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摘要:研究目的
白云鄂博超大型稀土矿床的形成与碳酸岩关系密切。在白云鄂博矿区外围，西矿区西南部中新生代沉积覆盖区，也存在一定规模的碳酸质岩石，其成因属性对白云鄂博矿床的形成具有启示意义。
研究方法本文通过岩石学及矿物学研究发现，该碳酸质岩石实际为火成碳酸岩。
研究结果碳酸岩总体受流体交代程度较弱，根据矿物组成，可分为白云石型和方解石型两种类型。岩石地球化学分析表明，碳酸岩样品富Sr（>4940×10-6），Mn（>2150×10-6）以及Ba（>106×10-6），REE平均含量为938×10-6，远高于本区沉积碳酸盐岩；样品全岩δ13CV-PDB和δ18OV-SMOW值范围分别为：-3.7‰~-4.2‰和6.7‰~7.7‰，为典型原始火成碳酸岩特征；岩石具有较均一的Sr同位素组成，87Sr/86Sr=0.702815~0.703185，表明它们为地幔来源且受地壳污染的可能性较小。此外，对碳酸岩中白云石、方解石、磷灰石的单矿物分析也均指示它们为岩浆成因。
结论综上所述，覆盖区碳酸质岩石为火成碳酸岩，其对于白云鄂博矿床研究，以及本区大地构造演化研究均具有重要意义。
创新点：采用从全岩到单矿物的研究手段，证实了白云鄂博西矿区西南部中新生代沉积覆盖区火成碳酸岩的存在。
Abstract:This paper is the result of mineral exploration engineering.
ObjectiveThe formation of the giant Bayan Obo REE deposit is closely related to carbonatitic magmatism. Near the ore district, southwest of West Ore Body, there are carbonate rocks with a certain scale covered by Mesozoic-Cenozoic sediments, the genesis of which can indicate the formation process of the well-known Bayan Obo deposit.
MethodsThis contribution demonstrates that these rocks are actually igneous by the detailed study on petrology and mineralogy.
ResultsThe rocks were little affected by fluid metasomatism and can be divided into dolomite type and calcite type according to their mineral compositions. Bulk rock analysis shows that these carbonatites are rich in Sr (>4940×10-6), Mn (>2150×10-6) and Ba (>106×10-6), and the average REE content are 938×10-6, much higher than that of sedimentary carbonates. The δ13CV-PDB and δ18OV-SMOW of the rock samples are-3.7‰--4.2‰ and 6.7‰-7.7‰, respectively, typical of primary igneous carbonatite. They have relatively homogeneous Sr isotopic compositions (87Sr/86Sr=0.702815-0.703185), indicating the mantle-derived rocks were contaminated by the crust limitedly. In addition, the mineral chemical features of dolomite, calcite and apatite also indicate an igneous origin.
ConclusionsThe identification of these carbonatites is of great significance for the comparative study on the Bayan Obo deposit and tectonic evolution of the area.
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1. 引言
砂岩型铀矿以资源储量规模大、可地浸、开采成本低等特点已经成为当今世界上经济价值最大的铀矿类型，它也被列入了保障我国铀资源储量持续增长的主要类型。由于成功实现可地浸采铀实验，纳岭沟铀矿成为鄂尔多斯盆地北部最具经济价值的铀矿床（图 1），为研究砂岩型铀提供了理想对象和目标。作为砂岩型铀矿重要的成矿要素，蚀源区直接关联铀源的规模大小、含铀流体迁移、铀富集方式和铀成矿机制等，对于成矿作用研究和找矿预测工作至关重要。无论中亚的楚·萨雷苏和锡尔河铀矿田（Jaireth et al., 2008）和中央克兹尔库姆铀矿田（陈祖伊等，2010），还是我国伊犁盆地南缘铀矿田（侯明才等，2016），均将蚀源区作为一个重要的科学问题。
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图 1 鄂尔多斯盆地东胜铀矿区域地质简图1—第四系；2—新近系；3—下白垩统东胜组；4—下白垩统伊金霍洛组；5—中侏罗统直罗组；6—中侏罗延安组；7—中三叠统二马营组；8—中三叠统二马营组；9—古元古代美岱召岩群；10—铀矿体地表投影范围；11—地表放射性异常点；12—研究区范围Figure 1. Simplified geological map of the Dongsheng uranium orefield1-Quaternary; 2-Neogene; 3-Lower Cretaceous Dongsheng Formation; 4-Lower Cretaceous Yijinhuoluo Formation; 5-Middle Jurassic Zhiluo Formation; 6-Middle Jurassic Yan'an Formation; 7-Middle Triassic Ermaying Formation; 8-Upper Triassic Yanchang Formation; 9-Paleoproterozoic Meidaizhao Group; 10-Uranium ore bodies; 11-Surface radioactive anomaly; 12-Study area对于纳岭沟地区直罗组含铀岩系的蚀源区示踪，前人从岩石学、地球化学、碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb测年等方面开展了大量研究工作，根据直罗组碎屑锆石测年结果将阴山、乌拉山、大青山、狼山、集宁地区太古宙、元古宙变质岩和不同时代岩浆岩认定为蚀源区（李子颖等，2009；张龙等，2016；刘晓雪等，2016；陈印等，2017；雷开宇等，2017；刘璐等，2018；王思力等，2018；Jin et al., 2020；司庆红等，2021；张媛媛等，2021）。赵俊峰等（2008）依据鄂尔多斯盆地东部直罗组露头和盆地内146个钻孔建立了全盆地沉积相展布图，认为纳岭沟地区直罗组上、下段辫状河相沉积体系的古流向为北西向。焦养泉等（2015）则基于纳岭沟地区部分钻孔资料和神山沟地区自然露头剖面建立了东胜地区大型直罗组沉积垛体，也将蚀源区也指向阴山地区。而冯晓曦等（2019）认为盆地北部出露的含新元古代美岱召群的孔兹岩带可能为直罗组的主要蚀源区。
针对纳岭沟地区直罗组含铀岩系的蚀源区的分歧，笔者认为主要有三个原因：（1）鄂尔多斯盆地北部中侏罗世古地貌格局对直罗组含铀岩系物源区制约的研究不充分。早中侏罗世，阴山地区的沉积物最大可能汇聚于河套盆地、包头地区石拐盆地河湖相沉积环境。同时，中侏罗世，鄂尔多斯盆地北部中元古代大规模孔兹岩带最大程度屏蔽了阴山地区剥蚀物到达纳岭沟地区。（2）鄂尔多斯盆地中生代旋转和古地磁研究成果对直罗组物源的影响重视不足。（3）不少学者放大了碎屑锆石定年在蚀源区识别中的权重。虽然碎屑锆石定年结果是一种重要的示踪蚀源区方法，但蚀源区与碎屑锆石定年结果属于充分非必要关系。纳岭沟地区直罗组碎屑锆石的中生代锆石（157 Ma、165 Ma）（陈印等，2017；俞礽安等，2020）难以在阴山地区找到理想物源区。
河套地区中生代古地理研究表明，内蒙古狼山地区的炭窑口—东升庙北东向早中侏罗世凹陷（付星辉等，2016），包头地区的早中侏罗世河湖相石拐盆地（葛玉辉等，2010）最可能容纳了阴山地区的陆源碎屑物，可能进一步汇入鄂尔多斯盆地西缘的吉兰泰凹陷。1∶25万乌拉特前旗幅（K49C004001）的钻孔揭露，纳岭沟铀矿区北部直罗组（J2z）直接覆盖于三叠系、二叠系等前中生代地层之上，表明中侏罗世，矿区北侧近缘的前直罗组则可直接提供物源。笔者在2015—2019年野外地质调查中，发现纳岭沟铀矿区北侧达拉旗高头窑至响沙湾一带出露小面积的古元古代美岱召岩群（Pt2m）变质岩，具有近缘直接供给直罗组物源的能力。张云等（2022）建立的东胜地区直罗期古地貌三维模型、大营—纳岭沟一带直罗组下段砂体等厚图指示沉积体系北东向展布，也指示纳岭沟地区直罗组物源来自于矿区北侧的近缘前侏罗纪隆起区。
古地磁结果表明鄂尔多斯盆地中生代发生了逆时针旋转（马醒华等，1993），据此推断中侏罗世，纳岭沟铀矿区可能正对内蒙古与山西交界一带。内蒙古南部和山西北部地区太古代、元古代、古生代变质岩、岩浆岩和山西宁武—静乐盆地中下侏罗统火山碎屑岩，具有提供纳岭沟铀矿区直罗组各时代碎屑锆石能力。
因此，笔者以纳岭沟铀矿区直罗组含铀岩系碎屑矿物学、重矿物特征、岩石化学、沉积相等为基础，结合前人碎屑锆石定年、1∶25区调、古地磁和河套地区古地理研究进展，多角度论证纳岭沟铀矿区直罗组物源主要来源于，包括矿区东北缘前侏罗纪隆起区在内的内蒙古与山西交界地区太古宙、元古宙、古生代、中生代变质岩、岩浆岩和火山岩，有别于一些学者认为的阴山隆起区。
将晋蒙交界地带厘定为纳岭沟铀矿区直罗组含铀岩系的蚀源区，可为鄂尔多斯盆地北部中侏罗世地质构造演化研究提供借鉴，可能对深化纳岭沟铀矿成矿作用研究产生影响，也可为鄂尔多斯等北方其他盆地砂岩铀成矿作用研究提供参考，以及为“十四五”新一轮地质找矿工作部署提供理论支持。
2. 地质背景
鄂尔多斯盆地是晚三叠世华北克拉通西部前陆盆地演化而成的侏罗纪大型坳陷盆地，南北缘分别受秦岭造山带、阴山隆起带控制，东西囿于吕梁及贺兰山，盆山耦合作用强烈。早—中侏罗世，鄂尔多斯盆地处于弱伸张环境下和构造稳定演化阶段，印支期碰撞挤压造成的高低不平古地貌被河湖相、沼泽相填平。中—晚侏罗世受到多向挤压作用，形成了伊盟隆起、伊陕斜坡、天环坳陷等大地构造单元。盆地不同地区隆升、剥蚀程度差异较大，盆地呈不均衡演化，形成北高西低，西高东低的地貌形态。纳岭沟铀矿床大地构造位置处于鄂尔多斯北部东西向展布的伊盟隆起带中部。伊盟隆起带基底为新太古界中高级变质岩（包洪平等，2019），上覆下二叠统太原组海陆交互相含煤岩层、下三叠统刘家沟组和和尚沟组、中三叠统二马营组、上三叠统延长组、中侏罗统延安组河流相含煤碎屑岩、直罗组和安定组河湖相砂岩和泥岩建造，下白垩统东胜组红色河流相碎屑岩。其中，直罗组角度不整合覆盖基底变质岩、古生界、三叠系和延安组之上（图 1）。
纳岭沟铀矿床主要含铀地层为中侏罗统直罗组潮湿—干旱、半干旱河流相碎屑岩建造（程先钰等，2021），厚度一般在100~200 m。铀矿体赋存于直罗组下段（J2z1）辫状河沉积体系中。根据直罗组沉积时期古气候的变化、岩性发育特点和物性参数特征，将直罗组划分为下段（J2z1）和上段（J2z2）（焦养泉等，2005）。下段（J2z1）为低位域（LST）沉积。低位域（LST）划分为上亚段、下亚段。下亚段（J2z1）为潮湿气候环境下沉积的以砂岩为主的粗碎屑岩建造。上亚段以灰绿色中粒和中细粒砂岩为主，下亚段为灰色、灰白色中细粒-中粗粒砂岩与灰色、灰绿色粉砂质泥岩。上段（J2z2）为湖扩体系域（EST）和高位域（HST）沉积，主要为紫红色、褐红色泥岩、粉砂岩及砂岩，夹灰绿色泥岩。铀矿体主要赋存于下段下亚段分布稳定、固结程度低的砂体中，与大营铀矿的矿体一并沿乌力桂庙—大营—塔然高勒—纳岭沟一线呈“半弧”状展布（图 2），圆心指向三叠纪地层出露的宿亥图一带，暗示成矿流体或赋矿层物源来源于宿亥图方向。
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图 2 纳岭沟铀矿中侏罗统直罗组地层结构图（据核工业208大队❶，略改）Figure 2. The comprehensive columnar diagram of Middle Jurassic strata in the Nalinggou uranium deposit (modified from CNNC No.208 Geological Party❶)3. 样品采集与测试
3.1 样品采集
岩石化学样品采集对象为纳岭沟铀矿钻孔ZK23-16样品（图 3）。岩矿鉴定、粒度分析、常量元素、微量和稀土元素样品采集于钻孔ZK23-16、UZK11。重矿物样品采集于ZKN16-72等10个钻孔（图 3）。
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图 3 纳岭沟铀矿地质简图1—上三叠统延长组；2—中侏罗统延安组；3—下白垩统伊金霍洛组；4—下白垩统东胜组一段；5—下白垩统东胜组二段；6—第四系；7—钻孔；8—水流方向；9—矿区范围Figure 3. Simplified geological map of the Nalinggou uranium deposit1-Upper Triassic Yanchang Formation; 2-Middle Jurassic Yanan Formation; 3-Lower Cretaceous Yijinhuoluo Formation; 4-The first member of Dongsheng Formation of Lower Cretaceous; 5-The second member of Dongsheng Formation of Lower Cretaceous; 6-Quaternary system; 7-Drill; 8-Current Direction; 9-Mining area3.2 样品测试
样品前处理、重矿物鉴定、岩矿鉴定由河北廊坊宇能地质勘查技术服务有限公司完成。岩石主量、微量、稀土元素分析测试单位为核工业北京地质研究院。粒度分析、碎屑成分鉴定由河南省岩石矿物实验测试中心承担。
常量元素测试仪器为PW4400/40 X射线荧光光谱仪，FeO由氢氟酸、硫酸溶样，采用重铬酸钾滴定容量法进行测试，分析精度优于2%，微量和稀土元素测试设备为X SeriesII等离子体质谱仪，检测依据为《硅酸盐岩石化学分析方法》（GB/T14506-2010），检测环境温度24℃，湿度28%，分析精度优于5%。
3.3 沉积相图编制
纳岭沟地区中侏罗统直罗组下段下亚段沉积相图数据来源于中国地质调查局天津地质调查中心建立的鄂尔多斯盆地北部钻孔数据库，利用石文软件编制而成。
4. 测试分析结果
4.1 岩石学特征
几乎所有学者均认为纳岭沟地区直罗组岩石类型相对简单（易超等，2014；王思力等，2018），铀矿层主要有灰绿色、灰白色中粒、中粗粒长石砂岩，夹少量泥岩和含砾砂岩。弱成岩作用致岩石胶结程度低，呈疏松、较疏松状，细粒、中粒、粗粒砂状结构，分选性中等至差，磨圆度差，多为棱角状、次棱角状、次滚圆状，总体呈现较低的结构成熟度，具有以近源为主，伴有远源沉积的特点。胶结方式主要为孔隙式胶结，其次是基底式胶结。多泥颗粒支撑。碎屑粒径0.06~2.8 mm，其中，以钻孔ZK23-16为例（表 1），铀矿层顶板粗粒占比13%，中粒占比39%，细粒占比42%，铀矿层粗粒占比18%，中粒占比45%，细粒占比31%，底板粗粒占比10%，中粒占比43%，细粒占比33%，高占比的粗粒碎屑物具近源沉积特点。碎屑含量85%~90%，其中长石35%~55%，石英20%~35%，云母2%~9%。其中，单晶石英含量39.95%~61.02%，多晶石英0.94%~8.82%，斜长石6.33%~21.13%，钾长石12.68%~28.47%，云母1.41%~15.53%，沉积岩/变质岩值0.45~9.84。岩屑4%~12%，成分有火成岩岩屑（花岗岩岩屑、流纹岩岩屑）、沉积岩岩屑（泥岩岩屑、燧石、细粒砂岩岩屑）、变质岩岩屑（石英岩岩屑、绢云千枚岩岩屑、云母石英片岩岩屑），表明物源区岩石类型复杂，且具近源沉积特点（彭胜龙等，2023）。
表 1 钻孔ZK23-16直罗组下亚段含铀岩系粒度分析Table 1. Grain size analysis of uraniferous rocks in lower member of the Zhiluo Formation from drill ZK23-16
佩蒂庄的成分成熟度指数Q/(F+R)（Q为石英、F为长石、R为岩屑），长石/岩屑比值可以反映物源区的不同。以钻孔ZK23-16为例（表 2），石英（Q）含量25%~35%，长石（F）含量40%~55%，岩屑（R）含量6%~12.5%，成分成熟度指数Q/(F+R)=0.41~0.71，平均值0.60，长石（F）/岩屑（R）比值3.20~9.17，平均值5.51，表明含铀岩系砂岩成熟度低，具近源沉积特点。
表 2 钻孔ZK23-16直罗组下亚段含铀岩系成分成熟度指数Table 2. Compositional maturity index of uraniferous rocks in the lower member of the Zhiluo Formation from drill ZK23-16
4.2 重矿物特征
选取矿区西部11个钻孔的铀矿层、顶板、底板绿色、灰色砂岩分析重矿物（表 3）。极稳定重矿物有锆石、电气石、石榴子石、金红石、白钛石、赤褐铁矿，稳定重矿物有榍石、钛铁矿、锐钛矿，不稳定重矿物绿帘石、磷灰石、黄铁矿、辉石等，与鄂尔多斯盆地山西组、下石盒子组锆石、电气石、金红石、磁铁矿、锐钛矿等重矿物特征相似（汪正江等，2001；张道锋等，2009）。
表 3 直罗组下亚段含铀岩系重矿物含量（%）统计Table 3. Statistics of heavy mineral content (%) of uraniferous rocks in the lower member of the Zhiluo Formation from drill ZK23-16 in the Nalinggou uranium deposit
4.2.1 重矿物组合特征
重矿物组合有锆石、石榴子石组合和榍石、钛铁矿组合。重矿物含量与物源区存在必然联系（David et al.，2020；Wang et al.，2022）。前者含量12%~49%，后者含量2%~23%，变化幅度大，分选差，符合近源沉积特征。
ZTR（锆石%+电气石%+金红石%）指数= 4~13。UM/SM（不稳定矿物/（稳定矿物+极稳定矿物））值= 0.37~3.20，GZi（100×石榴子石%）/（石榴子石%+锆石%）指数=16.67~91.67，三项指数变化幅度大，ZTR指数较低，电气石含量较低，0~2%，说明蚀源区发育变质岩、岩浆岩，且剥蚀、较短距离迁移沉积于直罗组地层中。
4.2.2 单矿物特征
重矿物成分复杂，含量变化大。锆石含量4%~12%，石榴子石含量2%~41%，钛铁矿含量2%~30%，电气石、金红石、白钛石、赤褐铁矿、锐钛矿分布极不均匀，多见集合体状，含量小于2%。锆石呈次滚圆状，次棱角状，其中磨圆度相对高的次滚圆状锆石表明碎屑物经历了再循环（Pawan et al., 2022）。重矿物绿帘石含量1%~57%，磷灰石含量1%~9%，黄铁矿含量1%~44%，其他黄铜矿、辉石、方铅矿、碳硅石等均呈集合体状产出，表明蚀源区发育变质岩、岩浆岩、火山岩（David et al.，2020），且碎屑沉积物成分变化大，沉积环境多变，具近源沉积特点。
重矿物磨圆度低，电气石呈茶褐色，粒状，短柱状；石榴子石呈不规则粒状，块状，粒状，个别圆形五角十二面体（表 4）。以样号17nzk026为例，锆石呈深、浅玫瑰色，锆石均呈次棱角状，次浑圆粒状，透明，粒径主要0.05~0.15 mm，0.16~0.25 mm次之；个别0.26~0.30 mm；延长系数主要1.5~2.5，次要2.6~3.5，个别4~6，系较短距离搬运的结果（Zeh and Czbral et al.，2021）。
表 4 直罗组下亚段含铀岩系稳定重矿物磨圆度和延长系数Table 4. Roundness and elongation coefficient of stable heavy minerals of uraniferous series from the lower segment of Zhiluo Formation
4.3 岩石化学特征
陆源碎屑岩地球化学特征是对蚀源区岩石类型、古地理、古气候、物理化学风化、水动力条件等因素的地球化学综合响应，对有效示踪蚀源区具有重要参考意义（周科，2014）。以钻孔ZKN23-16为例（表 5），含铀岩系（354~504.4 m）中粗粒砂岩SiO2含量48.79%~75.14%，平均63.27%。Al2O3含量9.24%~19.04%，平均13.89%。SiO2/Al2O3值3.05~6.01。相较砂岩，泥岩中Si含量偏低，而泥岩中Al含量高于砂岩，明显负相关，应与长石碎屑有关，并非后生流体的改造（王金平等，2005；易超等，2015）。Fe2O3含量介于1.12%~9.10%，平均4.50%，FeO含量0.11%~4.95%，平均2.52%，MgO含量0.58%~4.26%，平均2.18%，TiO2含量0.18%~0.80%，平均0.50%，具有低铁、镁、钛特征，说明蚀源区出露基性、超基性岩浆岩。CaO含量0.62%~18.50%，平均2.70%，说明沉积环境属干旱—半干旱古气候。K2O含量2.21%~3.65%，平均3.07%。Na2O含量0.71%~2.34%，平均1.51%。K2O/Na2O值1.41~4.41，大于1，碎屑物具有来自被动陆缘的特点。Al2O3/TiO2值19.25~44.68，多介于19~28，表明蚀源区岩石主要为长英质岩石。
表 5 纳岭沟铀矿直罗组下亚段含铀岩系(钻孔ZKN23-16)主量元素分析结果（%）Table 5. Major element data (%) of uraniferous rocks (drill ZKN23-16) from the lower member of theZhiluo Formation in the Nalinggou uranium deposit
利用SiO2 -K2O/Na2O构造环境判别图（Roser and Korsch, 1986），除绿色泥砾（15nzk070、15nzk074）、钙质粗砂岩（15nzk078）外，部分样品（15nzk053、15nzk056、15nzk057、15nzk078）落入活动大陆边缘，其他落入被动大陆边缘。在Bhatia（1985）TiO2-Fe2O3+MgO中有4个样品（15nzk059、15nzk065、15nzk069、15nzk079）落入大陆壳内裂谷或弧后盆地，1个样品（15nzk075）落入大陆边缘弧，1个样品（15nzk053）落入大洋弧。判别图反映蚀源区剥蚀物原岩大地构造环境相对复杂，兼具岛弧特点的活动大陆边缘和被动大陆边缘环境（图 4）。
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图 4 直罗组下亚段含铀岩系（钻孔ZK23-16）SiO2-K2O/Na2O(a)、Fe2O3+MgO-TiO2(b)构造环境判别图A—克拉通盆地；B—大陆壳内裂谷或弧后盆地；C—大陆边缘弧；D—大洋弧Figure 4. Discriminant diagrams of tectonic environment on SiO2-K2O/Na2O(a)、Fe2O3+MgO-TiO2(b)for uraniferous rocks in the lower member of the Zhiluo Formation from drill ZK23-16A-Craton basin; B-Intracontinental rift or back-arc basin; C-Continental margin arc; D-Oceanic arcREE具有在成岩过程中受改造程度很小的稳定地球化学性质，可用来指示原始母岩性质及特点。以钻孔ZK23-16（418~450 m）为例（表 6），岩石REE配分曲线总体右倾，总体趋势相似，部分重稀土曲线扬起（图 5），或与富HREE重矿物非均匀分布有关，或受盆地深部热流体影响。样品15nzk47、15nzk48曲线具有大陆岛弧球粒陨石标准化曲线，15nzk40、15nzk 41、15nzk42属安第斯型曲线，其余属被动边缘曲线特征，表明蚀源区母岩构造环境具有被动边缘、大陆岛弧和安第斯型俯冲带特征。
表 6 纳岭沟铀矿直罗组下亚段含铀岩系(钻孔ZKN23-16)稀土元素分析结果（10-6）Table 6. REE(10-6) element data of uraniferous rocks (drill ZKN23-16) from the lower member of the Zhiluo Formation in the Nalinggou uranium deposi
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图 5 直罗组下亚段含铀岩系(钻孔ZK23-16)含铀岩系稀土元素球粒陨石标准化蛛网图Figure 5. REE chondrite-normalized patterns of rocks collected from the lower member in the Zhiluo Formation from drill ZK23-16ΣREE含量104.75×10-6~283.86×10-6，La含量24.3×10-6~55.5×10-6，La/Yb值11.11~32.66，表明蚀源区具有大陆岛弧、活动边缘、被动边缘特点，岩石类型复杂，与前人结果一致（张宾等，2020b）。
4.4 砂体分布特征
4.4.1 砂体厚度及含砂率特征
直罗组下段砂体总体呈北东-南西向展布，砂体厚度变化较小，多在120~140 m。其中直罗组下段下亚段砂体厚度一般为60~100 m（图 6）。其中，厚度≥60 m的砂体在纳岭沟铀矿区分布广、面积大，呈片状，小于60 m的区域分布较局限，反映了北东-南西向古流向小幅摆动。
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图 6 纳岭沟铀矿床直罗组下段下亚段砂体厚度等值图（据核工业208大队❶，略改）1—钻孔及编号；2—勘探线及编号；3—砂体厚度等值线；4—古流向Figure 6. The sand body thickness contour map of the lower member of the Lower Zhiluo Formation in the Nalinggou uranium deposit(modified from CNNC No.208 Geological Party❶)1-Drill and number; 2-Survey line and number; 3-Sand body thickness isoline; 4-Ancient flow direction纳岭沟铀矿床直罗组下段赋矿砂体含砂率69.5%~100%，平均值96.5%，分布规律与砂体厚度相似（图 7），含砂率等值线图显示砂体整体呈北东-南西向展布趋势。高值含砂率砂体与高厚度砂体吻合度较高，反映了沉积物搬运方向。
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图 7 纳岭沟铀矿床直罗组下段下亚段含砂率等值线图（据核工业208大队❶，略改）1—钻孔及编号；2-勘探线及编号；3—含砂率等值线；4—古流向Figure 7. The sand percentage isogram of the lower member of the Lower Zhiluo Formation in the Nalinggou uranium deposit (Modified from CNNC No.208 Geological Party❶)1-Drill and number; 2-Survey line and number; 3-Sand isoline; 4-Ancient flow direction4.4.2 沉积相特征
纳岭沟铀矿地区中侏罗统直罗组下段下亚段沉积相图（图 8）显示，蚀源区、辫状河、三角洲、泛滥平原总体由北东部的呼斯梁—高头窑一带，向南西向的杭锦旗—伊金吉霍洛旗水平展布，空间分布趋势明显，而不是来源于北西向的辫状河相（赵俊峰等，2008），指示了一种由北东至南西方向的古地貌构造环境（Himadri et al., 2021; Beverly et al., 2022）。盆地东北部呼斯梁—高头窑—皂火壕蚀源区，规律性向纳岭沟—泊江海子—准格尔召乡砾质辫状河、杭锦旗砂质辫状河、伊金吉霍洛旗三角洲延展，系一完整的风化、搬运、沉积的源-汇系统。纳岭沟铀矿正处于毗邻砾质辫状河相的砂质辫状河相。张天福等（2020）、张云等（2022）根据3200口钻孔数据库编制的鄂尔多斯盆地北部直罗期古地貌图和三维地质模型也显示，纳岭沟地区直罗组下段沉积相变明显，冲积扇—辫状河—三角洲沉积由北部的呼斯梁地区向西南方向展布。张泓等（2008）认为的中侏罗世达拉特旗高头窑地区发育砾岩和砂砾岩质冲积扇体系，向盆地发育直罗组下段辫状河沉积相，直罗组上段和安定组下部带相变为曲流河沉积相一致。本次研究与两者一致，表明纳岭沟铀矿区直罗组主要物源来自于北东部的蚀源区，且迁移距离较近。
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图 8 纳岭沟地区直罗组下段下亚段沉积相图1—蚀源区；2—泛滥平原；3—河间洼地；4—湖泊；5—砾质辫状河道；6—砂质辫状河道；7—辫状河道；8—三角洲平原；9—心滩；10—边滩；11—沙坝；12—分流间湾；13—地理位置；14—河流及流向；15—铀矿体地表投影Figure 8. The sedimentary facies map of the lower member of the Lower Zhiluo Formation in the Nalinggou area1-Erosion source; 2-Flood plain; 3-Gamma herculis depression; 4-Lake; 5-Gravel braided channel; 6-Sandy braided channel; 7-Braided channel; 8-Delta plain; 9-Heart beach; 10-Side beach; 11-Sand bar; 12-Distributary bay; 13-Geographic location; 14-River and flow direction; 15-Projection of Uranium ore body5. 讨论
一般认为，盆地沉积物主要来自于盆地边缘蚀源区，蚀源区的岩石组合很大程度上制约了盆地沉积建造的成分、结构、构造和矿化特征。同时，盆地沉积建造也可有效示踪盆地沉积物的蚀源区方向、距离和岩石类型。虽然物源区分析方法很多，很多学者将碎屑锆石LA-ICPMS定年作为一项重要手段（Zeh and Cabral, 2021）。但就纳岭沟铀矿区而言，沉积相稳定，分布面积不足100 km2，厚度n×10 m的直罗组下段含铀岩系应是鄂尔多斯盆地边缘某一区段剥蚀的产物。
5.1 物源方向
对于盆地沉积物的物源分析，学者多采目标层位的碎屑锆石LA-ICP-MSU-Pb年龄示踪蚀源区的方法（张龙等，2016；陈印等，2017；雷开宇等，2017；俞礽安等，2020；Zeh and Cabral et al., 2021；Yu et al.，2021），取得了许多进展。就纳岭沟铀矿床直罗组的物源示踪，焦养泉等（2015）、谢惠丽等（2016）根据纳岭沟地区前期钻孔和自然露头信息，建造了包括纳岭沟铀矿在内的大型沉积朵体，认为源于阴山—古河套的物源以北西-南东方向搬运至盆地。张龙等（2016）发现大营—纳岭沟铀矿区直罗组砂岩LA-ICP-MS碎屑锆石U-Pb年龄主要集中在251~308 Ma、322~354 Ma、1529~2182 Ma、2200~2632 Ma；陈印等（2017）根据纳岭沟铀矿直罗组下段LA-ICP-MS碎屑锆石U-Pb年龄(2479±11)~(2460±19) Ma、2300~1950 Ma、(1896±21)~(1820±32) Ma、316~266 Ma及165 Ma，俞礽安等（2020）依据纳岭沟铀矿毗邻的塔然高勒铀矿区直罗组下段LA-ICP-MS碎屑锆石U-Pb年龄2200~2600 Ma、1500~2000 Ma、280~248 Ma、157 Ma，均认为纳岭沟地区直罗组物源主要来自盆地北部的大青山—乌拉山地区的高级变质岩和岩浆岩等。
鄂尔多斯盆地东北部上石炭统本溪组（C2b）（309~440 Ma、1687~2669 Ma）、下二叠统太原组（P3t）（310~390 Ma、781~901 Ma、1803~2669 M）、下石盒子8段（2200~1800 Ma、2600~2320 Ma和390~310 Ma）、上二叠统石千峰组（P3s）（276~421 Ma、803~839 Ma和1718~2583 Ma）（韩会平等，2014；屈红军等，2020），内蒙古凉城蛮汗山古元古代二长花岗岩（1933.3±9.8）Ma（张玉清等，2016）、内蒙古和林—凉城一带花岗岩（1923~1958）Ma（陈海东等，2016）、前寒武纪岩浆岩，集宁地区岩浆岩（267.2~272.1）Ma（蒋孝君等，2016），以及山西宁武—静乐盆地太原组（N-8）碎屑锆石（303~320 Ma）（李洪颜等，2009）、火山碎屑岩（（179.2±0.79）Ma）和凝灰质碳酸盐岩年龄（（160.6±0.55）Ma））（李振宏等，2015）等，均表明鄂尔多斯盆地东北部至内蒙古与山西交界处完全具备向直罗组提供各时代碎屑锆石的能力。
笔者依据鄂尔多斯盆地北部河套盆地和石拐盆地发育的与中侏罗统直罗组同期的五当沟组（J1-2w）含煤碎屑岩建造，侏罗世长汉沟组（J2c）杂砂岩建造（Bradley et al.，2001；葛玉辉等，2010；梁子若等，2020；陆鹿等，2022），狼山东升庙和义和久地区中下侏罗统碎屑岩（付星辉等，2016），盆地北部直罗组由东向西的沉积古流向（赵俊峰等，2010），以及河套盆地南部吉兰泰凹陷下侏罗系地层（杨德相等，2020），初步编制了鄂尔多斯盆地北部早侏罗世蚀源区分布示意图（图 9），表明早侏罗世开始沉积的河套盆地屏蔽了狼山、阴山和乌拉山地区的剥蚀物对纳岭沟铀矿区直罗组的贡献，也表明矿区北侧的早中侏罗世隆起区最有可能承担了重要物源区，其中的孔兹岩带、变质岩可与前人碎屑锆石定年结果相对应。
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图 9 鄂尔多斯盆地北部早中侏罗世蚀源区分布示意图1—早中侏罗世沉积区；2—前侏罗纪剥蚀区；3—物源方向；4—纳岭沟矿区；5—钻孔、编号及揭露地层；6—城镇Figure 9. The distribution diagram of the Early-Middle Jurrassic provenance in the north Ordos Basin1-Early-middle Jurassic sediment; 2-Pre-Jurassic strata; 3-Source direction; 4-Nalinggou mining area; 5-Drill, number and strata; 6-Cities and towns包括达拉特旗地区出露的古元古代美岱召群变质岩的孔兹岩带最大可能成为阴山物源南迁纳岭沟地区的屏障（图 1）（钟炎等，2016；冯晓曦等，2019）。虽然杭锦后旗至达拉特旗一带的河套盆地缺少深部地球物理和岩心资料，依据包头石拐盆地的下侏罗统推测乌拉特前旗的河套地区隐伏中侏罗统河湖相沉积，与纳岭沟地区直罗组河流相沉积分居孔兹岩两侧。
纳岭沟铀矿区直罗组含铀岩系剖面图和沉积相显示，直罗组含铀岩系物源来源于矿区的东北方向。直罗组赋矿砂体厚度等值线图（图 6）和含砂率等值线图（图 7）则比较明显指出直罗组下段物源方向来自于纳岭沟矿区的北东向。直罗组下段下亚段沉积相图（图 8）表明纳岭沟地区直罗组下段蚀源区、冲积扇相、辫状河相、三角洲相由东北向—西南方向展布，纳岭沟铀矿区正处于砂质辫状河相。矿区东北缘出露和古元古代变质岩和三叠系沉积岩（图 1），据此判断，矿区东北缘的蚀源区提供了物源，与张云等（2022）编制的鄂尔多斯盆地北部三维地质模型一致。
古地磁研究表明，晚三叠世—中侏罗世，鄂尔多斯地块曾发生了45°以上的大角度构造旋转（马醒华等，1993）。中国大陆高精度GPS网表明，晚新生代以来，鄂尔多斯盆地的北边界以走滑速率1.1~1.2 mm/a逆时针旋转（李延兴等，2005）。据此，笔者推断早中侏罗世，鄂尔多斯盆地北部可能指向晋北、内蒙南部交界地带。当然，对于鄂尔多斯地块的旋转，尚不确定鄂尔多斯盆地与周缘的阴山造山带和山西断隆是否同步旋转，但晚三叠世至中侏罗世，鄂尔多斯原型盆地东部的宁武—静乐盆地发现的下侏罗统永定庄组火山碎屑岩（（179.2±0.79）Ma）和中侏罗统云岗组顶部凝灰质碳酸盐岩（（160.6±0.55）Ma），具备提供165 Ma、157 Ma的碎屑锆石（赵俊峰等，2010；李相博等，2012；李振宏等，2015），以及样品15ZKN28-52-K3和17nzk026中发现的碳硅石，说明内蒙古南部与山西北部的办罗界处具有为纳岭沟直罗组提供物源的充分条件。如果山西宁武—静乐地区的中侏罗统火山岩参与了纳岭沟地区直罗组砂体建造，那么纳岭沟等铀矿床的成矿作用研究将成为新的研究方向。
就重矿物而言，直罗组的重矿物与鄂尔多斯盆地山西组、下石盒子组可对照（汪正江等，2001；张道锋等，2009），表明鄂尔多斯盆地东北方向的晚古生界地层具有向纳岭沟地区直罗组提供物源的能力。
据此，笔者认为纳岭沟铀矿区直罗组含铀岩系物源来自于包括呼斯梁—高头窑—皂火壕蚀源区在内的晋蒙交界处太古代、元古代、古生代变质岩、岩浆岩和中生代的沉积岩、火山岩。
5.2 物源距离
物源距离影响盆地沉积物的胶结程度、成分、结构、构造和地球化学等重要指标。通常情况下，长距离搬运的碎屑物具有较好的分选性和磨圆度，较高的成分成熟度，而短距离迁移的碎屑物具有较差的分选性、磨圆性、成分成熟度。纳岭沟铀矿直罗组具有较低的结构成熟度和成分成熟度，这在学者的研究成果已形成了共识（易超等，2014；王思力等，2018；张宾等，2020a）。直罗组含铀岩系主要岩石类型为疏松、较疏松状中粗粒长石砂岩，碎屑多呈棱角状、次棱角状，碎屑成分复杂的长石砂岩，而滚圆状碎屑则表明部分碎屑物系远距离搬运来的，未引起学者的足够重视。较低的结构成熟度（粗粒、中粒碎屑占比63%），较低的成分成熟度指数（Q/（F+R）=0.41~0.71），表明物源区剥蚀期处于寒冷、干旱的古气候和相对高差大的地形地貌，剥蚀物经历了较短的搬运、沉积时间和距离。重矿物中棱角状的锆石，集合体状产出的棱角状、次棱角状电气石，低值ZTR（4~13）、UM/SM（0.37~3.20），GZi（16.67~91.67），均说明碎屑剥蚀、迁移距离较短。
对于直罗组含铀岩系的迁移距离，许多学者认为纳岭沟地区直罗组属近源沉积。例如：冯晓曦等（2017）认为直罗组的岩石学、碎屑锆石年龄图谱指示阴山造山带前寒武纪高级变质岩、古生代花岗岩及中生代火山岩等为纳岭沟铀矿提供了物源；张宾等（2020b）根据纳岭沟含铀长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩和岩屑砂岩较低的成分成熟度，认为直罗组下段下亚段属近源沉积。但是，冯晓曦等（2019）根据鄂尔多斯盆地北部包括美岱召岩群（Pt1m）的孔兹岩带与东胜铀矿田相依的空间关系，推测其是直罗组的重要物源区之一。同时，1∶25万乌拉特前旗幅（K49C004001）钻孔ZK20（地层K、Ar）、ZK23（地层K、P）、ZK24（地层K、Ar）、ZK33（地层T、P）、ZK36（地层K、J、T、P、C、Pt）等揭露的地层埋深情况，表明中侏罗统直罗组沉积时，盆地边缘出露了T、P、C、Pt地层，这与张云等（2022）编制的鄂尔多斯盆地东胜地区直罗组“北高南低、东高西低”古地貌特点一致。
虽然如此，盆地北部的孔兹岩带未发现与316~266 Ma、165~157 Ma锆石年龄相对照的岩石类型，这也暗示直罗组含铀岩系的物源可能更复杂。直罗组含铀岩系较低的结构成熟度和成分成熟度属于近源沉积，而许多次棱角状、次滚圆状的锆石、粒状金红石、不规则状榍石等碎屑物的搬运距离或者来自较远距离，或者近处蚀源区沉积物的再循环。对比晋蒙交界处出露的各时代的岩石类型可满足碎屑物的结构和成分特征，山西宁武—静乐盆地的中下侏罗统火山碎屑岩（李振宏等，2015）可提供含铀岩系中165 Ma、157 Ma的碎屑锆石。
同时，晋蒙交界处是五台地块、阴山陆块和鄂尔多斯地块长期相互作用的结果，具有岩石地球化学特征显示的活动边缘、被动边缘、大陆岛弧和安第斯型俯冲带构造环境。
由于缺少侏罗纪晋蒙交界处和鄂尔多斯盆地北部古地貌、古气候、古沉积体系的对比，本文还无法准确判断纳岭沟直罗组含铀岩系搬运轨迹。因此，根据分选、磨圆和碎屑锆石年龄，初步判断纳岭沟直罗组含铀岩系具有近源沉积和远距离沉积的特点，但以近源沉积为主。
5.3 物源类型
盆地沉积物的岩石类型、碎屑成分和地球化学特征是蚀源区岩石类型的综合响应。虽然风化、搬运过程中，蚀源区岩石经历了复杂的物理、化学、生物等表生营力作用，但碎屑物仍保留了丰富的蚀源区信息，可有效反演物源区岩石类型，进而构建盆地古地质构造格架（Vanesa et al., 2019）。直罗组含铀岩系中大量具有波状消光石英表明其来自于变质岩。岩屑成分指示蚀源区存在火成岩岩屑（花岗岩岩屑、流纹岩岩屑）、沉积岩岩屑（泥岩岩屑、燧石、细粒砂岩岩屑）、变质岩岩屑（石英岩岩屑、绢云千枚岩岩屑、云母石英片岩岩屑）。
重矿物中次滚圆状石榴子石、电气石、金红石、绿帘石等可由横贯鄂尔多斯地块北部的孔兹岩带、山西天镇一带太古代片麻岩提供，其中达拉特旗一带古元古代美岱召岩群（Pt1m）（图 1）硅质岩、含石墨片岩可能提供重要物源。次棱角锆石、磷灰石、金红石、榍石的重矿物组合为酸性花岗岩，角闪石、辉石、钛铁矿指示基性、超基性岩浆岩，可对应内蒙凉城一带的大面积古元古代二长花岗岩和脉状辉长岩。次滚圆粒状锆石可能来自于鄂尔多斯东胜至准格尔旗一带二叠系、三叠系砂岩。单晶石英和样品17026、15UZK11-K36的碳硅石指示物源区或分布火山岩，或沉积过程受到同期火山岩的污染，山西宁武—静乐盆地中侏罗世火山碎屑岩提供了印证。
张宾等（2020a）根据岩石学和重矿物特征，认为直罗组下段下亚段物源区为阴山—大青山—乌拉山地区的前寒武纪孔兹岩、片麻岩、闪长岩以及海西—印支期辉长岩和花岗闪长岩；俞礽安等（2020）根据碎屑锆石U-Pb认为大青山—乌拉山地区的孔兹岩、TTG片麻岩、麻粒岩和酸性、基性岩浆岩为直罗组提供了物源，而本文认为括呼斯梁—高头窑—皂火壕蚀源区在内的，纳岭沟铀矿以东的内蒙古呼和浩特—山西右玉、集宁—山西大同交界地带太古宙、元古宙孔兹岩、片麻岩、花岗岩、辉绿岩、正长岩和古生代和中生代砂岩、灰岩，晋北早中侏罗世火山碎屑岩为含铀岩系提供了物源，其中，横亘于伊盟隆起北缘的孔兹岩（冯晓曦等，2019）和鄂尔多斯准格尔旗一带的石炭纪、二叠纪、三叠纪沉积岩主要物源区。究其原因，本文示踪了直罗组含铀岩系中的沉积岩、火山岩岩屑和重矿物碳硅石来源，并简要恢复了鄂尔多斯盆地北部乌拉山地区侏罗纪地貌，参考了古地磁研究（马醒华等，1993）和大地测量GPS成果（李延兴等，2005）。
综上所述，直罗组含铀岩系物源区为包括呼斯梁—高头窑—皂火壕近源在内的，内蒙古准格尔旗—山西右玉交界地带为太古宙、元古宙、古生代、中生代变质岩、岩浆岩、沉积岩和火山岩。碎屑物具有以近源为主，伴有远源沉积的特征。由于岩石矿物学、重矿物学示踪母岩的多解性和晋北、内蒙古南部蚀源区岩相古地理研究的薄弱，物源区岩石类型仍处于定性认识推测阶段。
虽然如此，本文将纳岭沟铀矿直罗组含铀岩系物源区厘定为，包括达拉特旗孔兹岩带在内的鄂尔多斯盆地东北方向的晋北—内蒙古南部交界处前侏罗世基岩出露区，有别于前人认为的阴山、乌拉山地区（图 10）。
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图 10 纳岭沟地区中侏罗统直罗组古沉积方向a—前期研究的北西向；b—本文研究的北东向Figure 10. Sedimentary direction of the Middle Jurassic Zhiluo Formation in the Nalinggou areaa-Compiled from previous studies to exhibit northwest direction; b-Northeast direction in this study加强晋北—内蒙古集宁地区南部交界处蚀源区的研究或许有助于深化纳岭沟、大营、塔然高勒等其他铀矿床含矿砂体物源、铀源、含铀流体来源研究，也可为鄂尔多斯盆地中生代构造演化提供一定的科学信息。
6. 结论
（1）纳岭沟铀矿直罗组含铀岩系主要为长石砂岩，碎屑分选中等至差，主要为棱角状、次棱角状，少量为次滚圆状；棱角状、次棱角状尖晶石、锐钛矿、角闪石、碳硅石等重矿物非均匀分布，ZTR指数2%~10%，具低的结构成熟度和成分成熟度，呈现以近距离沉积为主，伴有远源沉积的特点。
（2）稀土元素配分曲线相似，元素含量变化幅度大；岩层产状、赋矿砂体、高含砂率砂体由北东方向至南西方向规律性同步展布，呈现整套含铀岩系沉积体系稳定，且碎屑物由矿区北东端迁入，向南西端布局的趋势，表明矿区北东方向的前中侏罗世晋蒙交界处的剥蚀区为直罗组含铀岩系的蚀源区。
（3）种类繁多的石英岩、云母石英片岩、花岗岩、流纹岩、砂岩、硅质岩岩屑和角闪石、辉石、碳硅石等特殊标型重矿物表明，处于纳岭沟矿区北东向蚀源区的太古代片麻岩，元古代孔兹岩、花岗岩、辉长岩，古生代岩浆岩、沉积岩和中生代火山岩为蚀源区，其中矿区北邻的东西向含早元古代美岱召群的孔兹岩带提供了重要物源。
注释
❶核工业208大队. 2014.内蒙古达拉特旗纳岭沟铀矿床N12~N28线详查地质报告[R].
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图 1 白云鄂博地区大地构造位置（a），覆盖区碳酸岩与白云鄂博矿床矿体位置关系（b）和覆盖碳酸岩区地质简图（c）
1—第四系；2—白垩系二连组；3—白垩系固阳组；4—白云鄂博群比鲁特组；5—赋矿白云岩（H8）；6—白云鄂博群尖山组；7—白云鄂博群都拉哈拉组；8—太古宙—早元古代基底；9—花岗岩；10—铁矿体；11—推测被覆盖碳酸岩展布；12—钻孔
Figure 1. Tectonic location of the Bayan Obo region (a), distribution of ore bodies of the Bayan Obo deposit and the covered carbonatites (b), and sketch geological map of the covered carbonatite area (c)
1-Quaternary; 2-Cretaceous Erlian Formation; 3-Cretaceous Guyang Formation; 4-Bilute Formation of the Bayan Obo Group; 5-Ore-hosting dolomite (H8); 6-Jianshan Formation of the Bayan Obo Group; 7-Dulahala Formation of the Bayan Obo Group; 8-Archean-early Proterozoic basement; 9-Granite; 10-Iron ore body; 11-Speculated range of the covered carbonatites; 12-Drillings
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图 2 ZK106-3白云石碳酸岩（a、b）和ZK9-1方解石碳酸岩（c、d）样品手标本照片
Figure 2. Hand specimen of dolomite carbonatite (a, b) from ZK106-3 and calcite carbonatite (c, d) from ZK9-1
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图 3 ZK106-3中白云石碳酸岩和ZK9-1中方解石碳酸岩样品的镜下照片
a—细粒白云石碳酸岩；b—细粒方解石碳酸岩；c—磷灰石颗粒在白云石碳酸岩中局部富集；d—具圆滑边的磷灰石颗粒；e—同一视域下不同粒度的方解石颗粒；f—方解石中的磷灰石包裹体；g—白云石中的硅酸盐矿物包裹体；h—方解石中他形白云石微粒；Dol—白云石；Cal—方解石；Ap—磷灰石；Mgt—磁铁矿
Figure 3. Representative photomicrographs of dolomite carbonatite samples from ZK106-3 and calcite carbonatite samples from ZK9-1
a-Fine-grained dolomite-carbonatite; b-Fine-grained calcite-carbonatite; c-Abundant apatite grains in the dolomite-carbonatite; d-Apatite grains with rounded margins; e-Calcites with different grain sizes; f-Apatite inclusions in a calcite grain; g-Silicate minerals in a dolomite grain; h-Anhedral tiny dolomite grains in a calcite grain; Dol-Dolomite; Cal-Calcite; Ap-Apatite; Mgt-Magnetite
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图 4 ZK106-3和ZK9-1中样品CaO-MgO-TFe2O3+MnO分类图解（修改自Woolley and Kempe, 1989）
Figure 4. CaO-MgO-TFe2O3+MnO classification diagram of samples from ZK106-3 and ZK9-1 (modified from Woolley and Kempe, 1989)
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图 5 ZK106-3和ZK9-1中样品微量元素原始地幔标准化蛛网图（a）与稀土元素球粒陨石标准化配分图（b）（标准化值据Sun and McDonough, 1989；McDonough and Sun, 1995）
Figure 5. Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for rock samples from ZK106-3 and ZK9-1 (normalized values are after Sun and McDonough, 1989; McDonough and Sun, 1995)
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图 6 方解石碳酸岩中磷灰石稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（标准化值据McDonough and Sun, 1995）
Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns of apatite grains from calcite-carbonatites (normalized values after McDonough and Sun, 1995)
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图 7 样品中白云石和方解石SrO-MnO图解（虚线值根据Yang and Le Bas, 2004）
Figure 7. SrO-MnO diagram of dolomites and calcites in rock samples (the dotted line value is after Yang and Le bas, 2004)
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图 8 方解石碳酸岩样品中磷灰石Y-Sr（a）和Mn-Sr（b）图解（底图据Belousova et al., 2002）
Figure 8. Y versus Sr (a) and Mn versus Sr (b) diagrams of apatite grains in calcite-carbonatite samples (the base map is after Belousova et al., 2002)
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图 9 白云石碳酸岩样品碳、氧同位素组成（原始火成碳酸岩范围据Taylor et al., 1967）
Figure 9. Carbon and oxygen isotopic compositions of dolomite-carbonatite samples (data range of OIC is according to Taylor et al., 1967)
表 1 ZK106-3和ZK9-1中样品主量元素含量（%）
Table 1 Major element contents (%) of samples from ZK106-3 and ZK9-1
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表 2 ZK106-3和ZK9-1中样品微量与稀土元素含量（10-6）
Table 2 Trace and REE element contents (10-6) of samples from ZK106-3 and ZK9-1
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表 3 白云石和方解石碳酸岩样品中的白云石和方解石主量元素含量（%）
Table 3 Major element contents (%) of dolomite and calcite in dolomite-carbonatite and calcite-carbonatite samples
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表 4 方解石碳酸岩样品中磷灰石的主量元素含量（%）
Table 4 Major element contents (%) of apatite grains in calcite-carbonatite samples
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表 5 覆盖区方解石碳酸岩样品中磷灰石的微量与稀土元素含量（10-6）
Table 5 Trace element contents (10-6) of apatite grains in calcite-carbonatite samples
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表 6 白云石碳酸岩样品碳、氧同位素组成（‰）
Table 6 Carbon and oxygen isotopic compositions (‰) of dolomite-carbonatite samples
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表 7 白云石碳酸岩样品的Sr同位素数据
Table 7 Strontium isotopic compositions of dolomite-carbonatite samples
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Bai Ge, Yuan Zhongxin, Wu Chengyu, Zhang Zhongqing, Zheng Lixuan. 1996. Demonstration on the Geological Features and Genesis of the Bayan Obo Ore Deposit[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1-104 (in Chinese).
Belousova E A, Griffin W L, O'Reilly S Y, Fisher N I. 2002. Apatite as an indicator mineral for mineral exploration: Trace-element compositions and their relationship to host rock type[J]. Journal of Geochemical Exploration, 76(1): 45-69. doi: 10.1016/S0375-6742(02)00204-2
Brooker R A, Kjarsgaard B A. 2011. Silicate-carbonate liquid immiscibility and phase relations in the system SiO2-Na2O-Al2O3-CaO-CO2 at 0.1-2.5 GPa with applications to carbonatite genesis[J]. Journal of Petrology, 52: 1281-1305. doi: 10.1093/petrology/egq081
Campbell L S, Compston W, Sircombe K, Wilkinson C C. 2014. Zircon from the East Orebody of the Bayan Obo Fe-Nb-REE deposit, China, and SHRIMP ages for carbonatite-related magmatism and REE mineralization events[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 168: 1040-1062. doi: 10.1007/s00410-014-1040-4
Chakhmouradian A, Reguir E P, Zaitsev A N. 2016. Calcite and dolomite in intrusive carbonatites. Ⅰ. Textural variations[J]. Mineralogy and Petrology, 110(2/3): 333-360.
Fan H R, Hu F F, Yang K F, Pirajno F, Liu X, Wang K Y. 2014. Integrated U-Pb and Sm-Nd geochronology for a REE-rich carbonatite dyke at the giant Bayan Obo REE deposit, Northern China[J]. Ore Geology Reviews, 63: 510-519. doi: 10.1016/j.oregeorev.2014.03.005
Fan H R, Yang K F, Hu F F, Liu S, Wang K Y. 2016. The giant Bayan Obo REE-Nb-Fe deposit, China: Controversy and ore genesis[J]. Geoscience Frontiers, 7(3): 335-344. doi: 10.1016/j.gsf.2015.11.005
Feng M, Song W L, Kynicky J, Smith M P, Cox C, Xu C, Kopriva M, Brtnicky M, Fu W, Wei C W. 2020. Primary rare earth element enrichment in carbonatites: Evidence from melt inclusions in Ulgii Khiid carbonatite, Mongolia[J]. Ore Geology Reviews, 117: 103294. doi: 10.1016/j.oregeorev.2019.103294
Hao Zhiguo, Wang Xibin, Li Zhen, Xiao Guowang, Zhang Tairong. 2002. Petrological study of alkaline basic dyke and carbonatite dyke in Bayan Obo, Inner Mongolia[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 21(4): 429-444 (in Chinese with English abstract).
Hou Z Q, Liu Y, Tian S H, Yang Z M, Xie Y L. 2015. Formation of carbonatite-related giant rare-earth-element deposits by the recycling of marine sediments[J]. Scientific Reports, 5: 10231. doi: 10.1038/srep10231
Hu L, Li Y K, Wu Z J, Bai Y, Wang A J. 2019. Two metasomatic events recorded in apatite from the ore-hosting dolomite marble and implications for genesis of the giant Bayan Obo REE deposit, Inner Mongolia, Northern China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 172: 56-65. doi: 10.1016/j.jseaes.2018.08.022
Hu L, Li Y K, Chuan M S, Li R P, Ke C H, Wu Z J. 2020. Post-magmatic fluids dominate the mineralization of dolomite carbonatitic dykes next to the giant Bayan Obo REE deposit, Northern China[J]. Minerals, 10(12): 1117. doi: 10.3390/min10121117
Kynicky J, Smith M P, Song W L, Chakhmouradian A R, Xu C, Kopriva A, Galiova M V, Brtnicky M. 2019. The role of carbonate-fluoride melt immiscibility in shallow REE deposit evolution[J]. Geoscience Frontiers, 10: 527-537. doi: 10.1016/j.gsf.2018.02.005
Le Bas M J, Yang X M, Taylor, R N, Spiro B, Milton J A, Peishan Z. 2007. New evidence for the magmatic origin of the Bayan Obo ore-bearing dolomite marble, Inner Mongolia, China, from a calcite-dolomite carbonatite dyke[J]. Mineralogy and Petrology, 90: 223-248. doi: 10.1007/s00710-006-0177-x
Li Jiankang, Bai Ge, Yuan Zhongxin, Ying Lijuan, Zhang Jian. 2008. Evolvement and ore-forming process of carbonatite magma[J]. Geological Review, 54(6): 793-800 (in Chinese with English abstract).
Li X C, Zhou M F. 2015. Multiple stages of hydrothermal REE remobilization recorded in fluorapatite in the Paleoproterozoic Yinachang Fe-Cu-(REE) deposit, Southwest China[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 166: 53-73. doi: 10.1016/j.gca.2015.06.008
Li Shenghu, Yu Xuefeng, Tian Jingxiang, Shan Wei, Shen Kun. 2021. Research status and prospect of the evolution mechanism of ore-forming fluids for carbonatite-hosted REE deposits[J]. Geology in China, 48(2): 447-459 (in Chinese with English abstract).
Liu Y L, Ling M X, Williams I S, Yang X Y, Wang C Y, Sun W D. 2018. The formation of the giant Bayan Obo REE-Nb-Fe deposit, North China, Mesoproterozoic carbonatite and overprinted Paleozoic dolomitization[J]. Ore Geology Reviews, 92: 73-83. doi: 10.1016/j.oregeorev.2017.11.011
Mao M, Rukhlov A S, Rowins S, Spence J, Coogan L A. 2016. Apatite trace element compositions: A robust new tool for mineral exploration[J]. Economic Geology, 111(5): 1187-1222. doi: 10.2113/econgeo.111.5.1187
McDonough W F, Sun S S. 1995. The composition of the Earth[J]. Chemical Geology, 120(3/4): 223-253.
Pan Y, Fleet M E. 2002. Compositions of the apatite-group minerals: Substitution mechanisms and controlling factors[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 48: 13-49. doi: 10.2138/rmg.2002.48.2
Ren Yingchen, Zhang Yingchen, Zhang Zhongqing. 1994. Study on heat events of ore-forming Bayan Obo deposit[J]. Acta Geoscientica Sinica, (1/2): 95-101 (in Chinese with English abstract).
Smith M P, Campbell L S, Kynicky J. 2015. A review of the genesis of the world class Bayan Obo Fe-REE-Nb deposits, Inner Mongolia, China: Multistage processes and outstanding questions[J]. Ore Geology Reviews, 64: 459-476. doi: 10.1016/j.oregeorev.2014.03.007
Song Wenlei, Xu Cheng, Wang Linjun, Wu Min, Zeng Liang, Wang Lize, Feng Meng. 2013. Review of the metallogenesis of the endogenetic rare earth elements deposits related to carbonatite-alkaline complex[J]. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, 49: 725-740 (in Chinese with English abstract).
Song W L, Xu C, Smith M P, Chakhmouradian A, Brenna M, Kynicky J, Chen W, Yang Y H, Deng M, Tang H Y. 2018. Genesis of the world's largest rare earth element deposit, Bayan Obo, China: Protracted mineralization evolution over 1 b.y[J]. Geology, 46(4): 323-326. doi: 10.1130/G39801.1
Sun Jian. 2013. The Origin of the Bayan Obo Ore Deposit, Inner Mongolia, China: The Iron and Magnesium Isotope Constraint[D]. Beijing: China University of Geosciences (Beijing) (in Chinese with English abstract).
Sun Jian, Fang Nan, Li Shizhen, Chen Yuelong, Zhu Xiangkun. 2012. Magnesium isotopic constraints on the genesis of Bayan Obo ore deposit[J]. Acta Petrologica Sinica, 28(9): 2890-2902 (in Chinese with English abstract).
Sun S S, McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalt: Implications for mantle composition and process[C]//Saunders A D, Norry M J(eds. ). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publication, 42: 313-345.
Taylor H P, Frechen J, Degens E T. 1967. Oxygen and carbon isotope studies of carbonatites from the Laacher See district, West Germany and the Alno district, Sweden[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 31: 407-430. doi: 10.1016/0016-7037(67)90051-8
Veizer J. 1983. Trace elements and isotopes in sedimentary carbonates[J]. Reviews in Mineralogy, 11: 265-199.
Veksler I V, Petibon C, Jenner G A, Dorfman A M, Dingwell D B. 1998. Trace element partitioning in immiscible silicate-carbonate liquid systems: An initial experimental study using a centrifuge autoclave[J]. Journal of Petrology, (11/12): 11-12.
Wallace M E, Green D H. 1998. An experimental determination of primary carbonatite magma composition[J]. Nature, 335: 343-346.
Wang Kaiyi, Fan Hongrui, Xie Yihan. 2002. Geochemistry of REE and other trace elements of the carbonatite dykes at Bayan Obo: Implication for its formation[J]. Acta Petrologica Sinica, 18(3): 340-348 (in Chinese with English abstract).
Wang Kaiyi, Zhang Jien, Fang Aimin, Dong Ce, Hu Fuyou. 2018. Genesis of the Bayan Obo deposit, Inner Mongolia: The fenitized mineralization in the ore bodies and its relation to the ore-bearing dolomite[J]. Acta Petrologica Sinica, 34(3): 785-798 (in Chinese with English abstract).
Wang K Y, Zhang J E, Yu L J, Fang A M, Dong C, Hu F Y. 2018. Fenitized wall rock geochemistry of the first carbonatite dyke at Bayan Obo, Inner Mongolia, China[J]. Acta Geologica Sinica (English Edition), 92(2): 180-193.
Weidendorfer D, Schmidt M W, Mattsson H B. 2017. A common origin of carbonatite magmas[J]. Geology, 45(6): 507-510. doi: 10.1130/G38801.1
Weng Z, Jowitt S, Mudd G, Haque N. 2015. A detailed assessment of global rare earth element resources: Opportunities and challenges[J]. Economic Geology, 110(8): 1925-1952. doi: 10.2113/econgeo.110.8.1925
Woolley A R, Kempe D R C. 1989. Carbonatites: Nomenclature, average chemical compositions, and element distribution[C]//Carbonatites: Genesis and Evolution; Bell, K, Ed.; Unwin Hyman: London, UK, pp. 1-14.
Xie Yuling, Qu Yunwei, Yang Zhanfeng, Liang Pei, Zhong Richeng, Wang Qiwei, Xia Jiaming, Li Bicheng. 2019. Giant Bayan Obo Fe-Nb-REE deposit: Progresses, controversaries and new understandings[J]. Mineral Deposits, 38: 983-1003 (in Chinese with English abstract).
Yang K F, Fan H R, Santosh M, Hu F F, Wang K Y. 2011. Mesoproterozoic mafic and carbonatitic dykes from the northern margin of the North China Craton: Implications for the final breakup of Columbia supercontinent[J]. Tectonophysics, 498: 1-10. doi: 10.1016/j.tecto.2010.11.015
Yang K F, Fan H R, Pirajno F, Li X C. 2019. The Bayan Obo (China) giant REE accumulation conundrum elucidated by intense magmatic differentiation of carbonatite[J]. Geology, 47: 1198-1202.
Yang Xiaoyong, Lai Xiaodong, Ren Yisu, Ling Mingxing, Liu Yulong, Liu Jianyong. 2015. Geological characteristics and their scientific problems of the Bayan Obo Fe-REE-Nb deposit: Discussion on the origin of Bayan Obo super-large deposit[J]. Acta Geologica Sinica, 89(12): 2323-2350 (in Chinese with English abstract). doi: 10.3969/j.issn.0001-5717.2015.12.010
Yang Xueming, Yang Xiaoyong, Le Bas M J. 1998. Geological and geochemical characteristics of carbonatites and their implication for tectonic settings[J]. Advance in Earth Sciences, 13(5): 457-466(in Chinese with English abstract).
Yang X M, Le Bas M J. 2004. Chemical compositions of carbonate minerals from Bayan Obo, Inner Mongolia, China: Implications for petrogenesis[J]. Lithos, 72: 97-116. doi: 10.1016/j.lithos.2003.09.002
Yang X Y, Lai X D, Pirajno F, Liu Y L, Ling M X, Sun W D. 2017. Genesis of the Bayan Obo Fe-REE-Nb formation in Inner Mongolia, North China Craton: A perspective review[J]. Precambrian Research, 288: 39-71. doi: 10.1016/j.precamres.2016.11.008
Ying Y C, Chen W, Simonetti A, Jiang S Y, Zhao K D. 2020. Significance of hydrothermal reworking for REE mineralization associated with carbonatite: Constraints from in situ trace element and C-Sr isotope study of calcite and apatite from the Miaoya carbonatite complex (China)[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 280: 340-359. doi: 10.1016/j.gca.2020.04.028
Zhang S H, Zhao Y, Liu Y. 2017. A precise zircon Th-Pb age of carbonatite sills from the world's largest Bayan Obo deposit: Implications for timing and genesis of REE-Nb mineralization[J]. Precambrian Research, 291: 202-219. doi: 10.1016/j.precamres.2017.01.024
Zheng Yongfei, Chen Jiangfeng. 2000. The Stable Isotope Geochemistry[M]. Beijing: Science Press, 1-316 (in Chinese).
Zhu X K, Sun J, Pan C X. 2015. Sm-Nd isotopic constraints on rare-earth mineralization in the Bayan Obo ore deposit, Inner Mongolia, China[J]. Ore Geology Reviews, 64: 543-553. doi: 10.1016/j.oregeorev.2014.05.015
白鸽, 袁忠信, 吴澄宇, 张宗清, 郑立煊. 1996. 白云鄂博矿床地质特征和成因论证[M]. 北京: 地质出版社, 1-104. 郝梓国, 王希斌, 李震, 肖国望, 张台荣. 2002. 白云鄂博碳酸岩型REE-Nb-Fe矿床——一个罕见的中元古代破火山机构成岩成矿实例[J]. 地质学报, 76(4): 525-540. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2002.04.010 李建康, 白鸽, 袁忠信, 应立娟, 张建. 2008. 富氟钡型碳酸岩岩浆的演化机制及其成矿效应[J]. 地质论评, 54(6): 793-800. 李胜虎, 于学峰, 田京祥, 单伟, 沈昆. 2021. 碳酸岩型稀土矿床成矿流体演化机制研究现状及展望[J]. 中国地质, 48(2): 447-459. doi: 10.12029/gc20210207 任英忱, 张英臣, 张宗清. 1994. 白云鄂博稀土超大型矿床的成矿时代及其主要地质热事件[J]. 地球学报, (1/2): 95-101. 宋文磊, 许成, 王林均, 吴敏, 曾亮, 王丽泽, 冯梦. 2013. 与碳酸岩-碱性杂岩体相关的内生稀土矿床的矿化特征及稀土富集机制评述[J]. 北京大学学报(自然科学版), 49: 725-740. 孙剑. 2013. 白云鄂博矿床成因再研究——铁镁同位素制约[D]. 北京: 中国地质大学(北京). 孙剑, 房楠, 李世珍, 陈岳龙, 朱祥坤. 2012. 白云鄂博矿床成因的Mg同位素制约[J]. 岩石学报, 28(9): 2890-2902. 王凯怡, 范宏瑞, 谢奕汉. 2002. 白云鄂博碳酸岩墙的稀土和微量元素地球化学及对其成因的启示[J]. 岩石学报, 18(3): 340-348. 王凯怡, 张继恩, 方爱民, 董策, 胡辅佑. 2018. 白云鄂博矿床成因——矿体内霓长岩化成矿作用与赋矿白云岩的联系[J]. 岩石学报, 34(3): 275-288. 谢玉玲, 曲云伟, 杨占峰, 梁培, 钟日晨, 王其伟, 夏加明, 李必成. 2019. 白云鄂博铁、铌、稀土矿床: 研究进展、存在问题和新认识[J]. 矿床地质, 38(5): 983-1003. 杨晓勇, 赖小东, 任伊苏, 凌明星, 刘玉龙, 柳建勇. 2015. 白云鄂博铁-稀土-铌矿床地质特征及其研究中存在的科学问题——兼论白云鄂博超大型矿床的成因[J]. 地质学报, 89(12): 2323-2350. 杨学明, 杨晓勇, Le Bas M J. 1998. 碳酸岩的地质地球化学特征及其大地构造意义[J]. 地球科学进展, 13(5): 457-466. 郑永飞, 陈江峰. 2000. 稳定同位素地球化学[M]. 北京: 科学出版社, 1-316. -
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1. 段明，张博，汤超，谢瑜，滕雪明，张祺，徐增连，魏安军，蒋职权. 内蒙古额仁淖尔凹陷赛汉组砂（泥）岩地球化学特征及其对铀成矿作用的制约. 中国地质. 2024(03): 932-950 . 
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2. 郑余修，罗跃，阳奕汉，周义朋，李光辉，刘志锋，张传飞，崔博. 鄂尔多斯某砂岩铀矿试验开采过程中地下水流场时空特征. 有色金属(冶炼部分). 2024(08): 94-104 . 百度学术
3. 李焕纪，孙永刚，郑近龙，董峻麟，张徐平. 青海沱沱河地区夏里组砂岩形成时代及物源区构造环境判别. 世界核地质科学. 2024(05): 875-887 . 百度学术
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