冀北多本沟盆地流纹岩年代学、地球化学特征及地质意义

宋 凯，巫建华,，牛子良，吴仁贵，刘 帅

(1.东华理工大学 地球科学学院，江西 南昌 330013；2.东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室培育基地，江西 南昌 330013；3. 核工业243地质大队，内蒙古 赤峰 024006)

沽源-红山子铀成矿带是我国重要的与火山岩有关的热液型铀成矿带，已发现张麻井、大官厂、红山子等铀矿床和众多的铀矿点、铀矿化点(巫建华等，2012)。研究显示，沽源—红山子铀成矿带跨越白乃庙岛弧带和华北克拉通北缘，可分为北东部的红山子—广兴矿集区和南西部的沽源—丰宁矿集区(唐克东，1992；李锦轶等，2009；巫建华等，2012；Zhang et al.，2014)。红山子—广兴矿集区红山子铀钼矿床赋存在晚侏罗世早期新民组流纹岩—流纹岩组合中，围岩蚀变以碱交代为特征(陈东欢等，2011；巫建华等，2012，2013；祝洪涛等，2014；纪宏伟，2015)；沽源—丰宁矿集区的张麻井铀钼矿床、大官厂铀矿床均赋存于早白垩世早期张家口组流纹岩—粗面岩组合中，围岩蚀变以伊利石化为主要特征(沈光银，2007；沈光银等，2009；陈东欢等，2011；巫建华等，2015)。河北北部的多本沟盆地位于华北北缘断裂附近，是核工业243大队目前重点勘查的盆地之一，其中的火山岩系长期被归入张家口组(河北省地质矿产局，1996)。盆地内火山岩系是否属于张家口组？华北北缘断裂是否从盆地的北边通过？铀矿勘查工作是否应参照沽源—丰宁矿集区张麻井矿床模式进行？这些都是深入开展铀矿勘查工作需解决的问题。为此，本文选择以多本沟盆地流纹岩为研究对象，通过年代学、元素和Sr-Nd-Pb-O同位素地球化学的系统研究，查明流纹岩的地质时代和地球化学特征，探讨流纹岩的岩石地层单位归属，从岩石学的角度出发判断华北北缘断裂的通过位置，分析铀矿勘查工作的主攻方向。

1 区域地质背景

图1 河北围场多本沟盆地大地构造位置(a，据Xiao et al.，2003)及地质略图(b)Fig.1 Geographic (a, after reference xiao et al.，2003) and geological (b) sketch map of Duobengou basin in Weicheng,Hebei Province1.新近系汉诺坝组；2.下白垩统义县组；3.上侏罗统新民组；4.新太古界红旗营子群；5.早白垩世安山玢岩；6.早白垩世流纹斑岩；7.晚侏罗世中粗粒花岗岩；8.晚侏罗世斑岩；9.晚侏罗世辉绿岩脉；10.角度不整合地质界线；11.断层；12.居民点

多本沟盆地位于河北省承德市围场满族蒙古族自治县北部，距离张麻井、红山子铀钼矿床分别193 km，105 km，大地构造位置处于西拉木伦河—长春—延吉拼合带以南的华北克拉通和白乃庙岛弧带交接部位(图1a)。研究表明，白乃庙岛弧形成于早寒武世(520 Ma)，于早泥盆世-早石碳世期间(410～320 Ma)沿华北北缘断裂拼贴于于华北克拉通北缘，具有不同于华北克拉通的基底和演化历史(赵越等；Zhang et al.，2014)。盆地内的火山岩系不整合在新太古界红旗营子群之上、不整合在下白垩统义县组、新近系汉诺坝组之下，以流纹岩、火山角砾岩、角砾熔岩为主，其中流纹岩可以分为肉红色流纹岩和灰白色流纹岩两类，河北省地质矿产局(1996)将该火山岩系归入张家口组。盆地边缘和内部多处可见花岗斑岩、安山玢岩、辉绿岩脉、次火山岩体和中粗粒花岗岩侵入体(图1b)。盆地内的肉红色流纹岩被前人误定为粗面岩，主要分布于多本沟—广发永公社—郭家塆公社一带；灰白色流纹岩主要分布于棋盘山—大旗山一带。盆地南部断裂构造发育，可分为NE，NEE，EW，NNW以NW及向五组断裂，其中NNW-NW向的断裂交切并错移NE、NEE向断裂。

2 分析方法

2.1 SHRIMP锆石U-Th-Pb分析

流纹岩锆石挑选由河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成，反射光、透射光、阴极发光显微照相和SHRIMP锆石U-Th-Pb分析在北京离子探针中心 SHRIMP-Ⅱ上完成。锆石处理及靶制作见巫建华等(2013)文献，锆石 SHRIMP U-Th-Pb 分析具体工作流程及处理流程见宋彪等(2002)文献，多本沟盆地流纹岩锆石U-Th-Pb分析结果列于表1。

表1 多本沟盆地流纹岩SHRIMP锆石U-Th-Pb同位素分析结果

注：样号为WC201，206Pb/238U年龄为(156.6±1.8) Ma,N=11,MSWD=1.45；206Pbc和206Pb*分别表示普通铅和放射性成因铅；普通铅根据实测204Pb进行校正；误差为1σ

2.2 主量元素、微量元素分析

流纹岩主量元素和微量元素分析测试工作在湖北武汉综合岩矿测试中心完成。样品处理过程、实验流程及其误差、精度等详见李献华等(2002)。多本沟盆地流纹岩主量元素、微量元素和稀土元素分析结果及有关参数列于表2。

2.3 Sr-Nd-Pb-O同位素分析

流纹岩Sr-Nd-Pb同位素比值分析在中国科学院地质与地球物理研究所重点实验室Finnigan Mat262固体表面热电离质谱计上完成。O同位素分析在北京核工业地质研究院分析测试中心MAT253(仪器编号为8633)上完成，检测方法和依据为《硅酸盐及氧化物矿物中氧同位素组成的五氟化溴法测定(DZ/T 0184.13—1997)》。多本沟盆地流纹岩Sr-Nd-Pb-O同位素分析结果及有关参数见表3。

3 分析结果

3.1 锆石 U-Pb 定年

阴极发光图像(CL)显示，锆石多呈短柱状(图2a)，具有典型岩浆结晶锆石的环带结构，分析数据显示U含量为(48～195)×10-6，Th含量为(48～195)×10-6，Th/U值为0.41～0.73(平均为0.56)，具有典型的岩浆锆石成分特征(吴元保等，2004)。14个测试点的206Pb/238U年龄数据为147～161 Ma，在U-Pb谐和曲线图(图2b)上，3个数据(分析号分别为5.1，9.1，11.1，虚线表示)偏离数据组，若剔除3个数据，其余11个测试点的206Pb/238U年龄加权平均值为(156.6±1.8)Ma(MSWD为1.45)，代表了流纹岩的形成年龄。根据《中国地层表》(王泽九等，2014)，中侏罗世与晚侏罗世，晚侏罗世与早白垩世之间的界线分别为(163.5±1.0) Ma，(145.0±0.8) Ma，表明流纹岩的地质时代属晚侏罗世早期。

3.2 主量元素

图2 多本沟盆地流纹岩锆石阴极发光图像、测定点编号(a)、206Pb/238U年龄值及其误差及锆石U-Pb谐和图(b)Fig.2 Cathode luminescence photos(a) and U-Pb concordia diagram(b) of the rhyolite from the Duobengou basin

从岩石主量元素分析结果(表2)可以看出，多本沟盆地肉红色流纹岩和灰白色流纹岩均具有高硅(SiO2为74.3%～77.4%)、富钾(K2O为3.99%～7.06%)、贫铝(Al2O3为11.2%～12.1%)和低MgO，CaO，P2O5的特征，Fe2O3的含量分别为2.98%～3.65%(平均为3.18%)和0.62%～1.78%(平均为1.33%)，FeO的含量分别为0.28%～0.52%(平均为0.44%)和1.05%～2.45%(平均为1.46%)，Fe3+/Fe2+比值前者(5.70～11.8，平均为7.70)远远高于后者(0.3～3.8，平均为1.08)，前者也具有更高的FeOT/MgO比值。肉红色流纹岩和灰白色流纹岩的全碱(K2O+Na2O)含量分别为8.18%～9.26%(平均为8.85%)和5.99%～8.42%(平均为7.30%)，A/CNK分别为0.95～1.06(平均为1.00)和1.11～1.68(平均为1.27)，NK/A分别为0.93～1.01(平均为0.97)和0.58～0.88(平均为0.74)，在硅碱图解(图3a)上均落入亚碱性流纹岩的范围，在A/CNK-A/NK图解(图3b)上分别落入准铝质-弱过铝质和过铝质的范围，在SiO2-(Na2O+K2O-CaO)(图4)和落于A型流纹岩区。计算结果显示，肉红色流纹岩和灰白色流纹岩的锆石饱和温度为925～966 ℃，具A型流纹岩典型的高温特征(Watson et al.，1983；吴福元等，2007；韩军等，2010；隋振民等，2011；王涛等，2013)。

3.3 稀土元素和微量元素

肉红色流纹岩和灰白色流纹岩具有相似的稀土元素和微量元素组成，稀土元素总量较高，轻重稀土分馏明显，Eu负异常显著，ΣREE为(406～457)×10-6，(La/Yb)N为7.27～13.30，δEu为0.07～0.17，稀土元素配分曲线呈右倾的V字形，轻稀土相对较陡，重稀土变化平缓(图5a)。肉红色流纹岩和灰白色流纹岩具有较高的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和较低的Ba(17.7×10-6～64.8×10-6)、Sr(16.0×10-6～22.1×10-6)，在微量元素蛛网图解上显示Rb，Th，U，Pb，Zr，Hf相对富集，Ba，Sr，P，Ti等元素等相对亏损。Zr+Nb+Ce+Y为815×10-6～1 111×10-6(>350×10-6)，10000*Ga/Al为3.49～4.69(>2.6)，具有A型流纹岩的微量元素特征，在Y-Nb-3Ga(图6a)和Y/Nb-Rb/Nb(图6b)图解上均落入A2型流纹岩的范围内。多本沟盆地内流纹岩与红山子盆地流纹岩的微量元素和稀土元素具有一致的特征(巫建华等，2016)。

表2 多本沟盆地流纹岩主元素(×10-2)、微量元素(×10-6)分析结果及有关参数

注：TZr(℃)={12900/[LnDZr(zircon/melt)+0.85×M+ 2.95]}-273.15，其中DZr(zircon/melt)是化学计量锆石中的Zr(一般使用49600×10-6)与熔体中Zr(通常使用全岩中的Zr含量)浓度的比，M= (2Ca+K+Na)/(Si×Al)(Ca，Na，K，Si，Al为岩石主量元素Si，Al，Fe，Mg，Ca，Na，K，P原子数归一化计算后的原子分数值)，详见Watson等(1983)。

表3 多本沟盆地流纹岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果及有关参数

注：Sr，Nd，Pb同位素比值年龄校正时采用本文获得的流纹岩SHRIMP锆石U-Pb年龄156 Ma，计算公式见巫建华等(2014)。

图3 多本沟盆地流纹岩TAS(a，底图据Middlemost，1994)和A/CNK-A/NK(b，底图据Maniar et al.，1989)图解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

图4 多本沟盆地流纹岩SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解(底图据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。多本沟盆地流纹岩具有变化范围较大的(87Sr/86Sr)i(0.706 749～0.714 88)，与白乃庙岛弧带的芝瑞盆地流纹岩(0.706 510～0.709 821，解开瑞等，2016)和流纹斑岩(0.707 99～0.709 303，巫建华等，2017a)、红山子盆地流纹岩(0.704 018～0.707 081，巫建华等，2016)、碾子沟花岗岩(0.705 16～0.705 19，陈志广等，2008)、小东沟花岗岩(0.704 957～0.705 500，覃锋等，2008)，华北克拉通北缘的大滩盆地流纹岩(0.705 210～0.713 543，张雅菲等，2016)和粗面岩(0.707 703～0.709 601，夏应冰等，2016)、沽源盆地粗面岩(0.707 781～0.708 156，巫建华等，2017b)、东猴顶钾长花岗斑岩(0.708 15～0.711 97，梁清玲等，2013)的(87Sr/86Sr)i值范围大体一致，但明显与白乃庙岛弧带岩浆岩具有更一致的Sr同位素特征，即较低的(87Sr/86Sr)i。

(2)Nd同位素。多本沟盆地流纹岩的εNd(t)为-11.23～-8.09，与华北克拉通北缘的大滩盆地流纹岩(-16.4～-15.5，张雅菲等，2016)、沽源盆地粗面岩(-12.09～-10.67，巫建华等，2017b)、东猴顶钾长花岗斑岩(-16.8～-13.2，梁清玲等，2013)的εNd(t)值基本一致，低于白乃庙岛弧带的红山子盆地流纹岩(-5.56～-4.67，巫建华等，2016)、芝瑞盆地流纹岩(-6.32～-4.44，解开瑞等，2016)和流纹斑岩(-7.11～-6.21，巫建华等，2017a)、碾子沟花岗岩(-7.4～-3.8，陈志广等，2008)、小东沟花岗岩(-2.8～-2.7，覃锋等，2008)、华北克拉通北缘的大滩盆地粗面岩(-5.83～-5.31，夏应冰等，2016)的εNd(t)值。

流纹岩的fSm/Nd(-0.46～-0.42)在-0.6～-0.2之间，给出的有明确地质意义的TDM2值为1855～1 601 Ma，与北克拉通北缘的大滩盆地的流纹岩(2 260～2 190 Ma，张雅菲等，2016)和粗面岩(1 911 Ma～1 796 Ma，夏应冰等，2016)、东猴顶钾长花岗斑岩(2 090～2 000 Ma，梁清玲等，2013)的TDM2值基本一致，略大于白乃庙岛弧带的芝瑞盆地流纹岩(1 457～1 304 Ma，解开瑞等，2016)和流纹斑岩(1 521～1 448 Ma，巫建华等，2017a)、红山子盆地流纹岩(1 395～1 323 Ma，巫建华等，2016)、华北克拉通北缘的沽源盆地粗面岩(1 376～1 361 Ma，巫建华等，2017b)的TDM2值。

图5 多本沟盆地流纹岩稀土元素球粒陨石标准化图解(a)与微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)Fig.5 REE patterns diagram(a) and trace element spider diagram(b) of the rhyolite from Duobengou basin球粒陨石及原始地幔标准化值据Saunders等(1989)

(3)Pb同位素。流纹岩的Pb同位素组成偏低，(206Pb/204Pb)t，(207Pb/204Pb)t和(208Pb/204Pb)t分别为16.53～16.93，15.31～15.39 和36.96～37.31，与华北克拉通北缘的沽源盆地粗面岩、大滩盆地粗面岩、东猴顶钾长花岗斑岩的(206Pb/204Pb)t(分别为16.97～17.00，16.92～17.04，16.75～16.77)，(207Pb/204Pb)t(分别为15.06～15.61，15.39～15.42，15.37～15.39)，(208Pb/204Pb)t(分别为36.73～36.80，37.58～37.67，37.1～37.79)基本一致(梁清玲等，2013；夏应冰等，2016；巫建华等，2017b)，整体上略小于白乃庙岛弧带的芝瑞盆地流纹岩和流纹斑岩、红山子盆地流纹岩、碾子沟花岗岩的(206Pb/204Pb)t(分别为17.11～17.56，17.13～17.27，17.15～17.80，16.87～17.38)，(207Pb/204Pb)t(分别为15.19～15.37，15.41～15.45，15.41～15.48，15.35～15.39)，(208Pb/204Pb)t(分别为36.92～37.49，37.41～37.50，37.38～37.63，37.17～37.44)(陈志广等，2008；解开瑞等，2016；巫建华等，2016，2017a)。

(4)O同位素。多本沟盆地流纹岩δ18OV-SMOW为5.1‰～6.0‰(平均值5.7‰)，其中肉红色流纹岩、灰白色流纹岩的δ18OV-SMOW范围分别为5.1‰～5.9‰(平均值5.5‰)，5.7‰～6.0‰(平均值5.9‰)，高于芝瑞盆地流纹岩(4.0‰～5.1‰，巫建华等，2017a)和流纹斑岩(4.0‰～5.1‰，巫建华等，2017a)的δ18OV-SMOW相似，低于沽源盆地粗面岩(7.1‰～8.1‰，巫建华等，2017b)的δ18OV-SMOW值。

4 地质意义

4.1 多本沟盆地火山岩系应归入新民组

多本沟盆地位于河北省北部，盆地内肉红色流纹岩一直被定为粗面岩，岩石组合被称为流纹岩—粗面岩组合，岩石地层单位被归于张家口组(河北省地质矿产局，1996)。张家口组是指整合或者平行不整合覆盖在土城子组之上的一套以流纹质熔结凝灰岩、流纹岩和石英粗面岩为主，间夹安山岩、粗安岩和少量紫红色砂砾岩的岩石组合(河北省地质矿产局，1996)。本文研究表明，以往被误认为粗面岩的岩石实则为流纹岩(图3a)，多本沟盆地的火山岩不是流纹岩—粗面岩组合，而是灰白色流纹岩-肉红色流纹岩组合。另一方面，多本沟盆地流纹岩的地质年代为晚侏罗世早期，也与张家口组地质年代(143～126 Ma，张宏等，2005a，2005b；杨进辉等，2006；韦忠良等，2008；巫建华等，2015；张雅菲等，2016；夏应冰等，2016)不一致，也早于土城子组的地质年代(154～137 Ma，许欢等，2014)。从多本沟盆地内岩石组合以及地质年代的角度出发，认为将多本沟盆地的流纹岩归入张家口组显然是不合适的。

不整合或者平行不整合于土城子组之下的岩石地层单位在河北省和内蒙古自治区分别为髫髻山组和新民组(河北省地质矿产局，1996；内蒙古自治区地质矿产局，1996)。研究表明，髫髻山组主要以粗安质熔岩、角砾凝灰岩等喷出岩为主，锆石U-Pb年龄为166～152 Ma(河北省地质矿产局，1996；张宏等，2005c，2008；刘健等，2006；马强等；2009)；新民组主要为一套杂色酸性火山碎屑岩、局部为酸性熔岩、火山碎屑沉积岩，锆石U-Pb年龄为165～150 Ma(内蒙古自治区地质矿产局，1996；郭锋等，2001；高晓峰等，2005；巫建华等，2013；程银行等，2013；解开瑞等，2016)。不难看出，多本沟盆地火山岩的地质时代与髫髻山组、新民组的地质时代一致，岩石组合与新民组的岩石组合一致，与髫髻山组的岩石组合不同。因此，多本沟盆地的火山岩系应归入新民组。

4.2 华北北缘断裂可能从多本沟盆地北侧通过

华北北缘断裂作为华北克拉通和白乃庙岛弧带的拼合界线(唐克东，1992；李锦轶等，2009；Zhang et al.，2014)，在多本沟盆地附近通过，张宏等(2008)将该断裂划在该盆地的北侧，但缺乏岩石学方面的证据。

图6 多本沟盆地流纹岩Y-Nb-3Ga和Y/Nb-Rb/Nb图解(底图据Eby，1992)Fig.6 Tectonic discrimination diagrams of the rhyolite from Duobengou basinin(after reference Eby，1992) A1.非造山环境；A2.造山后环境

研究表明，华北北缘断裂以北白乃庙岛弧带上芝瑞盆地流纹岩和流纹斑岩、红山子盆地流纹岩、碾子沟花岗岩、小东沟花岗岩总体上具有较低(87Sr/86Sr)i(0.704 018～0.709 821)、负的εNd(t) (-7.11～-2.7)、较小的TDM2(1 521～1 304 Ma)、较低的(206Pb/204Pb)t(16.87～17.80)，(207Pb/204Pb)t(15.19～15.48)，(208Pb/204Pb)t(36.92～37.63)较低的δ18OV-SMOW(4.0‰～5.1‰)(陈志广等，2008；覃锋等，2008；解开瑞等，2016；巫建华等，2016，2017a)；华北北缘断裂以南华北克拉通北缘上的大滩盆地流纹岩和粗面岩、沽源盆地粗面岩、东猴顶钾长花岗斑岩具有较高且变化较大的(87Sr/86Sr)i(0.705 210～0.713 543)，负低的εNd(t)(-16.4～-10.67)、变化较大的TDM2(2 260～1 361 Ma)，较低的 (206Pb/204Pb)t(16.75～17.04)，(207Pb/204Pb)t(15.06～15.42)，(208Pb/204Pb)t(36.73～37.79)，较低的δ18OV-SMOW(7.1‰～8.1‰)(梁清玲等，2013；张雅菲等，2016；夏应冰等，2016；巫建华等，2017b)。多本沟盆地流纹岩的(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‰)整体与华北克北缘断裂以南的大滩盆地流纹岩和粗面岩、沽源盆地粗面岩、东猴顶钾长花岗斑岩具有一致的同位素组成，反映这些岩浆岩的源区相同，暗示多本沟盆地与华北克拉通北缘具有相同的基底(Zhang et al.，2014)，表明多本沟盆地应属于华北克拉通北缘，即华北北缘断裂可能从多本沟盆地北侧通过。

4.3 多本沟盆地的铀矿勘查工作应参照红山子铀钼矿的模式

研究表明，沽源—红山子铀成矿带内的红山子—广兴矿集区和沽源—丰宁矿集区内的铀成矿具有不同的赋矿层位，具体表现为赋矿火山岩的地质年代、岩石组合、围岩蚀变类型等存在一定的差异(沈光银等，2007，2009；伍静等，2011；陈东欢等，2011；巫建华等，2013， 2015，2016；祝洪涛等，2014)。以往将多本沟盆地火山岩系归入张家口组，所以在该地区展开的铀矿勘察以赋存在张家口组的张麻井铀钼矿床作为参照，但是找矿效果不明显。多本沟盆地流纹岩的岩石组合和地质时代与红山子铀钼矿床赋矿流纹岩的岩石组合和地质时代相一致，都具有高硅、富钾、贫铝，富集Rb，Th，U，Pb，Zr，Hf，相对亏损Ba，Sr，P，Ti的岩石地球化学特征(巫建华等，2013，2016；祝洪涛等，2014)。红山子铀钼矿床赋存在晚侏罗世早期的新民组，特别是和早白垩世早期的花岗斑岩的内外接触带，与矿化密切相关的主要是碱交代，主要有钠长石化、赤铁矿化等(陈东欢等，2011；巫建华等，2013；丁辉等，2016)。综上所述，多本沟盆地内的流纹岩的层位与红山子铀钼矿床赋矿流纹岩的层位相一致，表明在该盆地铀矿勘查中应当参照红山子铀钼矿床模式。

5 结论

综上所述，可得出如下结论：

(1)多本沟盆地流纹岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为(156.6±1.8) Ma(MSWD=1.45)，地质时代属晚侏罗世早期，岩石组合为灰白色流纹岩-肉红色流纹岩组合，考虑其地质时代以及岩石组合特征，提出将其归入新民组。

(2)多本沟盆地流纹岩的(87Sr/86Sr)i为0.706 749～0.714 887，εNd(t)为-11.23～-8.09，(206Pb/204Pb)t为16.53～16.93，(207Pb/204Pb)t为15.31～15.39， (208Pb/204Pb)t为36.96～37.31，δ18OV-SMOW为5.1‰～6.0‰，与华北北缘断裂以南的大滩盆地流纹岩和粗面岩、沽源盆地粗面岩具有相似同位素组成，暗示这些盆地具有相同的基底，为华北北缘断裂从该盆地北侧通过提供了岩石学证据。

(3)多本沟盆地流纹岩与红山子铀钼矿床赋矿的流纹岩具有相同的岩石组合和一致地质年代，认为在铀矿勘察过程中可以参考红山子铀钼矿床的找矿模式。

陈东欢,范洪海,王凤岗,等. 2011. 沽源-红山子地区火山岩型铀矿床蚀变特征[J]. 铀矿地质,27(2):88-94.

陈志广,张连昌,吴华英,等. 2008. 内蒙古西拉木伦成矿带碾子沟钼矿区A型花岗岩地球化学和构造背景[J]. 岩石学报,24(4):879-889.

程银行,刘永顺,滕学建，等. 2013. 内蒙古莫合尔图中—晚侏罗世火山岩年代学、地球化学研究及其意义[J]. 地质学报,87(7):943-956.

丁辉,巫建华,祝洪涛,等. 2016. 大兴安岭南部红山子盆地花岗斑岩SHRIMP锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义[J]. 东华理工大学学报：自然科学版,39(1):1-9.

高晓峰,郭锋,范蔚茗,等. 2005. 南兴安岭晚中生代中酸性火山岩的岩石成因[J]. 岩石学报,21(3):737-748.

郭锋,范蔚茗,王岳军,等. 2001. 大兴安岭南段晚中生代双峰式火山作用[J]. 岩石学报,17(1):161-168.

韩军,夏毓亮,修群业. 2010. 辽东本溪、营口花岗岩年龄及锆石饱和温度和Ti温度的地质意义[J]. 矿物岩石地球化学通报,29(1):1-10.

河北省地质矿产局. 1996. 河北省岩石地层[M].武汉:中国地质大学出版社：74-105.

纪宏伟.2015. 内蒙古克什克腾旗红山子铀钼矿床成矿作用研究[D].北京：核工业北京地质研究院.

李锦轶,张进,杨天南,等. 2009.北亚造山区南部及其毗邻地区地壳构造分区与构造演化[J]. 吉林大学学报：地球科学版,39(4):584-605.

李献华,刘颖,涂湘林,等.2002.硅酸盐岩石化学组成的ICP-AES和ICP-MS准确测定:酸溶与碱熔分解样品方法的对比[J]. 地球化学, 31(3):289-294.

梁清玲,江思宏,刘翼飞.2013. 冀北东猴顶A型花岗岩成因:岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及Sr- Nd- Pb-Hf同位素制约[J]. 地质论评,59(6): 1119-1130.

刘健,赵越,柳小明. 2006. 冀北承德盆地髫髻山组火山岩的时代[J]. 岩石学报,22(11):2617-2630.

马强,郑建平. 2009. 辽西北票蓝旗组火山岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成[J]. 岩石学报,25(12): 3287- 3297.

内蒙古自治区地质矿产局. 1997. 内蒙古自治区岩石地层[M].武汉:中国地质大学出版社：1-344.

沈光银,薛清泼,高金铖. 2009. 大官厂铀钼多金属矿床控矿因素及找矿方向[J]. 有色金属(矿山部分),61(2): 32-35.

沈光银． 2007. 460铀钼矿床控矿因素及矿床成因探讨[J].矿产与地质,21(5):509-514．

宋彪,张玉海,万渝生,等.2002.锆石SHRIMP样品靶制作、年龄测定及有关现象讨论[J]. 地质论评, 48(增刊):26-30.

隋振民, 陈跃军. 2011. 大兴安岭东部花岗岩类锆石饱和温度及其地质意义[J]. 世界地质, 30(2):162-172.

覃锋,刘建明,曾庆栋,张瑞斌. 2008. 内蒙古小东沟斑岩型钼矿床的成矿时代及成矿物质来源[J]. 现代地质, 22(2):173-180.

唐克东. 1992. 中朝板块北侧褶皱带构造演化及成矿规律[ M] .北京:北京大学出版社：1-285.

王涛,刘燊. 2013.胶南花岗岩锆石饱和温度及其地质意义[J]. 矿物岩石地球化学通报,32(5):619-624.

王泽九,黄枝高,姚建新,等. 2014. 中国地层表及说明书的特点与主要进展[J]. 地球学报, 35(3):271-276.

韦忠良,张宏,柳小明,等. 2008. 张家口地区张家口组火山岩的LA-ICP-MS测年及其地质意义[J]. 自然科学进展,18(5):523-530.

巫建华,丁辉,牛子良,等.2015.张麻井U-Mo矿床围岩的地质时代及其地质意义[J].矿床地质, 34(4):757- 768.

巫建华,郭佳磊,祝洪涛,等.2017a.内蒙古东南缘芝瑞盆地流纹斑岩年代学、地球化学特征及地质意义[J]. 高校地质学报,23(3)：383-396.

巫建华,解开瑞,祝洪涛,等. 2016. 大兴安岭南端红山子盆地流纹岩的成因:元素和Sr-Nd-Pb同位素制约[J]. 吉林大学学报：地球科学版,46(6):1724-1739.

巫建华,刘晓东,郭国林,等.2012.沽源-红山子铀成矿带赋矿火山岩的岩石组合和地质时代[C]//中国核学会铀矿地质分会、中国核学会铀矿冶分会.全国铀矿大基地建设学术研讨会论文集(上):7.

巫建华,武珺,祝洪涛,等. 2013. 大兴安岭红山子盆地火山岩系岩石地层对比[J].高校地质学报, 19(3):472- 483.

巫建华,张婧妍,姜山,等. 2017b.冀北沽源铀矿田粗面岩的年代学、地球化学特征及岩石成因[J]. 地球化学,46(2):105-122.

吴福元,李献华,杨进辉,等.2007.花岗岩成因研究的若干问题[J]. 岩石学报,23(6):1217-1238.

吴元保,郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学研究及其对 U-Pb年龄解释的制约[J].科学通报, 49(16):1589-1604.

伍静,娄峰,李宏卫,等. 2011. 沽源盆地大官厂铀钼多金属矿床成矿机理及成矿预测[J]. 地学前缘,18(1): 133-140.

夏应冰,巫建华,姜山,等.2016.冀北大滩盆地粗面岩的年代学、地球化学特征及成因研究[J].高校地质学报,22(4):608-620.

解开瑞,巫建华,祝洪涛,等. 2016. 大兴安岭南端芝瑞盆地流纹岩年代学、地球化学及岩石成因[J].地球化学,45(3):249-267.

许欢,柳永清,旷红伟,等. 2014. 华北北部土城子组时代及中国陆相侏罗-白垩系界线探讨[J]. 地学前缘,21(2):203-215.

杨进辉,吴福元,邵济安,等. 2006. 冀北张-宣地区后城组、张家口组火山岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素[J]. 地球科学,31(1):71-80.

张宏,柳小明,高山,等. 2005a. 辽西凌源地区张家口组的重新厘定及其意义——来自激光ICP-MS锆石U-Pb年龄的制约[J]. 地质通报,24(2):110-117.

张宏,柳小明,张晔卿,等. 2005b. 冀北滦平—辽西凌源地区张家口组火山岩顶、底的单颗粒锆石U-Pb测年及意义[J]. 地球科学,30(4):387-401.

张宏,王明新,柳小明.2008. LA-ICP-MS测年对辽西-冀北地区髫髻山组火山岩上限年龄的限定[J]. 科学通报,53(15):1815-1824.

张宏,袁洪林,胡兆初,等.2005c. 冀北滦平地区中生代火山岩地层锆石U-Pb测年及启示[J]. 地球科学,30(6): 707-720.

张雅菲,巫建华,姜山,等.2016.冀北大滩盆地铀(钼)成矿流纹岩-花岗斑岩SHRIMP锆石U-Pb定年、地球化学及Sr-Nd同位素特征[J].岩石学报，32(1): 193-211.

赵越,陈斌,张拴宏,等. 2010. 华北克拉通北缘及邻区前燕山期主要地质事件[J]. 中国地质, 37(4):900-915.

祝洪涛,李继木,赵博,等.2014. 大兴安岭红山子盆地铀矿勘查新进展及其找矿意义[J]. 东华理工大学学报：自然科学版,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.