为碰撞造山阶段;石炭纪－二叠纪为陆内裂谷阶段。

前人在盘陀山钾长花岗岩体中远离矿化蚀变处采集了二长花岗岩样品(编号03PT134)送天津地质矿产研究所用固体质谱稀释法进行了锆石U－Pb同位素测年，获得4个锆石的206Pb/238U表面年龄加权平均值为383.3±1.8Ma(杨合群等，2010)，表明该岩体形成于泥盆纪。本次，在花岗岩Y－Nb构造环境判别图解(图6，a)和Y+Nb—Rb构造环境判别图解(图6，b)中，矿区10个花岗岩样品大部分都落入同碰撞花岗岩区域(Syn－COLG)，少量落入板内花岗岩区域(WPG)，显示其形成环境为碰撞挤压环境。综上所述，盘陀山含钨花岗岩体的形成与泥盆纪碰撞造山事件密切相关。

4.2 成岩物质来源

图6 微量元素Y－Nb和Y+Nb－Rb构造环境判别图解Fig.6 Y－Nb and Y+Nb－Rb discrimination diagrams showing tectonic settingORG—大洋中脊花岗岩;WPG—板内花岗岩;VAG.—火山弧花岗岩;Syn－COLG—同碰撞花岗岩ORG－ocean ridge granites;WPG－internal plate granite;VAG－volcanic arc granite;Syn－COLG－syn－collision granite

盘陀山含钨花岗岩体的微量元素和稀土元素特征均表明，岩浆来源于地壳，具有重熔型特征。另外，前人对盘陀山含钨花岗岩进行过全岩锶－钕同位素比值测定结果计算的(87Sr/86Sr)i值为0.729091，εNd(t)值为－5.89(杨合群等，2010)。根据微量元素、稀土元素和(87Sr/86Sr)i值明显大于0.708以及εNd(t)值远小于0等特征，推断成矿岩体来源于前寒武古陆壳物质重熔。

4.3 岩体成矿作用

盘陀山含钨花岗岩体的成矿作用主要经历了两个阶段。第一阶段是泥盆纪岩浆侵入过程中，挥发份携带W等成矿元素向顶部及外围运移。在与围岩接触部位，岩浆遇冷温度降低，其中的副矿物、暗色矿物、斜长石、碱性长石和石英等矿物以及W等成矿元素开始从岩浆中结晶出来。随着岩浆进一步演化，W元素在此处不断聚集，形成了国庆钨矿区北部、中北部和中东部这3个产于成矿岩体内接触带的钨矿体群。

第二阶段是国庆钨矿床形成的主要阶段。在岩浆演化过程中，随着时间推移，从边部向中心，岩浆逐渐冷凝结晶，较多W等成矿元素残留在岩浆内部并随着岩浆演化不断富集。由于冷却收缩和区域构造作用，岩体中产生了NE向、EW向和NW向裂隙，成矿热液沿裂隙上升，形成了产于岩体内部的石英细脉带型钨矿。

5 结论

(1)盘陀山含钨花岗岩体属过铝质高钾钙碱性花岗岩，岩石的稀土、微量和锶钕同位素特征表明，岩浆来源于地壳，具有明显的重熔型花岗岩特征，是前寒武纪古陆壳部分重熔产物。

(2)盘陀山含钨花岗岩体中锆石U－Pb年龄为383±1.8Ma，表明该岩体形成于北山地区泥盆纪板块碰撞造山阶段。

(3)岩体北部边缘内接触带和岩体中心是重要成矿部位，钨矿成矿类型主要为蚀变花岗岩型和石英脉型。

(4)盘陀山含钨花岗岩体的成矿作用主要有两个阶段:第一阶段发生在岩浆侵入过程中，形成了岩体顶边部接触带型钨矿体群;第二阶段为主要成矿阶段，在岩体中部形成了石英细脉带型钨矿体群。

致谢 本文写作过程中得到了西安地质矿产研究所杨合群研究员和李行研究员的悉心指导，在此深表感谢!

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