華北克拉通北緣張家口-宣化地區(qū)古生代-中生代巖漿構造活動與成礦作用*

甄世民 王大釗 白海軍 賈儒雅 王江 查鐘健 李陽 繆建普

1. 中國地質調查局發(fā)展研究中心，北京 100037 2. 自然資源部礦產(chǎn)勘查技術指導中心，北京 100083 3. 東華理工大學核資源與環(huán)境國家重點實驗室，南昌 330013 4. 河北省地礦局第三地質大隊，張家口 075000 5. 中國地質大學(北京)，北京 1000836. 安徽省地質測繪技術院，合肥 230022

華北克拉通是世界上最古老的克拉通之一(Zhao and Zhai, 2013)，自元古代以來，華北克拉通北緣經(jīng)歷了漫長的大陸邊緣演化過程，并保存了大陸裂解、被動大陸邊緣轉為活動大陸邊緣等地質記錄(Windleyetal., 2007; 張曉暉和翟明國, 2010)。顯生宙以來，華北克拉通北緣地區(qū)構造活動異常活躍，主要可分為四個階段：早奧陶世到晚志留世古亞洲洋的俯沖削減和弧-陸碰撞階段、早石炭世-早二疊世活動大陸邊緣演化階段、二疊紀末期至三疊紀微陸塊碰撞合并階段及侏羅紀-白堊紀的克拉通破壞階段(Zhangetal., 2009a; 趙越等, 2017)。華北克拉通北緣有大量金礦床產(chǎn)出，主要呈近EW向沿陰山-燕山邊緣隆起帶展布，自西向東可分為大青山成礦區(qū)(包括哈達門溝、賽因烏素、瓦廠溝等金礦床)、張家口成礦區(qū)(包括東坪、小營盤、中山溝、大白陽等金礦床)、燕山成礦區(qū)(包括金廠峪、峪耳崖等金礦床)、遼西成礦區(qū)(包括金廠溝梁、排山樓等金礦床)和長白山成礦區(qū)(包括夾皮溝、五龍、小佟家堡子等金礦床)(Hartetal., 2002; Deng and Wang, 2016)。區(qū)內金礦化主要發(fā)生在～350Ma、～250Ma、～200Ma、～180Ma、～150Ma和～129Ma等6個時期，礦床往往經(jīng)歷了多期地質作用疊加，具有明顯的繼承性特點。

河北省張家口-宣化地區(qū)(張宣地區(qū))位于華北克拉通北緣中段，區(qū)內自顯生宙以來構造活動頻繁，主要可分為四個階段：早奧陶世至晚志留世古亞洲洋的俯沖削減和弧-陸碰撞階段、早石炭世至早二疊世期間活動大陸邊緣演化階段、二疊紀末期至三疊紀期間各微陸塊碰撞合并階段及三疊紀-侏羅紀的克拉通破壞階段(Zhangetal., 2009a; 趙越等, 2017)。早古生代時期，古亞洲洋開始向華北克拉通俯沖；泥盆紀時期，大量的堿性巖和少量的基性-超基性巖產(chǎn)出(Miaoetal., 2002)；早石炭世-早二疊世期間華北克拉通北緣為活動大陸邊緣，古亞洲洋俯沖至華北板塊這一過程使古老下地殼發(fā)生深熔作用；二疊紀末期至三疊紀期間各陸塊碰撞合并，屬于后碰撞/后造山的伸展環(huán)境；隨后，華北克拉通巖石圈發(fā)生減薄，但減薄的開始時間尚存較大爭議。中生代時期，由于古亞洲洋的閉合和太平洋的俯沖，中國東部近東西向的構造域向北北東向轉換，并在燕山期達到頂峰，形成燕山運動(馬寅生等, 2002)。張宣地區(qū)產(chǎn)出大量金礦床，主要集中在赤城、崇禮和宣化地區(qū)，被稱為河北省的“金三角”，是我國重要的金產(chǎn)地之一。區(qū)內金礦床多以富含碲化物為特征，其中小營盤與東坪金礦床為大型礦床；后溝、韓家溝、中山溝和水晶屯等金礦床屬于中型礦床；趙家溝、金家莊、西坪和大營盤等屬于小型礦床。

雖然前人對張家口-宣化地區(qū)的巖漿巖進行了較多研究(Jiang, 2005; Jiangetal., 2007, 2009; Zhangetal., 2010; 包志偉等, 2003; 李長民等, 2014; 張招崇, 1995)，但缺乏對古生代-中生代巖漿-構造-成礦系統(tǒng)的整體認識。為此，本文在收集前人研究成果的基礎上，結合最新獲得的區(qū)域構造、巖漿巖年齡、地球化學和Lu-Hf同位素數(shù)據(jù)，對張家口-宣化地區(qū)古生代-中生代巖漿活動的侵位序列、巖石成因和成巖構造背景進行綜合分析，探究區(qū)內古生代-中生代巖漿-構造演化過程，探討巖漿活動與成礦作用，建立成礦模型。該研究將為了解華北克拉通北緣巖漿-構造-成礦演化系統(tǒng)提供重要線索，并對區(qū)內的進一步找礦勘探實踐提供重要的參考依據(jù)。

1 區(qū)域地質概況

張宣地區(qū)位于華北克拉通北緣中段(圖1a)，燕山山脈與大興安嶺-太行山脈交匯部位，北部與興蒙造山帶相鄰。區(qū)內廣泛發(fā)育前寒武紀麻粒巖相變質地體，主要為太古宙和古元古代角閃巖相-麻粒巖相變質巖系(劉敦一等, 1997)。其中，太古宇桑干巖群主要分布于尚義-崇禮-赤城斷裂以南，由底端到頂端可劃分為5個組，分別為西葛峪組、水地莊組、花家營組、澗溝河組和艾家溝組，巖性主要為斜長角閃片麻巖、斜長角閃巖、二輝麻粒巖、磁鐵石英巖等角閃-麻粒巖相變質雜巖。該變質巖群由基性-酸性火山巖變質形成，變質程度深、退變質普遍(張招崇, 1995)。下元古界紅旗營子群主要分布于尚義-崇禮-赤城斷裂以北，可分為底部的大同營組和頂部的廟子溝組，巖性為含石墨斜長片麻巖、黑云變粒巖、斜長角閃巖、二云石英片巖、石英巖和大理巖等角閃巖相變質雜巖。中元古界長城系沉積建造出露甚少，僅分布于赤城-溫泉以南的深大斷裂內，與下伏紅旗營子群為不整合接觸，自下而上分常州溝組、串嶺溝組、團山子組、大紅峪組和高于莊組，巖性為砂礫巖、砂巖、黑色頁巖和碳酸鹽巖，部分地區(qū)發(fā)育“宣龍式鐵礦”。上元古界薊縣系主要出露于赤城以南，龍關以東地區(qū)，與下伏長城系整合接觸，自下而上分為楊莊組、霧迷山組、洪水莊組和鐵嶺組，主要為瀉湖蒸發(fā)巖和濱海-淺海沉積巖。上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)火山巖在區(qū)內分布廣泛，以不整合形式覆蓋在前寒武紀變質巖與水泉溝堿性雜巖體之上，自下而上分為白旗組和張家口組；白旗組以紫紅色和磚紅色凝灰質粉砂巖、凝灰質角礫巖、流紋質凝灰熔巖、紫灰-灰綠色安山巖和夾安山質角礫熔巖為主；張家口組火山巖在區(qū)內堆積厚度大，主要為磚紅色-紫褐色流紋質凝灰角礫巖、棕褐色粗面巖、粉紅色流紋質晶屑凝灰?guī)r和磚紅色凝灰質粉砂巖，總厚超6000m，屬晚侏羅世-早白堊世陸相火山沉積建造(韋忠良等, 2008)。

區(qū)內構造活動頻繁，斷裂極為發(fā)育，且具有長期活動的特點。區(qū)域性一級斷裂包括：(1)桑干-平泉構造(結合)帶南界深大斷裂，主體呈北東東向展布(圖1b)，大部分被中元古代至第四紀地層角度不整合覆蓋，線狀或帶狀負地形特征明顯，切穿多期變質變形疊加改造的糜棱巖；(2)桑干-平泉構造(結合)帶北界深大斷裂，主體呈北東-北東東向展布，局部呈北西西向展布(圖1b)，出露寬度達0.5～3km，該深大斷裂帶最初形成于桑干構造運動，并在遷西、阜平、五臺及呂梁等構造時期發(fā)生強烈活動；(3)尚義-崇禮-赤城斷裂，走向東西，通過尚義、赤城、承德到平泉截止，全長470km(圖1b)；該斷裂具有復雜的演化歷史，其形成于太古宙末期，至中新生代斷裂活動依舊劇烈；該斷裂導控元古代及古生代巖漿巖的侵位，并為成礦提供有利的構造環(huán)境(李少眾和靳光成, 2000)；據(jù)衛(wèi)星遙感影像解譯，尚義-崇禮-赤城斷裂及其次級斷裂控制著區(qū)內金礦床的分布，如NWW向的楊木洼-炮梁斷裂控制著楊木洼、下兩間房、后溝等金礦的分布，中山溝-上水泉斷裂則控制著中山溝、王子府、東坪等金礦的分布，東坪金礦處于隱伏的NNE和NW向兩組斷裂構造的交匯部位；(4)上黃旗-烏龍溝斷裂，是區(qū)域上大興安嶺-太行山斷裂帶的南部，走向北北東，由沫源經(jīng)涿鹿、赤城、豐寧至上黃旗，全長470km；該斷裂帶形成于新太古代，新近紀仍有繼承性活動，周邊出露串珠狀分布的燕山期花崗巖及火山巖，形成NNE向構造巖漿帶(圖1b),該深斷裂帶初始破裂時期為中侏羅世末或晚侏羅世初，劇烈變形時期為白堊紀。

圖1 張宣地區(qū)大地構造位置(a)及區(qū)域地質簡圖(b)(據(jù)甄世民等, 2019(1)甄世民, 白海軍, 賈儒雅, 姚磊, 張志輝, 陳輝, 陶文, 龐振山, 程志中, 薛建玲, 左群超. 2019. 河北省宣化-豐寧礦集區(qū)找礦預測子項目成果報告)

區(qū)內二級斷裂包括：(1)上太子城-溫泉斷裂，走向東西，長約27km，穿過水泉溝雜巖體、小張家口超基性巖體和溫泉花崗巖體(圖2)；(2)西三間房-沃麻坑斷裂，走向東西，長約45km，與上太子城-溫泉斷裂近于平行，穿過水泉溝雜巖體和小張家口超基性巖體(圖2)；(3)韓家溝-谷嘴子-場地斷裂，走向北西-南東，長約30km，切過水泉溝雜巖體張家口組火山巖(圖2)。區(qū)內存在較多韌性剪切帶，其經(jīng)歷了韌性變形→脆韌性變形→脆性變形的變形變質過程，海西期末-燕山期是韌性剪切帶活化的主要階段，明顯的表現(xiàn)是以水泉溝雜巖體遭受了強烈的韌性剪切變形，形成了各種不同變形程度的糜棱巖。

圖2 張宣地區(qū)地質礦產(chǎn)圖(據(jù)Zhen et al., 2020)1-第四系；2-侏羅系火山巖；3-長城系；4-紅旗營子群；5-桑干群艾家溝組；6-桑干群水地莊組；7-桑干群澗溝河組；8-花崗巖；9-角閃二長巖；10-輝石角閃巖；11-石英二長巖；12-角閃二長花崗巖；13-正長巖；14-輝石巖；15-元古宇花崗片麻巖；16-太古宇花崗片麻巖；17-太古宇變質云英閃長巖；18-混合巖帶；19-斷裂帶；20-小-大型金礦床Fig.2 Sketch map of geology and ore deposits of the Zhangjiakou-Xuanhua area (modified after Zhen et al., 2020)1-Quaternary; 2-Jurassic volcanic rocks; 3-Changcheng System; 4-Hongqiyingzi Group; 5-Aijiagou Formation, Sanggan Group; 6- Shuidizhuang Formation, Sanggan Group; 7-Jiangouhe Formation, Sanggan Group; 8-granite; 9-hornblende monzonite; 10-pyroxene amphibolite; 11-quartz monzonite; 12-hornblende monzogranite; 13-syenite; 14-pyroxenite; 15-Proterozoic granitic gneiss; 16-Archean granitic gneiss; 17-Archean metamorphic tonalite; 18-migmatite belt; 19-faults; 20-small and large gold deposits

區(qū)內褶皺構造主要發(fā)育于桑干群和紅旗營子群。桑干群經(jīng)歷了三期褶皺變形：遷西運動期間形成了一系列束帶狀褶皺構造，由中等開闊的背向形構造相間組成，褶皺軸跡呈北西向至北東向展布；阜平運動期間，以同向擠壓疊加為特征，使大部分已形成的束帶狀褶皺構造變成緊閉同斜褶皺，將前期褶皺翼部的不對稱指向小褶皺多改造成片內無根褶皺，同時在部分地段也有一些同向寬緩的背向形褶皺構造形成；經(jīng)過阜平運動同向擠壓疊加的改造，桑干群進一步褶皺隆起，圍繞桑干巖群呈半環(huán)帶狀分布，構成了懷安復式穹窿狀褶皺隆起帶的翼部。紅旗營子群的褶皺變形相對較弱，可分為兩期：五臺運動期間，紅旗營子群中的褶皺構造以繼承大陸邊緣盆地形成的大型至巨型復式向形構造為特征，由一系列束帶狀中等開闊的背向形構造相間組成，褶皺軸跡呈北西西向至近東西向展布； 呂梁運動期間， 以近南北向同向擠壓疊加為特征，使部分已形成的中等開闊束帶狀褶皺構造變成緊閉褶皺、少數(shù)變成倒轉同斜褶皺和平臥褶皺，并將前期褶皺的附屬小褶皺改造成片內無根褶皺(張招崇, 1995; 甄世民等, 2019)。

區(qū)內巖漿巖具有多期次、分布廣及巖石類型豐富的特點。太古宙侵入巖主要分布在尚義-赤城-隆化以南地區(qū)，巖性主要為橄欖巖、輝長巖、閃長巖及花崗巖等，如東營盤、八道河、大光頂、溫泉和九神廟等巖體。顯生宙以來，區(qū)內巖漿活動頻繁，形成水泉溝堿性雜巖體、響水溝花崗巖、上水泉花崗巖及大面積張家口組火山巖等一系列巖漿巖(圖2; Jiangetal., 2007; 包志偉等, 2003)，各巖漿巖地質特征見下文。

2 研究區(qū)古生代-中生代巖漿巖地質特征

水泉溝堿性雜巖體呈巖基狀侵位于太古宇桑干群澗溝河組變質巖中，巖體總體呈近東西向狹長帶狀出露，東西長約55km，南北寬5～8km，面積約340km2(圖2; 李長民等, 2014)。西部巖段以中粗粒輝石角閃巖、角閃正長巖、角閃二長巖類組合為主，主要見于中山溝、下雙臺、營盤地一帶；中部巖段以含霓輝石的中細粒正長巖-細晶巖類組合為主(圖3a, b)，主要見于水泉溝、西坪、東坪一帶；東部巖段以含黑榴石的中細粒正長巖-石英正長巖類組合為主，部分地段可見堿長花崗巖小巖株或巖脈侵入于石英正長巖中，主要見于大南山、趙家溝、石垛口、后溝一帶。巖體的西段和中段被上侏羅統(tǒng)張家口組酸性、中酸性火山熔巖和火山碎屑巖等不整合覆蓋，其北部、東部和南部分別被紅花梁、溫泉和上水泉3個燕山期花崗巖所侵入(圖2)。雜巖體與圍巖太古宇桑干群變質巖呈侵入接觸關系，在巖體東段后溝一帶，可見雜巖體與圍巖呈斷層接觸，邊緣混染帶不發(fā)育。在巖體南側的場地、東坪與巖體北側的下雙臺、下兩間房一帶均存在數(shù)十米寬的混染帶，巖體的邊部含有圍巖捕虜體和大小不一的包體(直徑0.5～20cm)，包體巖性為紅旗營子群角閃斜長片麻巖和斜長角閃巖，巖體內部包體變小而趨于消失。雜巖體內不同巖性之間一般無明顯界線，多為漸變過渡關系(如西段的中粗粒角閃正長巖與角閃二長巖即為漸變過渡關系)，局部地段可見不同巖性之間為侵入接觸關系(如東段后溝一帶可見堿長花崗巖小巖株或巖脈與石英正長巖呈侵入接觸關系)。

圖3 張宣地區(qū)巖漿巖野外及鏡下照片水泉溝正長巖野外照片(a)及鏡下照片(b)；紅花梁二長花崗巖野外照片(c)及鏡下照片(d)；谷嘴子巨斑狀花崗巖野外照片(e)及鏡下照片(f)；響水溝似斑狀花崗巖野外照片(g)及鏡下照片(h)；上水泉花崗巖野外照片(i)及鏡下照片(j)；轉枝蓮閃長巖野外照片(k)及鏡下照片(l)；象山花崗閃長巖野外照片(m)及鏡下照片(n)；北柵子花崗巖野外照片(o)及鏡下照片(p)；井兒洼粗安巖野外照片(q)及鏡下照片(r)；張家口組流紋巖野外照片(s)及鏡下照片(t). Amp-角閃石；Kfs-鉀長石；Kln-高嶺土；Ms-白云母；Pl-斜長石；Qtz-石英；Ser-絹云母Fig.3 Field photos and microphotographs of magmatic rocks in the Zhangjiakou-Xuanhua areaField photograph (a) and microphotograph (b) of the Shuiquangou syenite; field photograph (c) and microphotograph (d) of the Honghualiang monzogranite; field photograph (e) and microphotograph (f) of the Guzuizi giant porphyritic granite; field photograph (g) and microphotograph (h) of the Xiangshuigou porphyritic granite; field photograph (i) and microphotograph (j) of the Shangshuiquan granite; field photograph (k) and microphotograph (l) of the Zhuanzhilian diorite; field photograph (m) and microphotograph (n) of the Xiangshan granodiorite; field photograph (o) and microphotograph (p) of the Beishanzi granite; field photograph (q) and microphotograph (r) of the Jingerwa trachyandesite; field photograph (s) and microphotograph (t) of the Zhangjiakou formation rhyolite. Amp-amphibole; Kfs-K-feldspar; Kln-kaoline; Ms-muscovite; Pl-plagioclase; Qtz-quartz; Ser-sericite

紅花梁二長花崗巖分布在馬丈子-新洞坑-張寺溝一帶，近EW向展布(圖2)，主要巖性為灰白色-肉紅色細粒-中粗粒二長花崗巖(圖3c)。巖石呈花崗結構，主要成分為奧-中長石(<40%)、堿性長石(>30%)、石英(>20%)及黑云母(<5%)(圖3d)。巖體侵入桑干群變質巖和水泉溝正長巖中，局部被下白堊統(tǒng)張家口組覆蓋。

谷嘴子巨斑狀花崗巖分布在羅家營、谷嘴子一帶，呈巖株狀侵入太古宇桑干群(圖2)。巖石呈巨斑狀結構(圖3e)，斑晶主要為條紋長石，呈板狀自形晶，多大于2cm，斑晶約占50%左右，基質為花崗結構(圖3f)。

響水溝似斑狀花崗巖出露于響水溝村西南側，地表出露似腎狀，面積約1km2，略向南西傾斜，圍巖為太古宇桑干群(圖2)。巖石呈肉紅色，似斑狀結構，基質為等?；◢徑Y構，塊狀構造(圖3g)。主要礦物由中-更長石、鉀長石(條紋長石、微斜長石和少量正長石)、石英及黑云母組成(圖3h)。斑晶主要為條紋長石、石英以及少數(shù)中-更長石，含量達50%左右。條紋長石斑晶直徑多大于1cm，呈板狀，內部有斜長石包體；部分鉀長石呈粗粒圓形，被斜長石包裹，具環(huán)斑結構；石英斑晶直徑達1cm左右呈他形球粒狀聚晶出現(xiàn)。

小張家口基性-超基性巖出露于小張家口-于家溝一帶，尚義-崇禮-赤城斷裂南部，巖體侵入長城系地層和水泉溝雜巖體中，呈東西向蝌蚪狀分布，長約10km，寬0.15～1.5km(圖2)。巖性主要為透輝石巖、橄欖透輝石巖和純橄欖巖，蛇紋石化強烈。輝石巖由單斜輝石(70%～90%)、斜方輝石(5%～15%)、鈦-磁鐵礦(<5%)和磷灰石(<5%)組成，堆晶結構常見。

上水泉花崗巖分布于窯子灣-上水泉一帶，尚義-崇禮-赤城深大斷裂帶南側，呈不規(guī)則的橢圓形，面積約15km2(圖2)。主要巖性為淺肉紅色中粒-中粗粒黑云母花崗巖(圖3i)，礦物成分為鉀長石(25%～30%)、斜長石(35%～40%)、石英(25%～30%)、黑云母(<5%)及螢石(<5%)(圖3j)。巖石中晶洞發(fā)育，常見石英晶簇，且存在大量鉀長花崗巖細脈。巖體侵入水泉溝堿性雜巖體和桑干群變質巖中。

轉枝蓮閃長巖分布于營岔一帶，主要巖性組合為深灰色中細粒-中粒輝石閃長巖(圖2)。巖石呈深灰色(圖3k)，半自形粒狀結構，礦物主要為中長石65%、普通輝石10%～15%、紫蘇輝石5%，黑云母4%～5%，石英4%～5%，副礦物有磁鐵礦、磷灰石及金紅石等(圖3l)。

象山花崗閃長巖主要分布于楊家營、關底一帶，出露面積0.5km2，呈舌狀侵入于長城系地層中(圖2)。巖石呈淺灰色，帶褐綠色調，粗?；◢徑Y構，塊狀構造(圖3m)，主要由斜長石(60%)、鉀長石(15%)、石英(15%)、黑云母(5%)和角閃石(5%)組成(圖3n)。斜長石呈完好的自形柱體;石英分布其間隙中，晶體發(fā)育受到限制，呈他形。巖體球狀風化顯著。

北柵子花崗巖分布于北柵子、青羊溝、老王溝一帶，呈NW向帶狀展布，出露面積約3km2(圖2)，主要巖性組合為淺肉紅色中粒-中粗粒黑云母花崗巖(圖3o)。巖石呈花崗結構、文象結構，礦物有微斜條紋長石(45%)、更長石(25%)、石英(20%～25%)、黑云母(>5%)，副礦物有鋯石、磷灰石及磁鐵礦等(圖3p)。巖體侵入桑干群變質巖和水泉溝雜巖體中，被張家口組不整合覆蓋。

井兒洼粗安巖-英安巖分布于龐家堡北部，趙川鎮(zhèn)鄉(xiāng)東部(圖2)，為一套粗面安山巖、安山巖、英安巖的一套火山巖，具明顯斑狀結構和粗面結構(圖3q)，綠泥石化強烈，斑晶主要為長石和石英(圖3r)。井兒洼火山巖內發(fā)育象山銅礦床。

張家口組火山巖在區(qū)內廣泛出露，為一套中酸性的火山巖、火山碎屑巖，巖性以英安巖、粗面巖和流紋巖為主。具明顯流動構造及斑狀結構、凝灰結構、粗面結構(圖3s)。斑晶主要為石英斑晶、長石斑晶，基質為隱晶質長石、石英及巖屑、玻屑等(圖3t)。

3 樣品測試分析方法

本文研究分別采集水泉溝正長巖、響水溝似斑狀花崗巖、象山花崗閃長巖、青羊溝黑云母二長花崗巖、井兒洼粗安巖-英安巖及張家口組流紋巖樣品進行鋯石U-Pb年齡、Hf同位素及主微量元素測試。

3.1 鋯石U-Pb年齡、Hf同位素分析方法

鋯石的U-Pb年齡和Hf同位素測試在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室利用LA-ICP-MS完成，采用GeoLas 2005激光剝蝕系統(tǒng)。本次測試的激光束斑和頻率分別為32μm和5Hz分析，測試過采用20s左右的空白信號和50s左右的樣品信號。采用數(shù)據(jù)處理軟件ICPMSDataCal完成對空白信號及樣品信號的選擇、儀器靈敏度校正及年齡等的處理(Liuetal., 2008)。采用91500為標樣做數(shù)據(jù)校正，利用軟件Isoplot/Ex_ver3完成年齡諧和圖的制作和年齡加權平均計算(Ludwig, 2003)。

鋯石原位Hf同位素分析儀器為Geolas2005準分子激光剝蝕系統(tǒng)(LA-MC-ICP-MS)和Neptune PLUS多接收等離子質譜，剝蝕直徑為44μm，分析點位于鋯石U-Pb測年分析點附近。分析過程中鋯石標準91500的176Hf/177Hf測試加權平均值為0.282308±30(2σ，n=4)，在文獻報道的誤差范圍內。數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal(Liuetal., 2008)。

3.2 巖石主微量元素分析方法

主微量元素測試在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室進行。主量元素應用XRF分析方法測定，儀器為美國ThermoElectron公司的ARLADVANTXP+掃描型波長色散X射線熒光光譜儀，測試精度在1%以內。微量元素和稀土元素采用高壓釜酸溶法，應用ICP-MS分析方法測定，儀器為美國AGILENT科技有限公司的Agilent 7500Ce ICP-MS，測試精度為5%，Nb、Ta、Zr、Hf的精度為10%。詳細分析流程參照劉穎等(1996)。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年齡和Lu-Hf同位素

對水泉溝正長巖、響水溝似斑狀花崗巖、井兒洼粗安巖-英安巖、象山花崗閃長巖、青羊溝黑云母二長花崗巖和張家口組流紋巖樣品進行鋯石挑選，各樣品鋯石均較完整，破損小，CL圖像具有明顯震蕩環(huán)帶，為典型巖漿鋯石(圖4)。各樣品鋯石U-Pb年齡和Lu-Hf同位素測試結果分別見表1和表2。

圖4 張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿巖鋯石CL圖像Fig.4 Zircon CL images of the Paleozoic-Mesozoic igneous rocks from the Zhangjiakou-Xuanhua area

表1 張宣地區(qū)巖漿巖鋯石U-Pb年齡

續(xù)表1Continued Table 1測點號232Th238U(×10-6)Th/U同位素比值年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ-14832130.390.05990.00370.30880.01770.03780.0006598131273142394-152144310.500.05130.00230.24930.01110.03490.000425410422692213JEW-01井兒洼粗安巖-英安巖-155770.720.05820.01510.20440.05370.02590.00155394941894516510-241960.430.07230.02370.17840.03840.02470.0014994710167331588-32503090.810.05260.00570.18810.01510.02720.0008309248175131735-425450.550.05680.02020.16740.04890.02450.00154836371574315610-52063410.600.05230.00590.18130.01460.02590.0008298292169131655-660830.720.05260.01140.20020.03130.02780.0012309431185261777-7991200.830.06820.01770.18600.04240.02580.0011876558173361647-81111640.680.08000.01840.19280.03180.02420.00111198469179271547T-PM00-1象山花崗閃長巖-1811000.810.05860.00520.15760.01230.02010.0004550201149111283-21181220.960.05880.00620.15420.01500.02030.0004567232146131293-384900.940.05600.00560.15250.01360.02100.0006454222144121344-42271841.230.06420.00510.19120.01550.02150.0005746167178131373-51801860.970.05500.00380.16310.01010.02210.000440915315391412-63032311.310.12690.00930.42970.03480.02310.00042055130363251473-775980.770.05370.00510.15730.01230.02200.0005367219148111403-81502020.740.04950.00340.14680.00870.02170.000417215913981382-91231081.130.19410.01260.67540.04790.02460.0007277773524291574-1070940.740.09710.04820.32370.20980.02120.0005156910762851611353-111051540.680.05290.00350.14680.00840.02100.000432415613971343-1256690.810.05360.00630.15090.01500.02110.0006354268143131354-1472930.780.06130.00580.17070.01300.02150.0005650204160111373-151061420.750.09740.04200.32050.15620.02370.000515768942821201513-164052871.410.04890.00270.13600.00700.02010.000314616213061282-171391291.080.04400.00520.14140.02020.02260.0005--134181443-181261540.810.05610.00380.16360.01070.02140.000445415015491373-191001260.790.05600.00450.16050.01150.02100.0004454184151101343-201401480.940.05160.00410.15070.01010.02140.000433318514391373-211341450.920.05110.00430.14750.01130.02100.0004256198140101343-221131450.780.12170.01080.43820.03970.02420.00061983158369281544-231041090.950.05250.00470.15020.01120.02160.0004306206142101383-2459730.810.05300.00700.15540.01490.02330.0006328278147131494-251461770.820.06520.00700.20470.02250.02350.0004783197189191503-263412251.520.05840.00390.18060.01070.02280.000354614516991452-271221520.800.04840.00410.14660.01010.02270.000512018513991453-2956710.790.05700.00640.16580.01560.02240.0006500250156141434-3072950.760.05870.00610.17000.01600.02210.0009567223159141416-321441820.790.06070.00510.17830.01540.02160.0004628182167131373-331331520.880.05110.00530.16430.01430.02500.0006256217154121594-341921970.970.05110.00370.15470.01020.02190.000425617014691402-351031031.000.05660.00550.15810.01330.02090.0004476212149121333

續(xù)表1Continued Table 1測點號232Th238U(×10-6)Th/U同位素比值年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σB0169青羊溝黑云母二長花崗巖-14041922.100.05030.00190.14020.00510.02050.00022068913351312-211005691.930.07390.00450.21050.01470.02010.00021039128194121281-33112371.310.04800.00200.13200.00530.02010.0002102-10312651281-43923491.120.11490.00740.36310.02560.02170.00031880117315191382-56023791.590.08560.00540.25510.01770.02090.0003132990231141332-65521763.130.04790.00240.12540.00660.01900.00029811512061211-764511.260.05610.00380.17800.01140.02320.0004457150166101483-84902412.040.05000.00180.13280.00470.01930.00021988512741231-94121832.240.04670.00210.12830.00570.02010.00023210712351281-107063711.900.05810.00280.18110.01160.02170.0003600101169101382-116734301.570.05020.00150.13920.00380.02010.00022116713231281-1211356471.750.05510.00120.15300.00360.02010.00024175014531281-134753041.560.05290.00210.16320.00710.02230.00033249115361422-142221741.270.18580.01070.67340.05000.02380.0005270595523301523-152531811.400.04590.00220.12420.00590.01970.0003error11951262-163632071.750.05490.00280.16430.00850.02170.000340910815471382-171701720.990.05530.00300.16020.00840.02120.000343312015171352-1860461.300.05370.00540.14470.01240.02010.0005367223137111283-1910465591.870.04710.00130.14080.00400.02160.0002546313441381-2013166032.180.05010.00140.13950.00410.02010.00022113213341281ZJK-1張家口組流紋巖-151441.170.05130.00640.14340.0130.02140.000525426313611.61363.4-254471.150.05560.00690.15820.01480.02240.0007435284149131434.3-371561.270.05150.00610.14810.01390.02140.000526525214012.31363.1-446401.160.05430.0070.14640.0140.02130.000638929713912.41363.5-5101521.950.05330.00990.16360.02280.02390.001234338015419.91527.3-649491.010.07330.0110.1720.01640.01880.0007102030816114.21204.6-741351.180.05890.00820.16540.01830.02170.000656130415515.91383.9-864591.080.07420.00820.19330.01890.01980.0006104822617916.11263.5-939341.150.06330.01180.13870.01040.02130.00077204041329.31364.5-10103621.660.05350.00550.14140.01150.02070.000535023513410.21323.3-1175581.290.05970.00590.15560.01130.02070.00055912151479.91323.1-1249411.180.05910.00820.14920.01180.02070.000656931014110.41323.7-131861051.770.04920.00430.1380.01010.02140.000415419613191362.6-1480501.60.04970.00610.13110.01240.0210.000518926712511.11343-1544371.190.05760.00840.14750.01430.02110.000552231914012.61343.4-1647421.120.10490.01240.29640.03180.02070.0006172221826424.91323.7-1749421.160.05580.00780.14740.01620.02120.000644331514014.41353.6-1857481.210.04630.00570.12990.01520.02090.000516.827012413.61333.3-192773810.730.05140.00240.15010.00680.02140.000325710714261361.8-20136781.750.05340.00560.14520.01260.0210.000534323913811.21342.9-2182531.540.08680.00740.23790.01570.02120.0005136716521712.81353.4

表2 張宣地區(qū)巖漿巖鋯石Lu-Hf同位素組成

續(xù)表2

水泉溝正長巖鋯石U-Pb年齡為400±2Ma(MSWD=0.76，圖5a)，與前人測試結果在誤差范圍內一致(Miaoetal., 2002; Baoetal., 2014)。鋯石176Lu/177Hf值為0.000173～0.001156，176Hf/177Hf值為0.281879～0.281970，εHf(t)為-22.9～-19.7，一階模式年齡tDM為1900～1768Ma，二階模式年齡tDMC為2833～2631Ma。

響水溝似斑狀花崗巖鋯石U-Pb年齡為231±3Ma(MSWD=2.50，圖5b)，與紅花梁二長花崗巖(235±2Ma, Jiangetal., 2007)和谷嘴子巨斑狀花崗巖(236±2Ma, Miaoetal., 2002)年齡一致，表明其為同一巖漿活動下的產(chǎn)物。鋯石176Lu/177Hf值為0.000544～0.001493，176Hf/177Hf比值為0.282142～0.282266，εHf(t)值為-17.4～-13.2，一階模式年齡tDM為1554～1409Ma，二階模式年齡tDMC為2361～2092Ma。

井兒洼粗安巖-英安巖鋯石U-Pb年齡為165±8Ma(MSWD=0.50，圖5c)，該年齡為首次在區(qū)內獲得。鋯石176Lu/177Hf值為0.001019～0.003179，176Hf/177Hf值為0.282271～0.282855，εHf(t)為-14.2～6.4，一階模式年齡tDM為597～1399Ma，二階模式年齡tDMC為811～2116Ma。

象山花崗閃長巖鋯石U-Pb年齡為137±2Ma(MSWD=4.40，圖5d)，表明其為燕山期侵位。鋯石176Lu/177Hf值為0.000322～0.001152，176Hf/177Hf值為0.281980～0.282090，εHf(t)為-25.1～-21.1，一階模式年齡tDM為1623～1787Ma，二階模式年齡tDMC為2530～2776Ma。

青羊溝黑云母二長花崗巖鋯石U-Pb年齡為130±2Ma(MSWD=2.40，圖5e)，與李創(chuàng)舉和包志偉(2012)獲得的北柵子巖體測試結果一致。鋯石176Lu/177Hf值為0.001472～0.002272，176Hf/177Hf值為0.282047～0.282122，εHf(t)為-22.9～-20.3，一階模式年齡tDM為1641～1726Ma，二階模式年齡tDMC為2470～2636Ma。

圖5 張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿巖鋯石U-Pb年齡Fig.5 Zircon U-Pb ages of the PaleozoicMesozoic igneous rocks from the Zhangjiakou-Xuanhua area

張家口組流紋巖鋯石U-Pb年齡為135±2Ma(MSWD=0.52，圖5f)，鋯石176Lu/177Hf值為0.000619～0.002535，176Hf/177Hf值為0.282225～0.282309，εHf(t)為-16.6～-13.4，一階模式年齡tDM為1318～1509Ma，二階模式年齡tDMC為2043～2241Ma。

4.2 全巖主微量特征

水泉溝正長巖、響水溝似斑狀花崗巖、象山花崗閃長巖、北柵子黑云母二長花崗巖和張家口組流紋巖全巖主微量元素測試結果見表3。

表3 張宣地區(qū)巖漿巖全巖主量(wt%)、微量(×10-6)元素組成

續(xù)表3

續(xù)表3

水泉溝正長巖具中等SiO2(63.60%～64.79%)，高Al2O3(18.80%～19.02%)、K2O(4.98%～6.49%)和Na2O(6.00%～7.23%)，K2O/Na2O比值為0.69～1.08。Fe2O3T、MgO和TiO2含量低，分別為1.31%～1.37%、0.06%～0.12%和0.11%～0.16%，Mg#為10～17。稀土總量為33.97×10-6～78.21×10-6，球粒隕石標準化稀土元素分布較平緩((La/Yb)N=2.22～22.01)，輕稀土較富集((La/Sm)N=2.10～4.99)，重稀土相對平穩(wěn)且有富集趨勢((Gd/Yb)N=0.75～2.17)，無Ce、Eu異常(Ce/Ce*=1.05～1.16、Eu/Eu*=1.07～1.15，圖6a)。原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖顯示水泉溝正長巖富集大離子親石元素，如Rb、Ba、Sr和Pb，虧損高場強元素，如Nb、Ta(圖6b)。水泉溝堿性雜巖體中的輝石閃長巖、角閃二長巖和正長巖的稀土和微量元素分布模式一致(圖6a, b)，其中輝石閃長巖的稀土元素總量稍高，表明其來源的一致性。細晶巖的稀土元素總量偏低，(La/Yb)N=0.78～2.57，明顯低于其他巖性，表明細晶巖的演化程度高，可能形成于流體-熔體共存的高演化巖漿體系。

圖6 張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)數(shù)據(jù)據(jù)Jiang (2005)、Jiang et al. (2007, 2009)、張招崇(1995)、田偉等(2007)、李創(chuàng)舉和包志偉 (2012)和本文Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized element spider diagrams for the Paleozoic-Mesozoic igneous rocks from the Zhangjiakou-Xuanhua area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)Data sources: Zhang (1995), Jiang (2005), Jiang et al. (2007, 2009), Tian et al. (2007), Li and Bao (2012), and this text

響水溝似斑狀花崗巖具有較高SiO2(61.36%～71.06%)，高的Al2O3(15.94%～20.21%)、K2O(3.34%～3.81%)和Na2O(3.26%～6.89%)含量，K2O/Na2O比值為0.55～1.06。Fe2O3T和MgO含量低，分別為0.93%～1.37%、0.26%～0.33%，Mg#為36～39。稀土總量為36.70×10-6～80.25×10-6，球粒隕石標準化稀土元素分布呈右傾模式((La/Yb)N=12.51～49.64)，輕稀土較富集((La/Sm)N=4.49～5.30)，重稀土相對平穩(wěn)((Gd/Yb)N=1.88～4.50)，無Ce、Eu異常(Ce/Ce*=1.01～1.03、Eu/Eu*=0.86～1.28，圖6c)。樣品富集大離子親石元素，虧損高場強元素(圖6d)。同期巖漿巖的稀土元素組成一致(除小張家口基性-超基性巖，圖6c, d)，表明其源區(qū)的一致性，但其微量元素比值，包括Rb/Sr=0.05～2.26、Ba/Rb=3.00～30.77、Ba/Sr=0.96～10.92、Nb/Ta=6.76～21.67的變化范圍大，可能存在巖漿混合。

象山花崗閃長巖SiO2含量較高(67.19%～71.18%)，具有中等Al2O3(11.83%～12.52%)、高的K2O(5.82%～7.18%)和低的Na2O(1.26%～1.49%)，K2O/Na2O比值大，為4.04～5.70。Fe2O3T和MgO含量高，分別為4.10%～5.65%、2.48%～3.72%，Mg#為58～65。稀土總量為146.0×10-6～170.2×10-6，球粒隕石標準化稀土元素分布右傾((La/Yb)N=15.39～22.59)，輕稀土富集((La/Sm)N=3.88～5.86)，重稀土平穩(wěn)((Gd/Yb)N=1.73～2.22)，無Ce異常(Ce/Ce*=0.99～1.06)，具輕微Eu負異常(Eu/Eu*=0.71～0.87，圖6e)。樣品富集大離子親石元素，虧損高場強元素(圖6f)。

青羊溝黑云母二長花崗巖具有高的SiO2(69.23%～74.30%)，中等Al2O3(13.45%～15.21%)，高的K2O(3.50%～5.51%)和Na2O(4.06%～5.63%)，K2O/Na2O比值為0.62～1.28。Fe2O3T、MgO和TiO2含量低，分別為1.29%～2.41%、0.52%～1.23%、0.19%～0.44%，Mg#為41～58。稀土總量為109.3×10-6～314.3×10-6，球粒隕石標準化稀土元素分布右傾((La/Yb)N=18.05～58.38)，輕稀土富集((La/Sm)N=3.98～4.97)，重稀土平穩(wěn)((Gd/Yb)N=1.97～4.49)，無Ce異常(Ce/Ce*=0.97～1.06)，Eu呈負異常(Eu/Eu*=0.38～0.90，圖6e)。樣品富集大離子親石元素，虧損高場強元素(圖6f)。同期巖漿巖的稀土和微量元素組成區(qū)別明顯，表現(xiàn)為Eu是否具有負異常，表明該時期巖漿演化及成巖過程較復雜。

井兒洼粗安巖-英安巖SiO2含量變化大(53.55%～66.57%)，較高Al2O3(13.53%～18.25%)，中等K2O(2.97%～3.67%)和Na2O(1.47%～3.88%)，K2O/Na2O比值為0.95～2.02。Fe2O3T和MgO含量高，分別為4.68%～7.59%、1.79%～2.67%，Mg#為35～57。稀土總量為229.8×10-6～502.4×10-6，球粒隕石標準化稀土元素分布右傾((La/Yb)N=10.29～19.08)，輕稀土富集((La/Sm)N=4.36～4.78)，重稀土平穩(wěn)((Gd/Yb)N=1.67～2.47)，無Ce異常(Ce/Ce*=1.01～1.05)，具輕微Eu負異常(Eu/Eu*=0.48～0.77，圖6g)。

張家口組流紋巖具有高的SiO2(74.94%～78.91%)，中等Al2O3(11.45%～15.50%)、K2O(1.88%～3.30%)和Na2O(0.10%～4.21%)，K2O/Na2O比值為0.78～18.80。Fe2O3T、MgO和TiO2含量分別為0.66%～1.97%、0.09%～0.11%和0.15%～0.28%。稀土總量為116.3×10-6～147.1×10-6，球粒隕石標準化稀土元素右傾分布((La/Yb)N=5.78～20.70)，輕稀土富集((La/Sm)N=3.29～5.96)，重稀土平穩(wěn)((Gd/Yb)N=1.20～1.78)，無Ce異常(Ce/Ce*=1.01～1.25)，不一致的Eu異常，其中一件樣品具有明顯Eu負異常(Eu/Eu*=0.16，圖6g)。原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖顯示張家口組流紋巖富集大離子親石元素，如Rb、Ba、Sr和Pb，虧損高場強元素，如Nb、Ta(圖6h)。

5 討論

5.1 成巖年齡

基于本次工作獲得的巖漿巖年齡，結合前人工作，對張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿巖成巖年齡進行統(tǒng)計，見圖7。區(qū)內巖漿巖主要形成于三個時期，分別為海西期、印支期和燕山期。

圖7 張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿巖成巖年齡統(tǒng)計圖年齡數(shù)據(jù)據(jù)Miao et al. (2002)、Jiang et al. (2007, 2009)、Cisse et al. (2017)、楊進輝 (2006)、李創(chuàng)舉和包志 (2012)、陳 (2013)、李長民 (2014)及本文Fig.7 Statistical diagram of diagenetic ages for the PaleozoicMesozoic igneous rocks from the Zhangjiakou-Xuanhua areaData sources: Miao et al. (2002), Yang et al. (2006), Jiang et al. (2007, 2009), Li and Bao (2012), Chen (2013), Li et al. (2014), Cisse et al. (2017) and this text

海西期巖漿巖主要為水泉溝堿性雜巖體，為區(qū)內分布范圍最大的巖體(圖2)。該雜巖性變化大，包括輝石閃長巖、角閃二長巖、正長巖和細晶巖等。不同巖性的成巖年齡跨度范圍大，為410～370Ma，峰值為398Ma和373Ma(圖7)，且具有東部年齡大、西部年齡小的特點(李長民等, 2014)，表明水泉溝堿性雜巖體為多期次連續(xù)侵位形成，該特點在堿性雜巖體中普遍存在(Shangguanetal., 2016; Decréeetal., 2019)。

印支期巖漿巖包括紅花梁花崗巖、谷嘴子花崗巖、響水溝花崗巖和小張家口基性-超基性巖，巖體侵位年齡集中，為240～220Ma，峰值為234Ma(圖7)。3個花崗巖體的年齡一致，礦物組成類似，且微量元素、鋯石Hf及全巖Sr-Nd同位素組成一致(圖6c, d、圖8、圖9)，表明三者為同一巖漿活動下的產(chǎn)物，小張家口基性-超基性巖的年齡為220Ma(田偉等, 2007)，為本次巖漿活動的晚期侵位形成。

燕山期巖漿巖在區(qū)內出露廣泛，侵入巖包括轉枝蓮閃長巖、象山花崗閃長巖、上水泉花崗巖和北柵子花崗巖，火山巖包括井兒洼粗安巖-英安巖和張家口組火山巖。成巖年齡跨度大，集中在160～120Ma，峰值為143Ma和130Ma(圖7)。其中143Ma為侵入巖年齡，130Ma為火山巖年齡。井兒洼粗安巖-英安巖年齡165±8Ma是區(qū)內首次報道，表明中侏羅世時，該地區(qū)已存在巖漿活動，可能指示華北克拉通破壞初期。

5.2 巖石成因

5.2.1 海西期巖漿巖

泥盆紀水泉溝堿性雜巖體巖性復雜，主要為輝石閃長巖、角閃二長巖、正長巖和細晶巖。張招崇和陳洪新(1997)認為水泉溝雜巖體存在兩種演化趨勢，分別為①輝石閃長巖→角閃二長巖→石英堿長正長巖→堿長花崗巖和②正長巖→霓輝正長巖→堿長正長巖。該雜巖體經(jīng)歷了強烈的后期蝕變作用，產(chǎn)出硅鈦鈰礦(Jiang, 2006)及稀土元素出現(xiàn)MW型的四分組效應(Zhaoetal., 2010)。水泉溝堿性雜巖體不同巖性之間具有時空關聯(lián)，且微量元素和同位素組成相近(圖6a, b、圖8b、圖9)，表明具有一致的物質來源，因此可用哈克圖解解釋巖漿的演化過程。哈克圖解中，TiO2、Fe2O3T、MgO隨SiO2含量的增加而減少(圖10)，指示巖漿經(jīng)歷了輝石、磁鐵礦、鈦鐵礦等礦物的分離結晶。Al2O3與Na2O隨SiO2含量的增加先增加后減少，且CaO隨SiO2含量的增加減少(圖10)，表明巖漿存在鉀長石和單斜輝石的分離結晶。上述的分離結晶過程與各巖性礦物組成一致，表明水泉溝堿性雜巖體不同類型的巖石之間是一個演化序列。微量元素組成表明，細晶巖的演化程度高，為巖漿演化末期流體-熔體共存階段的產(chǎn)物。

堿性巖漿通常由以下三種方式形成：(1)下地殼的部分熔融(Huang and Wyllie, 1981)；(2)地幔的部分熔融或堿性玄武巖分離結晶(Sutcliffeetal., 1990)；(3)幔源巖漿與殼源巖漿混合(Riishuusetal., 2005)。水泉溝堿性雜巖體的εHf(t)、εNd(t)值變化范圍大，落于1.5～3.0Ga下地殼演化線之間(圖8、圖9)，因此其可能形成于下地殼的高壓(>15kbar)部分熔融(Huang and Wyllie, 1981)。華北克拉通的下地殼主要由麻粒巖和片麻巖組成(Gaoetal., 1998)，實驗巖石學表明該類地殼高壓部分熔融會形成重稀土元素強烈虧損、Eu負異常明顯的巖漿巖，與水泉溝REE分布特點不符(圖6)。巖體εNd(t)值范圍為-13.2～-3.4(圖9)，鋯石εHf(t)的范圍為-26.7～-8.9(圖8b)，輝石閃長巖和角閃二長巖的鋯石εHf(t)值明顯高于正長巖和細晶巖。雖然張宣地區(qū)缺少大量泥盆紀基性巖，但在張家口西北部商都地區(qū)的三道溝和烏蘭哈達侵入體產(chǎn)出大量基性-超基性巖，其Hf和Nd同位素組成與水泉溝堿性雜巖體一致(Zhangetal., 2018)，因此，水泉溝堿性雜巖體的巖漿可能來源于富集巖石圈地幔。受俯沖作用影響的巖石圈地幔低程度的部分熔融可以形成堿性玄武質巖漿(Wyllie and Sekine, 1982)，但水泉溝堿性雜巖體中富硅的正長巖和細晶巖表明有地殼物質的混入。水泉溝堿性雜巖體的εNd(t)隨SiO2增加而減小(圖10i)，表明巖漿中有殼源物質的加入，Eu異常不明顯指示長石未分離結晶。Jiang (2005)認為水泉溝堿性雜巖體的巖漿經(jīng)歷了兩個演化階段，為早期橄欖石和輝石的結晶分異及晚期斜方輝石、角閃石及其他副礦物的結晶分異，兩個階段都存在殼源物質的混入。上述特征表明幔源巖漿在演化過程中經(jīng)歷了地殼的同化混染和分離結晶的共同作用(AFC, crustal assimilation and fractional crystallization; DePaolo, 1981)。水泉溝雜巖體東段巖性偏酸性，年齡～400Ma，εHf(t)值低，西段巖性偏基性，年齡～370Ma，εHf(t)值高，表明巖漿侵位初期殼源物質比例高，后期殼源物質減少，從而導致堿性巖和中酸性巖共存，進一步證實了堿性巖漿經(jīng)歷了AFC過程(Zhangetal., 2018; Decréeetal., 2019)。

圖8 張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿巖Hf同位素分布圖白乃廟地區(qū)巖漿巖Hf同位素據(jù)Zhang et al. (2014a);阿拉善地區(qū)巖漿巖Hf同位素據(jù)Liu et al. (2016);張宣地區(qū)巖漿巖Hf同位素據(jù)Jiang et al. (2007, 2009)、Cisse et al. (2017)、楊進輝等(2006)、田偉等(2007)、李創(chuàng)舉和包志偉(2012)、李長民等(2014)及本文；巖漿巖標志、圖例與圖6一致Fig.8 Scattergrams of Hf isotope compositions for the Paleozoic-Mesozoic igneous rocks from the Zhangjiakou-Xuanhua areaData sources: the Bainaimiao magma Hf isotope compositions from Zhang et al. (2014a); the Alxa magma Hf isotope compositions from Liu et al. (2016); the Zhangjiakou magma Hf isotope compositions from Yang et al. (2006), Jiang et al. (2007, 2009), Tian et al. (2007), Li and Bao (2012), Li et al. (2014a), Cisse et al. (2017) and this text. Magmatite symbols are consistent with Fig.6

圖9 張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿巖Sr-Nd同位素分布圖數(shù)據(jù)據(jù)Jiang (2005)、Jiang et al. (2007, 2009)、張招 (1995)、包志偉 (2003)、陳斌 (2008)和李創(chuàng)舉和包志偉 (2012)；巖漿巖標志、圖例與圖6一致Fig.9 Scattergrams of Sr-Nd isotope compositions for the Paleozoic-Mesozoic igneous rocks from the Zhangjiakou-Xuanhua areaData sources: Zhang (1995), Bao et al. (2003), Jiang (2005), Jiang et al. (2007, 2009), Li and Bao (2012) and Chen et al. (2008). Magmatite symbols are consistent with Fig.6

圖10 水泉溝堿性雜巖體哈克圖解數(shù)據(jù)據(jù)Jiang (2005)、Cisse et al. (2017)、張招崇 (1995)和本文；巖性標志、圖例與圖6一致Fig.10 Harker diagrams of the Shuiquangou alkaline complexData sources: Zhang (1995), Jiang (2005), Cisse et al. (2017) and this text. Magmatite symbols are consistent with Fig.6

堿性巖通常形成于碰撞后、裂谷或板內伸展構造背景(Eby, 1992; Whalenetal., 1987)，可為區(qū)內巖漿構造的演化過程提供重要信息。華北克拉通北緣產(chǎn)出大量泥盆紀堿性巖，如赤峰的紅山公園正長花崗巖(～387Ma, Shietal., 2010)、車戶溝正長花崗巖(～393Ma)、固陽的白采溝(～400Ma)、高家村(～396Ma)、三道溝堿性巖(～400Ma)等(Zhangetal., 2018)。早古生代時期，古亞洲洋向華北克拉通俯沖，形成470～440Ma的白乃廟巖漿島弧帶(Zhangetal., 2014a)，但該時期巖漿巖很少在華北克拉通北緣產(chǎn)出。泥盆紀時期，古亞洲洋持續(xù)俯沖，華北克拉通北緣處于活動大陸邊緣，白乃廟島弧帶和華北克拉通北緣發(fā)生弧陸碰撞，碰撞后的伸展導致巖石圈地幔的部分熔融，形成水泉溝堿性雜巖體(Zhangetal., 2010, 2018; 張曉暉和翟明國, 2010)。

5.2.2 印支期巖漿巖

張宣地區(qū)印支期巖漿巖包括基性-超基性巖和花崗巖，其中，小張家口基性-超基性巖的εHf(t)和εNd(t)值高，具有幔源特征，花崗巖εHf(t)和εNd(t)值較低，位于2.0～2.5Ga下地殼演化線之間(圖8和圖9)。區(qū)內三疊紀花崗巖具有高Sr低Y的特點，在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN圖解上落在埃達克巖區(qū)域(圖11)。目前對埃達克質巖漿來源主要有以下觀點：(1)洋殼板片部分熔融并混染地幔橄欖巖(Defant and Drummond, 1990)；(2)高壓環(huán)境下玄武質巖漿的部分熔融和分離結晶(Huangetal., 2008)；(3)含水地幔橄欖巖部分熔融(Stern and Hanson, 1991)；(4)地幔巖漿與地殼物質混合(Fuetal., 2012)；(5)下地殼低壓熔融，繼承源區(qū)巖石的高Sr低Y特征(Maetal., 2015)。

圖11 張宣地區(qū)三疊紀花崗巖埃達克巖判別圖解(底圖據(jù)Defant and Drummond, 1993)數(shù)據(jù)據(jù)Jiang et al. (2007)和本文Fig.11 Discrimination diagrams of adakitic rocks for the Triassic granites from the Zhangjiakou-Xuanhua area (base map after Defant and Drummond, 1993)Data from Jiang et al. (2007) and this text

三疊紀時期，古亞洲洋的俯沖活動已結束，埃達克巖不可能產(chǎn)自俯沖洋殼的部分熔融。高的SiO2含量排除了地幔橄欖巖的富水熔融(Martinetal., 2005)。玄武質巖漿中角閃石的分離結晶會使中稀土元素含量減少，Sr/Y和La/Yb比值增高(Moyen, 2009)，斜長石不同程度的分離結晶會使巖漿中Sr含量降低(Castilloetal., 1999)，兩者共同作用可形成埃達克質巖漿(Gaoetal., 2012)。三疊紀埃達克巖的La/Yb、Dy/Yb與SiO2之間無明顯線性關系，表明角閃石分離結晶不明顯，Sr與SiO2無線性關系，且無Eu負異常等，表明斜長石未分離結晶，因此其不是由玄武質巖漿分離結晶形成。三疊紀埃達克巖中存在環(huán)斑結構(鉀長石被斜長石包裹，圖3h)，該現(xiàn)象多形成于酸性和基性巖漿的混合作用(Vernon, 2004)。當基性巖漿注入到堿性巖漿，早期結晶的鉀長石由于在混合巖漿中不穩(wěn)定，部分被溶解且圓化，基性巖漿在鉀長石邊緣快速結晶，使鉀長石被斜長石包裹，形成環(huán)斑結構。其次，該巖漿巖主量元素和微量元素比值變化大(Rb/Sr=0.05～2.26、Ba/Rb=3.00～30.77、Ba/Sr=0.96～10.92、Nb/Ta =6.76～21.67)，顯示殼幔物質混合，以及與同時期的小張家口基性-超基性巖共存，表明三疊紀巖漿巖可能經(jīng)歷了一定程度的鎂鐵質巖漿和長英質巖漿的混合作用(Jiangetal., 2007; Maetal., 2015; 楊進輝等, 2005)。

三疊紀巖漿巖中含有大量前寒武紀繼承鋯石，表明巖漿源區(qū)存在古地殼物質。Gaoetal.(2012)認為繼承鋯石不能完全代表巖漿源區(qū)性質，其可能是巖漿上升過程中捕獲的圍巖中的鋯石，但Jiangetal.(2007)研究發(fā)現(xiàn)區(qū)內三疊紀巖漿巖中的繼承鋯石與巖漿鋯石具有相同的Hf同位素組成，證明了繼承鋯石為巖漿源區(qū)鋯石，并且εHf(t)和εNd(t)值以及模式年齡均指示源區(qū)為古老下地殼(圖8和圖9)。綜上所述，張宣地區(qū)三疊紀巖漿巖來源于地幔巖漿上涌引起的加厚下地殼的部分熔融，可能存在鎂鐵質巖漿和長英質巖漿的混合。

形成于島弧環(huán)境中的埃達克巖可以指示板塊俯沖過程，但形成于大陸內部埃達克巖的物質組成受源巖控制，不存在明確的構造意義(張超等, 2012)。華北克拉通北緣廣泛存在三疊紀巖漿巖(Jiangetal., 2007; Zhangetal., 2009b, 2014b; 田偉等, 2007)，巖性主要為基性-超基性巖、閃長巖、花崗閃長巖、正長巖和花崗巖等。古亞洲洋在二疊紀-三疊紀期間閉合，各陸塊相互碰撞合并(Jianetal., 2010; Lietal., 2014; 張超等, 2014)，華北克拉通北緣屬于碰撞后伸展環(huán)境。巖石圈的強烈伸展使熱的地幔巖漿上涌，熔融下地殼形成酸性巖漿，巖漿上涌侵位形成大量花崗巖和基性-超基性巖。

5.2.3 燕山期巖漿巖

張宣地區(qū)燕山期巖漿巖巖性復雜，侵入巖有閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖，火山巖有安山巖、粗面巖和流紋巖等。這些巖漿巖具有不同的地球化學組成，如轉枝蓮閃長巖具有高Sr低Y的埃達克巖特征，與三疊紀巖漿巖一致，而其他巖漿巖則偏向于弧巖漿巖，表明源區(qū)熔融條件存在差異(李創(chuàng)舉和包志偉, 2012)；上水泉花崗巖具低Al2O3、MgO，明顯Eu負異常的特點(圖6e, f)，在花崗巖分類圖上落入A型花崗巖區(qū)域(圖12)，其它巖漿巖的FeO/Al2O3值低，無明顯Eu異常，在花崗巖分類圖上落在I型、A型花崗巖邊界處(圖12)。Jiangetal.(2009)認為上水泉花崗巖屬于高分異花崗巖，而Yangetal.(2020)則將區(qū)內巖漿巖劃為A型花崗巖。研究表明，高分異花崗巖與A型花崗巖具有相似的地球化學特征，表現(xiàn)為高的Ga/Al比和Zr+Nb+Ce+Y值(Chappell and White, 1992; 吳福元等, 2017)，而A型花崗巖一個顯著的特點是形成溫度高，高分異花崗巖則不具備這一特征。晚侏羅世-早白堊世巖漿巖全巖鋯飽和溫度為750～850℃(表3)，低于A型花崗巖形成的最低溫度(900℃；孫金鳳和楊進輝, 2009)，因此應屬于高分異花崗巖。

圖12 張宣地區(qū)晚侏羅世-早白堊世巖漿巖A型花崗巖和高分異花崗巖判別圖解(底圖據(jù)Whalen et al., 1987)數(shù)據(jù)據(jù)Jiang et al. (2007, 2009)、李創(chuàng)舉和包志偉 (2012)及本文；巖性標志與圖6一致Fig.12 Discrimination diagrams of A-type and highly-fractionated granites for the Late Jurassic-Early Cretaceous igneous rocks from the Zhangjiakou-Xuanhua area (base map after Whalen et al., 1987)Data from Jiang et al. (2007, 2009), Li and Bao (2012) and this text. Magmatite symbols are consistent with Fig.6

燕山期巖漿巖的εHf(t)值變化較大，其中，井兒洼的εHf(t)值為-14.3～6.4，而其他巖漿巖的εHf(t)值位于2.0～3.0Ga下地殼的演化線之間(圖8和圖9)，結合(87Sr/86Sr)i值較分散(圖9b)，可知該時期的巖漿來源于華北克拉通古老下地殼的部分熔融，侵位過程經(jīng)歷了不同程度的分離結晶及殼幔物質混染(Jiangetal., 2009; Zhangetal., 2014b)。侏羅紀至白堊紀期間華北克拉通發(fā)生大規(guī)模的破壞，約100多千米的巖石圈破壞減薄(吳福元等, 2008)，導致大量巖漿活動(Yangetal., 2020; 翟明國, 2010; 趙越等, 2017)。目前華北克拉通巖石圈減薄開始的時間存在較大爭議：具體表現(xiàn)為減薄事件開始于三疊紀或更早時期(Xuetal., 2009)、中侏羅世(Gaoetal., 2004)、晚侏羅世(姜耀輝等, 2005)、早白堊世(吳福元等, 2008; Zhuetal., 2011)及晚白堊世(路鳳香等, 2006)。Zhangetal.(2014b)研究表明，華北克拉通巖石圈減薄是穿時的，可能克拉通的東緣和北緣首先發(fā)生破壞。該時期，華北克拉通北緣受多重構造疊加，包括古亞洲洋閉合、蒙古-鄂霍次克洋閉合后伸展、古太平洋的西向俯沖及印度板塊的北向俯沖等(翟明國和彭澎, 2007; Zhangetal., 2009c, 2012, 2014b)，這些造山運動在華北克拉通巖石圈減薄作用中發(fā)揮了重要的作用。張宣地區(qū)晚侏羅世-早白堊世巖漿巖成巖年齡為165～120Ma，與遼東、膠東、蘇北一帶堿性巖和雙峰式火山巖(孫金鳳和楊進輝, 2009)年齡一致，均為華北克拉通破壞的產(chǎn)物。

5.3 張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿-構造演化

根據(jù)張宣地區(qū)巖漿巖時代、類型和范圍等特點，結合區(qū)域構造演化過程，對區(qū)內古生代-中生代巖漿-構造演化過程進行總結。

早古生代開始，古亞洲洋板塊向華北板塊俯沖(Xiaoetal., 2003; Windleyetal., 2007)，使華北克拉通巖石圈地幔脫水變質(Liuetal., 2010)，形成白乃廟島弧帶(圖13a)。泥盆紀期間，巖漿巖在華北克拉通北緣大量出現(xiàn)，主要沿克拉通邊緣的深大斷裂帶分布，包括張家口水泉溝堿性雜巖體(～400Ma)、承德大廟孤山二長閃長巖(～390Ma, Zhangetal., 2007)及赤峰紅山公園鉀長花崗巖(～387Ma, Shietal., 2010)等。這些巖漿巖以高堿性為主，無或弱Eu負異常，低的初始87Sr/86Sr、負的εNd(t)和εHf(t)和老的Nd、Hf同位素模式年齡(Jiang, 2005; Zhangetal., 2007, 2010)，與水泉溝堿性雜巖體地球化學特征一致，(Jiangetal., 2007; Zhangetal., 2007)，形成于白乃廟島弧帶和華北克拉通北緣弧陸碰撞后的板片斷離環(huán)境(圖13b, Zhangetal., 2010)。

圖13 張宣地區(qū)古生代-中生代巖漿-構造演化模式圖(a)早古生代，古亞洲洋板塊向南俯沖到華北板塊之下；(b)泥盆紀，與古亞洲洋俯沖有關的板片斷離；(c)石炭紀-三疊紀，華北克拉通北緣處于碰撞后伸展環(huán)境；(d)侏羅紀-白堊紀，華北克拉通發(fā)生減薄Fig.13 Model of the Paleozoic-Mesozoic magmatic-tectonic evolution from the Zhangjiakou-Xuanhua area(a) during Early Paleozoic, the Paleo-Asian ocean subducted southward beneath the NCC; (b) during Devonian, slab break off with the subduction of the Paleo-Asian ocean; (c) during Carboniferous-Triassic, the northern margin of the North China Craton was under a post-collision extensional setting; (d) during Jurassic-Cretaceous, lithosphere of the North China Craton was thinning

古生代晚期到中生代早期，古亞洲洋與華北板塊碰撞，在華北克拉通北緣形成大量東西向帶狀分布的巖漿巖(Zhangetal., 2007, 2009a, b)。如大石寨組雙峰式火山巖(290～270Ma, 邵濟安等, 2015)、冀東東灣子基性巖(308±4Ma, Zhaoetal., 2007)和白云鄂博閃長巖-花崗巖(281±3Ma, 范宏瑞等, 2009)等。該時期巖漿巖SiO2含量變化大，以鈣堿性-高鉀鈣堿性為主，部分表現(xiàn)為埃達克巖特征，與安第斯型大陸弧巖漿巖一致(Zhangetal., 2009a)。該時期巖漿巖在張宣地區(qū)不發(fā)育。

華北板塊與蒙古微陸塊的碰撞時間為300～250Ma，碰撞位置位于索倫科爾-林西縫合帶(Xiaoetal., 2003; Windleyetal., 2007)。三疊紀時期華北克拉通北緣處于碰撞后伸展環(huán)境(圖13c)，形成大量高堿、高鉀性，具埃達克巖性質的巖漿巖，包括豐寧光嶺山花崗巖(254±3Ma, Zhangetal., 2009c)，遼西建平花崗巖(241±2Ma, Zhangetal., 2009c)，張宣地區(qū)谷嘴子、紅花梁和響水溝花崗巖等。該時期巖漿巖表現(xiàn)為高堿、高鉀性，部分具有明顯埃達克巖特征(Jiangetal., 2007)。Sr-Nd-Hf同位素組成變化大，εNd(t)和εHf(t)值較晚古生代到早中生代巖漿巖顯著升高，表明幔源成分的增多。并且小張家口超基性巖體(200±5Ma, 田偉等, 2007)的出露也表明幔源巖漿的存在。熱的幔源巖漿上升侵蝕下地殼，導致下地殼發(fā)生部分熔融，在經(jīng)歷MASH過程后(熔融、同化、儲集和均一)，上升到地表形成酸性巖體，而部分幔源熔體未經(jīng)過MASH作用直接上升到地表形成基性-超基性巖。

侏羅紀-白堊紀，華北克拉通受多重構造疊加作用的影響發(fā)生減薄(圖13d)，由克拉通邊緣開始，逐漸向內部擴展(Zhangetal., 2009b)，并在晚侏羅世出現(xiàn)大范圍的高鎂安山巖、英安巖和埃達克巖。侏羅紀早期巖漿活動在華北克拉通北緣出露少，主要發(fā)育于膠東半島、遼東半島和燕山褶皺帶最東部(Yangetal., 2005)，多為長英質巖石，僅在北京西山南大嶺組有玄武巖的報道(李曉勇等, 2004)。晚侏羅世-早白堊世巖漿巖在張宣地區(qū)廣泛分布，巖石類型和化學組成復雜，表明其形成過程中存在不同程度的分離結晶及上地殼混染(Yangetal., 2005; Zhuetal., 2012)，指示華北克拉通破壞達到頂峰。

總結，張宣地區(qū)在古生代-中生代主要經(jīng)歷了古亞洲洋俯沖和克拉通破壞過程。早古生代，古亞洲洋南向俯沖到華北克拉通之下，形成白乃廟島弧帶和北緣地區(qū)少量的巖漿巖(輝綠巖中繼承鋯石)；泥盆紀時期，張宣地區(qū)處于弧陸碰撞后的伸展環(huán)境，形成大量水泉溝正長巖類的堿性巖；二疊紀末期，古亞洲洋閉合，各微陸塊相互碰撞，張宣地區(qū)處于陸陸碰撞后伸展環(huán)境，形成大量安第斯型大陸弧巖漿巖；三疊紀-白堊紀，華北克拉通破壞開始，破壞由邊緣向內部逐步進行，在張宣地區(qū)形成大量高鎂安山巖和埃達克巖，并形成面積巨大的張家口組火山巖。

5.4 張宣地區(qū)古生代-中生代成礦作用

5.4.1 礦床空間分布特征

受古亞洲洋和古太平洋俯沖控制，華北克拉通北緣礦床在空間上具有明顯成區(qū)、成帶集中分布的特點，可劃分為3條一級東西向成礦帶與5條一級北東向成礦帶。東西向成礦帶自北向南依次為：圍場-赤峰-阜新金銀銅成礦帶、崇禮-豐寧-凌源金銀銅鉛鋅成礦帶和昌平-興隆-綏中金銅鉛鋅鉬成礦帶。北東向成礦帶自北西向東依次為張家口-涿鹿金鉛鋅成礦帶、圍場-豐寧-來源金銀鉛鋅鉬成礦帶、撰山子-承德-興隆金銀銅成礦帶、金廠溝梁-凌源-遷西金銅鉛鋅成礦帶和阜新-興城-昌黎金銀銅鉬成礦帶。各礦帶之間呈等距性分布，在東西向礦帶與北東向礦帶的交匯部位，形成多金屬礦化集中區(qū)(崔盛芹等, 2002)。

張宣地區(qū)位于崇禮-豐寧-凌源金銀銅鉛鋅成礦帶和張家口-涿鹿金鉛鋅成礦帶的交匯部位，區(qū)內礦產(chǎn)資源豐富，形成大量金礦床(如東坪、小營盤、中山溝和張全莊等)、鉛鋅礦床(如蔡家營、三義莊和三道溝等)和銀礦床(如彭家溝、孫家莊和金家莊等)，少量銅礦床(象山銅礦)和鉬礦床(張麻井和賈家營)。各礦種之間存在明顯分區(qū)，金礦床明顯集中產(chǎn)于宣化-崇禮-赤城三縣(區(qū))交界處，構成冀西北金礦集中區(qū)，而銀鉛鋅多金屬礦床則明顯成群成帶環(huán)繞金礦化集中區(qū)分布，形成蘭閆-蔡家營-彭家溝-火石溝-相廣巨大半環(huán)形銀鉛鋅多金屬礦成礦帶(圖1)。礦床尺度中，金礦脈多成近東西分布，尤其是在近東西向斷裂與近南北向、北東向、北西向斷裂構造的交叉復合部位之中；銀鉛鋅礦床產(chǎn)出部位多樣，部分產(chǎn)于巖體內外接觸帶中，部分產(chǎn)于侏羅紀火山盆地之中，部分產(chǎn)于太古代變質巖地層之中，主要與燕山期巖漿活動有關。

5.4.2 礦床時間分布特征

張宣地區(qū)作為華北克拉通北緣的一部分，兩者在成礦時限上具有一致性，可以分為海西期成礦、印支期成礦和與燕山期成礦(江思宏等, 2018)。

海西期早期，古亞洲洋的俯沖作用引起巖石圈地幔的部分熔融，導致大面積堿性巖的侵位，并提供成礦物質及元素運移沉淀的能量。該時期形成大量與堿性巖有關的金礦床，包括張宣地區(qū)的中山溝和東坪等礦床(～380Ma; 王大釗等, 2020)、沿烏拉山-大青山南麓深大斷裂分布的柳壩溝和哈達門溝金礦床(～380Ma; 侯萬榮, 2011; Zhangetal., 2017)以及研究區(qū)北部的白乃廟金銅礦床(445Ma; Lietal., 2012)。

海西期晚期，古亞洲洋俯沖趨于結束，形成大量以鈣堿性-高鉀鈣堿性為主的巖漿巖(Liu and Nie, 2015; Yangetal., 2016)。該時期金礦床與銅鉬礦床共同產(chǎn)出，包括沿烏拉山-大青山-集寧深大斷裂分布的十八頃壕、北腮忽洞、老羊壕、東伙房和后石花金礦床(282Ma; 王梁等, 2015)、畢力赫金礦床(261Ma; Yangetal., 2016)、賽因烏蘇金礦床(253Ma; Hartetal., 2002)、準蘇吉斑巖銅鉬礦床(298.1Ma; 劉翼飛等, 2012)及好力寶斑巖銅鉬礦床(265Ma; Zengetal., 2013)等。該時期的巖漿巖在張宣地區(qū)不發(fā)育，相應礦床也尚未發(fā)現(xiàn)。

進入印支期，大量高堿高鉀性巖漿巖侵位，在華北克拉通北緣形成大量250～220Ma的金礦床和鉬礦床。金礦床包括金廠峪金礦床(223±5Ma; Songetal., 2016)、柏杖子金礦床、金廠溝梁金礦床(244～245Ma; 侯萬榮, 2011)等。鉬礦床如查干花鎢鉬礦床(243Ma; 蔡明海等, 2011b)、查干德爾斯鉬鉍礦床(243Ma; 蔡明海等, 2011a)、大蘇計鉬礦床(223Ma; 張彤等, 2009)和撒岱溝門鉬礦床(237Ma; 張莉莉等, 2019)等。劉翼飛和江思宏(2017)研究發(fā)現(xiàn)，該時期在興蒙造山帶和華北板塊北緣內各形成1條鉬礦帶，兩者的巖漿源區(qū)均為巖石圈地幔，水化的巖石圈地幔的低程度批式脫水部分熔融形成富含成礦元素和揮發(fā)分的成礦巖漿，經(jīng)歷了多階段結晶分異和同化混染，最終侵位成礦。古生代銅礦床和中生代鉬礦床的成礦巖漿具有相似的特征，為大洋板塊俯沖過程中古老巖石圈脫水熔融的產(chǎn)物(劉翼飛和江思宏, 2017)。該時期，張宣地區(qū)礦床發(fā)育少，但產(chǎn)出大量高堿高鉀性巖漿巖，因此應存在成礦潛力。

燕山期華北克拉通北緣爆發(fā)大規(guī)模巖漿和成礦活動(毛景文等, 2003, 2005; 翟明國, 2010)，以金礦床和鉬礦床為多，如蘭家溝鉬礦床(182Ma; Hanetal., 2009)、肖家營子鉬礦床(166Ma; Daietal., 2009)、雞冠山鉬礦床(155Ma; 曾慶棟等, 2009)、五龍金礦床(127Ma; Yuetal., 2020)、金廠溝梁金礦床(120Ma; 王建平等, 1992)、東坪金礦床(140Ma成礦疊加; Baoetal., 2014; Lietal., 2018; Fanetal., 2021)、蔡家營鉛鋅礦床及象山銅礦床(宋瑞先等, 2013)。

華北克拉通北緣地區(qū)，不同成礦期所形成的礦種存在差異，海西期早期主要為金成礦，晚期則出現(xiàn)大量銅鉬礦床；印支期以鉬成礦為主，存在少量金成礦；燕山期成礦爆發(fā)，主要為金、鉬成礦和少量鉛鋅成礦。張宣地區(qū)存在海西期、印支期和燕山期的構造-巖漿活動及海西期和燕山期的成礦活動。雖然張宣地區(qū)印支期成礦尚未明確，但成礦潛力巨大。Zengetal.(2021)研究華北克拉通北緣金成礦時間，發(fā)現(xiàn)自西向東，金礦床年齡存在逐漸減小的趨勢。海西期早期金礦床主要分布在包頭和張家口地區(qū)(哈達門溝和東坪金礦床)，海西期晚期金礦床主要分布在包頭地區(qū)，燕山早期金礦床主要分布在冀東地區(qū)，燕山晚期金礦床則分布廣泛，張家口、冀東及遼寧地區(qū)均有產(chǎn)出，但包頭地區(qū)并未發(fā)現(xiàn)該期金成礦事件。該趨勢表明，古亞洲洋俯沖時期形成的金礦床受到古太平洋俯沖時期熱液的疊加改造，而且東部疊加改造強烈，向西逐漸減弱。

5.4.3 張宣地區(qū)金成礦作用

張宣地區(qū)金礦床(點)數(shù)量眾多，包括東坪、黃土梁、中山溝、后溝、大白陽和小營盤等礦床。這些礦床主要分布在泥盆紀水泉溝堿性雜巖體和桑干群老變質巖中，其余地質體中無或很少存在金礦化(除金家莊金礦床產(chǎn)在小張家口基性-超基性巖中外)。區(qū)內金礦床沿尚義-崇禮-赤城深大斷裂重新活動形成的NWW-SEE和NW-SE向次級斷裂(包括上太子城-溫泉斷裂、西三間房-沃麻坑斷裂和韓家溝-谷嘴子-場地斷裂等，圖2)分布，如東坪和后溝金礦床受控于NWW-SEE向斷裂，小營盤和大白陽金礦床則產(chǎn)在NW-SE向斷裂附近，受褶皺控制。

5.4.3.1 金礦床地球化學特征

張宣地區(qū)金礦床除在空間上具密切聯(lián)系外，其還具有一些共同特點，如富含碲化物、硫化物的δ34S為負值(張全莊和金家莊除外)、礦床中硫化物含量少且黃鐵礦中不含砷(Cooketal., 2009; Wangetal., 2020; 江思宏和聶鳳軍, 1998)。

張宣地區(qū)各金礦床H-O同位素分布見圖14a。各礦床H-O同位素重疊分布，δD集中在-1.7‰～8.9‰，δ18OH2O集中在-109.1‰～-50.5‰，位于巖漿水下方偏大氣降水一側。王時麟 (1986)對桑干群淺粒巖中的石英進行H-O同位素測試，獲得區(qū)內變質巖的δD和δ18OH2O范圍為-111.3‰～-104.6‰和6.8‰～8.7‰。礦床中低的氫同位素可能是由于成礦流體與變質圍巖發(fā)生水巖反應導致，而低的氧同位素歸因于大氣降水的加入。東坪和中山溝礦床的δ18OH2O較δD的分布范圍廣，表明其流體主要為巖漿水摻雜不同比例的大氣降水；小營盤、大白陽和張全莊的δ18OH2O值較高且變化范圍小，投點于巖漿水與桑干群變質巖之間，表明成礦流體與圍巖發(fā)生強烈水巖反應，為巖漿水與變質水的混合流體，δD偏移較小，大氣降水混合比例不高。

圖14 張宣地區(qū)金礦床H-O-S-Pb-He-Ar同位素組成(a,底圖據(jù)Taylor, 1974; c, d,底圖據(jù) Zartman and Doe, 1981；e, f, 底圖據(jù)Mamyrin and Tolstikhin, 1984)數(shù)據(jù)據(jù)Zhang and Mao (1995)、Nie (1998)、Fan et al. (2001)、Mao et al. (2003a)、Shen et al. (2020)、Zhen et al. (2020)、Wang et al. (2021)、王時麟(1986)、王郁等(1990)、李瑞(1992)、銀劍釗和史紅云(1995)、宋國瑞和趙振華(1996)、江思宏和聶鳳軍(1998)、劉海田(1999)、付方建(2007)、石來生等(2007)、吳姍姍(2009)、陳茜(2013)、陶利鑫等(2020)和甄世民等(2021)Fig.14 H-O-S-Pb-He-Ar isotope compositions of gold deposits in the Zhangjiakou-Xuanhua area (a, after Taylor, 1974; c, d, after Zartman and Doe, 1981; e, f, after Mamyrin and Tolstikhin, 1984)Data sources: Wang (1986), Li (1992), Wang et al. (1990, 2021), Yin and Shi (1995), Zhang and Mao (1995), Song and Zhao (1996), Jiang and Nie (1998), Nie (1998), Liu (1999), Fan et al. (2001), Mao et al. (2003a), Fu (2007), Shi et al. (2007), Wu (2009), Chen (2013), Shen et al. (2020), Tao et al. (2020) and Zhen et al. (2020, 2021)

張宣地區(qū)金礦床S同位素組成(圖14b)總體可分為三類：(1)以東坪和中山溝為代表，δ34S變化范圍大；(2)以小營盤和大白陽等為代表，δ34S主要為負值，無正值出現(xiàn)；(3)以張全莊、大營盤和金家莊等為代表，δ34S為0附近的正值。硫化物的δ34S組成受控于硫的來源和流體的物理化學條件。張全莊、金家莊和大營盤的δ34S具有典型巖漿硫特征，而東坪、小營盤等礦床的負δ34S需要進行討論。生物成因硫和變質巖中的硫都可能富集輕硫(Chaussidon and Lorand, 1990)，導致硫化物的δ34S呈負值。張宣地區(qū)金礦床中的硫化物無生物成因的特征(如草莓狀黃鐵礦)，水泉溝巖體的δ34S為1.9‰～3.5‰(Nie, 1998)，桑干群變質雜巖的δ34S為-0.01‰～4.4‰(王郁等, 1990)，因此東坪和小營盤等礦床中負的δ34S可以排除生物成因或巖漿硫與圍巖硫混合形成。成礦流體的高氧逸度和沸騰作用會導致礦床中的硫發(fā)生分餾，形成負δ34S的硫化物和正δ34S的硫酸鹽(Ohmoto, 1972; Scherbarth and Spry, 2006)。張宣地區(qū)金礦床發(fā)育大量赤鐵礦、磁鐵礦、金紅石等氧化物和重晶石等硫酸鹽(Baoetal., 2016; Wangetal., 2019a)，表明成礦流體氧逸度高，且存在強烈硫同位素分餾，因此負δ34S應是由成礦流體的高氧逸度和硫的分餾形成，硫主要來源于巖漿硫。該現(xiàn)象在許多世界級淺成低溫熱液碲化物型金礦床中都有表現(xiàn)，如美國蒙大拿州的Golden Sunlight礦床(Spryetal., 1996)和斐濟的Emperor礦床(Ahmadetal., 1987)等。東坪和中山溝部分樣品具有正δ34S，可能是由于成礦流體物理化學條件變化或存在多期成礦導致(Baoetal., 2016; Lietal., 2018)。

張宣地區(qū)金礦床硫化物Pb同位素分布見圖14c, d。東坪206Pb/204Pb為17.088～18.200，中山溝206Pb/204Pb為17.096～18.321，比值相對較高，在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb和206Pb/204Pb-208Pb/204Pb圖解上，落在造山帶和上地幔鉛同位素演化線之間，表明鉛主要來源于為巖漿巖；大白陽206Pb/204Pb為16.923～17.370，小營盤206Pb/204Pb為16.313～17.501，張全莊206Pb/204Pb為16.874～17.263，比值相對較低，主要落在上地幔和下地殼鉛同位素演化線之間，表明為巖漿巖和桑干群變質巖的混合鉛(銀劍釗和史紅云, 1995)；后溝(206Pb/204Pb=16.524～17.721)和黃土梁(206Pb/204Pb=15.810～17.460)鉛同位素變化范圍很大，部分接近桑干群變質巖的鉛同位素組成，表明鉛來源復雜，且混合不均勻。

張宣地區(qū)金礦床He-Ar同位素分布見圖14e, f。各礦床3He/4He比值在0.13～5.2Ra之間，高于地殼(0.01～0.05Ra；Stuartetal., 1995)且小于地幔(6～7Ra；Burnardetal., 1999)，表明成礦流體由殼源和幔源流體混合形成，不同礦床的混合比例存在差異(如東坪幔源比例高，而中山溝殼源比例高)。礦床40Ar/36Ar比值存在明顯差異，東坪和中山溝40Ar/36Ar比值為309～2200，靠近大氣Ar(296；Marketal., 2011)；大白陽和張全莊40Ar/36Ar比值高，為3489～21824，放射性40Ar*(40Ar*=(40Ar)樣品-296×(36Ar)樣品；Marketal., 2011)占總Ar的比值達82%～98%，表明大部分的40Ar來源于富鉀的變質圍巖。

根據(jù)地質特征和同位素組成，可將張宣地區(qū)金礦床分為三類，分別為(1)“東坪式”，富碲化物，產(chǎn)于水泉溝雜巖體中，具有負δ34S和較低的40Ar/36Ar比值，成礦流體和成礦物質主要來源于巖漿巖，包括東坪、中山溝、黃土梁等礦床；(2)“小營盤式”，富碲化物，產(chǎn)于桑干群變質巖，具有負δ34S和較高的40Ar/36Ar比值，成礦流體和成礦物質主要為巖漿巖和變質巖的混合來源，包括小營盤、大白陽、水晶屯等礦床；(3)“張全莊式”，無碲化物，具有正δ34S，成礦流體和成礦物質主要為巖漿巖和變質巖的混合來源，包括張全莊、大營盤和金家莊等礦床?！皷|坪式”和“小營盤式”金礦床可能為同一成礦流體經(jīng)歷不同遷移沉淀過程形成，而“張全莊型”金礦床為不同成礦流體沉淀形成。

5.4.3.2 金成礦年齡

前人對張宣地區(qū)金礦床成礦年齡進行了大量研究(圖15)，如Hartetal.(2002)對東坪、中山溝和小營盤金礦床中的白云母和鉀長石進行Ar-Ar測年，分別獲得～153Ma、～241Ma和～354Ma的成礦年齡；宋國瑞和趙振華 (1996)和盧德林等(1993)測得東坪含金石英脈中鉀長石Ar-Ar年齡為177～157Ma；李長民等(2010a, b)測試東坪鉀長石石英脈和鉀質蝕變巖樣品中的熱液鋯石，獲得～140Ma的成礦年齡；Baoetal.(2014)和Lietal.(2018)在東坪含金石英脈中獲得～380Ma和～140Ma的熱液鋯石，認為礦床形成于水泉溝堿性雜巖體的巖漿期后熱液，并受到侏羅-白堊紀的熱液疊加改造；Wangetal.(2019b)測試東坪輝鉬礦Re-Os年齡為～400Ma和～380Ma，認為成礦與水泉溝雜巖體的巖漿活動關系密切；Fanetal.(2021)研究東坪熱液石榴子石U-Pb年齡，獲得142±5Ma到139±6Ma的年齡，認為金成礦與侏羅紀氧化性侵入巖有關。

圖15 張宣地區(qū)成巖成礦年齡分布圖成巖年齡數(shù)據(jù)據(jù)Miao et al. (2002)、Jiang et al. (2007, 2009)、Cisse et al. (2017)、楊進輝等(2006)、李創(chuàng)舉和包志偉(2012)、陳茜(2013)、李長民等(2014)及本文；成礦年齡數(shù)據(jù)據(jù)Hart et al. (2002)、Bao et al. (2014)、Li et al. (2018)、Wang et al. (2019b)、Fan et al. (2021)、王正坤等(1992)、江思宏和聶鳳軍(2000)、羅鎮(zhèn)寬等(2000)和王大釗等(2020)Fig.15 Distribution diagram of diagenetic and metallogenic ages from the Zhangjiakou-Xuanhua areaDiagenetic age data from Miao et al. (2002), Yang et al. (2006), Jiang et al. (2007, 2009), Li and Bao (2012), Chen (2013), Li et al. (2014), Cisse et al. (2017) and this text; Metallogenic age data from Wang et al. (1992, 2019b, 2020), Jiang and Nie (2000), Luo et al. (2000), Hart et al. (2002), Bao et al. (2014), Li et al. (2018) and Fan et al. (2021)

張宣地區(qū)金成礦年齡復雜，表明其可能經(jīng)歷了多期次成礦及成礦疊加過程。通過統(tǒng)計區(qū)內金礦床成礦年齡(圖15)，發(fā)現(xiàn)金礦化主要集中在400～380Ma的海西期和160～140Ma的燕山期，這兩期年齡與區(qū)內泥盆紀和晚侏羅世-早白堊世巖漿活動對應很好，表明金成礦與兩期巖漿活動存在密切成因聯(lián)系。其他時期金礦床年齡較分散，表明成礦后存在強烈的后期擾動，使礦床重新活化疊加，與三疊紀巖漿巖相關。雖然區(qū)內尚未發(fā)現(xiàn)與三疊紀花崗巖有直接關系的金礦床，但產(chǎn)于三疊紀小張家口基性-超基性巖中的金家莊礦床應是該期巖漿活動的產(chǎn)物，這可能是“張全莊式”金礦床與“東坪式”、“小營盤式”金礦床在礦物組成和硫同位素上存在明顯區(qū)別的原因。多期次成礦及成礦疊加是形成張宣地區(qū)大量金礦床的重要因素。

6 結論

(1)張家口-宣化地區(qū)古生代-中生代巖漿巖主要侵位于泥盆紀(峰值398Ma和373Ma)、三疊紀(峰值234Ma)和晚侏羅世-早白堊世(峰值143Ma和130Ma)。泥盆紀巖漿巖主要為堿性巖，來源于富集地幔，并在演化過程中經(jīng)歷了地殼的同化混染和分離結晶的共同作用；三疊紀基性巖與酸性巖共存，酸性巖具有埃達克巖特征，來源于地幔巖漿上涌引起的加厚下地殼的部分熔融，由鎂鐵質巖漿和長英質巖漿混合形成；晚侏羅世-早白堊世巖漿巖具有不同的地球化學特征，來源于幔源巖漿上涌導致克拉通巖石圈地幔的減薄熔融，巖漿侵位過程經(jīng)歷了不同程度的分離結晶及殼幔物質混染。

(2)張家口-宣化地區(qū)在古生代-中生代經(jīng)歷了古亞洲洋俯沖、克拉通破壞及古太平洋俯沖過程。早古生代，古亞洲洋向華北克拉通俯沖，泥盆紀時期，張宣地區(qū)處于伸展環(huán)境，二疊紀末期-三疊紀，各微陸塊相互碰撞，構造環(huán)境為碰撞后伸展階段，侏羅紀時期，華北克拉通發(fā)生減薄，晚三疊世-早白堊世達到頂峰，張宣地區(qū)廣泛發(fā)育巖漿活動，形成大范圍的侵入巖和火山巖。

(3)張宣地區(qū)產(chǎn)出大量金礦床、鉛鋅礦床、銀礦床及少量銅礦床和鉬礦床，金礦床集中產(chǎn)于宣化-崇禮-赤城交界處，而銀鉛鋅多金屬礦床則成群成帶環(huán)繞金礦化集中區(qū)分布。成礦時間主要為海西期和燕山期，印支期成礦尚未明確，但成礦潛力巨大。

(4)張宣地區(qū)金礦床根據(jù)地質特征和同位素組成可分為“東坪型”、“小營盤型”和“張全莊型”三類。古生代-中生代各時期巖漿活動均對金成礦有貢獻，大部分金礦床與泥盆紀和晚侏羅世-早白堊世巖漿活動聯(lián)系密切，多期次成礦及成礦疊加是形成張宣地區(qū)大量金礦床的重要因素。