2018, Vol. 34
2. 四川省地质矿产勘查开发局109地质队, 成都 610100;
3. 四川省川建勘查设计院, 成都 610000;
4. 吉林大学地球科学学院, 长春 130026
2. 109 Geological Brigade of Sichuan Bureau of Geology and Mineral Resources, Chengdu 610100, China;
3. Sichuan Provincal Chuanjian Institute of Investigation and Design, Chengdu 610000, China;
4. School of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130026, China
伊春-延寿成矿带位于西伯利亚板块、华北板块和太平洋板块的交汇地带，西邻松嫩地块，东边与佳木斯地块相依，地处小兴安岭-张广才岭范畴，是我国北方重要的花岗岩分布区。迄今为止已探明Mo、Pb、Zn、Fe、Cu和Au、Ag等矿床20多处，包括矽卡岩型、矽卡岩-热液型、火山-次火山热液型、斑岩型和浅成低温热液等类型(李碧乐等，2016)。鹿鸣钼矿地处黑龙江省铁力市境内，该矿床被认为是21世纪初伊春-延寿成矿带内矿产勘查的重大发现。
虽然前期必要的基础地质研究已取得系列成果(时永明等，2007；韩振哲等，2010a)，区域成矿规律研究也越来越受到大家的关注(韩振哲等，2010b；刘翠等，2014；郗爱华等，2017)，但是，基于世界范围内斑岩型矿床的成矿物质主要来源于埃达克(质)岩(Defant and Drummond, 1990；王焰等，2000；张旗等，2001；Kay and Kay, 2002；汪洋等，2004)，鹿鸣钼矿却一直未见埃达克岩的相关报导。为此，笔者在前人工作的基础上对矿区系列花岗岩进行对比研究，发现除了已知的花岗斑岩和二长花岗岩以外，矿区尚有大量的花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩由于不含矿长期被忽视。本次工作显示，它们不仅具有明显的埃达克岩特点，并且形成时代与目前公认的成矿时代相近，应该是鹿鸣钼矿床的成矿母岩。这项工作不仅厘定了矿区花岗岩的类型，查明成矿物质来源，为鹿鸣钼矿是斑岩成因提供支撑，更重要的是为区域相似矿床的找矿工作提供线索。
1 矿区地质特征鹿鸣钼矿是伊春-延寿成矿带中重要的矿床类型，矿床位于东经128°32′~ 128°36′、北纬47°22′~47°23′范围(图 1)，是该成矿带与中生代花岗岩具有成因联系典型矿床。区域出露的地层主要有古生界寒武系西林群(∈1xl)、奥陶系小金沟组(O2x)等陆缘浅海相碎屑岩-碳酸盐岩建造，上二叠统五道岭组(P2w)陆相中酸性火山岩建造，中生界侏罗系的二浪河组(J1er)、帽儿山组(J3mr)等陆相中-酸性火山岩建造，以及白垩系淘淇河组(K1t)、板子房组(K1b)等沉积-火山岩组合等。矿区以NE、NW及NNW向断裂构造发育为特征，共同控制着印支晚期-燕山早期的花岗质岩浆活动，侵入岩主要为二长花岗岩、花岗斑岩和正长花岗岩(韩振哲等，2010a；马顺清和陈静，2012；谭红艳等，2012)、花岗闪长岩及似斑状花岗闪长岩。
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图 1 鹿鸣地区区域地质及矿床分布示意图(据尹冰川和冉清昌，1997修改) 1-第四系；2-新近系；3-中生界；4-古生界；5-元古界；6-印支期-燕山期花岗岩；7-海西期花岗岩；8-加里东期花岗岩；9-地质界限；10-国界；11-断层；12-地名及矿床名称 Fig. 1 Schematic geological and ore deposit distribution map of the Luming area(modified after Yin and Ran, 1997) |
二长花岗岩以岩基的形式在矿区大面积分布，钼矿床主要的面状蚀变和热液角砾岩型矿体均发育其中，辉钼矿多呈片状集合体分布在硅化-钾化蚀变带中，或沿岩体的构造裂隙呈细脉状、网脉状产出，局部可见黄铁矿呈细粒浸染状与辉钼矿伴生。绢云母化带也有细脉-浸染状矿化，强度明显低于前者。花岗斑岩地表鲜见出露，露天采场编录资料显示其产状呈岩株状或不规则脉状穿插在二长花岗岩体内(韩振哲等，2010a)，辉钼矿、黄铁矿及黄铜矿等矿石矿物浸染状或星点状分布其中，故被认为是致矿侵入体(刘翠等，2014)。除此之外，区域上尚有正长花岗岩在矿区西部出露，与二长花岗岩呈构造接触，被认为控制了岩浆后期-期后中温热液型Pb、Zn及Mo的成矿作用(韩振哲等，2010a)，诸如前进东山、西岭东山、西岭南山等矿点及矿化点被认为与之相关。
本次工作发现，矿区范围内除了上述岩石类型以外，还有大量的花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩，岩体形态、产状以及与其他花岗岩的接触关系尚不明确，岩石富含深色岩包体，远离矿体的岩石呈青灰色，靠近矿体由于钾长石数量增多呈浅灰-弱粉灰色，局部钾长石富集呈条带状钾长石-石英脉(图 2a)，岩相学与前人(韩振哲等，2010a)描述的似斑状二长花岗岩特点相似。
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图 2 鹿鸣钼矿床赋矿岩体野外及显微结构照片 (a)花岗闪长岩中的暗色岩包体; (b)二长花岗岩斜长石发育的交代净边结构；(c)蚀变二长花岗岩钠长石中的反条纹结构; (d)花岗闪长岩的中长石双晶及环带结构 Fig. 2 Photographs and microphotographs of ore-bearing rocks of the Luming-molybdenum deposit |
本次工作选取矿区包括二长花岗岩、花岗斑岩、花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩的四种岩性，除了部分花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩采样地点在图中标明以外(图 1)，其它均取自矿区的露天采场。
二长花岗岩 风化面土黄色，新鲜面灰白色，中粗粒花岗结构，可见肉红色长石局部聚集呈似斑状结构，块状构造。主要矿物组合为石英、斜长石、钾长石、黑云母。其中，石英多呈他形粒状晶形，有的具有波状消光现象充填于长石颗粒之间，粒度约0.5~3mm，含量约30%；斜长石呈半自形-自形晶，发育细密的聚片双晶，表面具明显的绢云母化蚀变，部分薄片可见钠长石的交代净边结构(图 2b)，粒度介于0.5~5mm之间，含量约30%；钾长石呈半自形板柱状，多数为具有高岭土化蚀变的条纹长石，少数为格子状双晶发育的微斜长石，粒度0.5~2.5mm，含量约35%；黑云母呈片状-鳞片状晶形，棕褐色，部分发生绿泥石化蚀变析出不透明矿物，粒度介于0.3~1mm之间，含量约为5%。副矿物可见黝帘石和锆石，含量不足1%。二长花岗岩局部可见钠质交代后由石英和钠长石构成的交代文象结构，以及钠长石与钾长石构成的反条纹结构(图 2c)，暗示岩浆期后可能存在钠质交代的蚀变过程。
花岗斑岩 新鲜面浅肉红色-灰白色，斑状结构，基质为隐晶质-显微晶质结构，块状构造。斑晶主要为由斜长石、钾长石及少量的石英，粒径3~5mm，含量约25%。基质主要为微粒的长英质矿物和少量的云母，含量约75%。岩石硅化及绢云母化蚀变强烈，肉眼可见明显的石英脉裂隙充填及方解石微脉不规则交代充填，岩体本身也是钼矿床的赋矿围岩。
似斑状花岗闪长岩与花岗闪长岩 这两种岩性矿物组合相似，风化面呈灰白色，新鲜面青灰色，中粗粒似斑状-粗粒花岗结构，块状构造。斑晶矿物为肉红-乳白色长石，镜下可见石英、斜长石、钾长石、黑云母和角闪石组合。其中，石英呈粒状他形晶，多具有波状消光现象，部分呈港湾状位于长石颗粒之间，粒径约1~2.5mm，含量约25%；斜长石主要为短柱状中长石，聚片双晶和卡-钠联合双晶普遍发育，多见环带结构(图 2d)，粒径1.5~3mm，含量约45%；钾长石多为条纹长石，可见与斜长石反应形成的蠕英结构，粒径约2~3.5mm，含量约20%，斑晶钾长石粒径可达20mm；黑云母呈鳞片状，分布不均匀，粒径为0.2~1.5mm，含量约6%。角闪石具黄-黄绿色多色性，柱状晶形且发育两组斜交解理，含量约3%。此外，副矿物含量约1%，主要为磷灰石、榍石、黝帘石及少量锆石。
3 岩石地球化学 3.1 测试方法18件样品的全岩地球化学分析是在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。主量元素采用XRF-1800荧光光谱仪进行测定，微量和稀土元素则采用Agilent 7500a型ICP-MS法测试，具体制样方法参考相关文献(Liu et al., 2010)。
鹿鸣矿区二长花岗岩和花岗闪长岩样品的Sr同位素测试，是在与广州澳实分析检测中心具有合作关系的瑞典ALS Isotopes Lab完成。样品经过硼酸锂-偏硼酸锂熔融后，采用Eichrom离子交换柱分离，得到纯化的富集物后采用Thermo公司NEPTUNE型多接收等离子质谱仪(MC-ICP-MS)测定同位素比值87Sr/86Sr，保证RSD < 0.01%。
采取鹿鸣矿区6件矿石样品进行单矿物硫同位素分析，包括5件辉钼矿及1件黄铁矿。硫同位素分析是在马里兰大学利用EuroVector®元素分析仪联合Isoprime®同位素比值质谱仪，通过测定高温燃烧后释放的二氧化硫气体得出相关数据，误差范围在0.3‰以内。
3.2 主量元素特征主量元素的分析数据见表 1。二长花岗岩和花岗斑岩主要氧化物含量变化总体上规律一致，SiO2含量介于68.5%~74.5%之间，平均值约为71.27%。Al2O3含量主要集中在13.05%~ 14.60%范围内，总体上较花岗闪长岩低；K2O和Na2O分别介于3.83%~6.26%、2.47%~3.64%之间，Na2O+K2O则处于7.07%~8.73%范围内，与样品中碱性长石含量较多的岩相学特征相一致。Na2O/K2O值介于0.53~0.85之间，Fe2O3、MgO和CaO含量普遍偏低，暗色矿物和斜长石含量低，且多为富钠的酸性斜长石。花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩的岩石化学相似，SiO2含量范围介于62.77%~73.03%之间，与二长花岗岩相比较总体偏低；CaO含量介于1.63%~3.27%之间，略高于二长花岗岩；Al2O3范围为13.73%~19.38%，平均为15.63%，也明显偏高。Na2O+K2O处于7.44%~10.77%范围内，且Na2O/K2O值为0.91~1.47，属于富钠质的花岗岩。SiO2-K2O图解显示(图 3a)，绝大多数样品点落入高钾钙碱性系列区间(个别样品可能遭受钾化蚀变K2O含量偏高)。但是，花岗斑岩和的二长花岗岩中SiO2变化范围较窄，K2O变化范围大且总体上高于花岗闪长岩。在A/CNK-A/NK图解中(图 3b)，花岗闪长岩为准铝质，二长花岗岩和花岗斑岩为准铝质-过铝质，少量二长花岗岩碱质含量处于过碱质区间。
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表 1 鹿鸣矿区赋矿岩体主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果 Table 1 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of ore-bearing rock in Luming deposit |
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图 3 鹿鸣钼矿床赋矿岩体SiO2-K2O (a, 据Peccerillo and Taylor, 1976)和A/CNK-A/NK (b, 据Maniar and Piccoli, 1989)图解 Fig. 3 SiO2 vs. K2O (a, after Peccerillo and Taylor, 1976) and A/CNK vs. A/NK (b, after Maniar and Piccoli, 1989) diagrams of granite in Luming deposit |
稀土元素分析结果见表 1。二长花岗岩和花岗斑岩的稀土元素总量(ΣREE)介于110.2×10-6~188.9×10-6之间，(La/Yb)N为7.08~13.4，δEu值处于0.35~0.60范围内；花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩的稀土总量ΣREE介于82.66×10-6~135.9×10-6之间，较二长花岗岩偏低，(La/Yb)N为19.6~34.7，明显高于二长花岗岩；除此之外，(似斑状)花岗闪长岩的δEu值介于0.75~0.92，负异常程度也低于二长花岗岩和花岗斑岩。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图显示(图 4a)，花岗斑岩和二长花岗岩均表现为明显的Eu负异常，轻、重稀土表现为不对称的“V”字形，暗示源区可能有斜长石残留。花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩表现出轻微的Eu负异常，重稀土含量明显低于二长花岗岩和花岗斑岩，轻重稀土相对分馏好，暗示源区部分熔融具有石榴石的残留。
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图 4 鹿鸣矿区花岗质岩体稀土配分模式图和微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 4 Chondrite-normalized REE pattern diagrams (a) and primitive mantle-normalized trace elements spider diagrams (b) of granites in Luming deposit (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
微量元素分析数据见表 1。原始地幔标准化微量元素蛛网图显示(图 4b)，无论是二长花岗岩还是花岗闪长岩均表现出右倾型的元素分布特点。与原始地幔相比较，大离子亲石元素(LILE)含量普遍偏高，Rb、U、Th、La、Ce相对富集且Nb、Ta、Zr、Ti等高场强元素亏损。但是，与二长花岗岩和花岗斑岩相比较，花岗闪长岩具有较明显的高Sr、低Y、Yb和Lu的特点，暗示源区具有富Ti的金红石以及富含重稀土的石榴石等矿物残留。在SiO2-Ce图解中(图 5a)，样品点全部落入Ⅰ型花岗岩的区域，揭示了鹿鸣矿区花岗质岩石具有Ⅰ型花岗岩的岩石地球化学特点。
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图 5 鹿鸣矿区花岗质岩体的SiO2-Ce (a, 据Collins et al., 1982)和Y-Sr/Y (b, 据Defant and Drummond, 1993)图解 Fig. 5 SiO2 vs. Ce (a, after Collins et al., 1982) and Y vs. Sr/Y (b, after Defant and Drummond, 1993) diagrams of granites in Luming deposit |
鹿鸣矿区花岗质岩石地球化学研究发现，与Defant and Drummond(1990)提出的埃达克岩相比较，花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩具有SiO2≥56%(62.77%~73.03%)，Al2O3≥15%，MgO小于3%(0.48%~1.12%)，相对富钠(Na2O/K2O介于0.91~1.47之间)的主量元素特征。同时，高Sr(含量为554×10-6)、低Y和Yb(含量范围分别介于6.96×10-6~ 12.9×10-6和0.62×10-6~1.19×10-6之间)、Y/Yb值介于6.69~11.2之间(平均为9.98，接近球粒陨石10)，且富集轻稀土元素(LREE)、亏损高场强元素(HFSE)及轻微的负Eu异常的微量元素等特点，都与前人描述的埃达克岩特点相似。在Y-Sr/Y判别图解中(图 5b)，高Sr的花岗闪长岩和似斑状花岗闪长落于埃达克岩区域，低Sr的二长花岗岩和花岗斑岩则落入经典岛弧岩浆岩的区域。结合稀土及微量元素的图解，证实这两大类岩石形成于不同的构造环境或源区，高Sr的花岗闪长岩属于埃达克岩，低Sr的二长花岗岩和花岗斑岩具有弧岩浆特点。
3.5 锶同位素鹿鸣矿区二长花岗岩和花岗闪长岩样品的Sr同位素测试结果显示，赋矿的二长花岗岩Sr含量介于244×10-6~455×10-6之间，87Sr/86Sr为0.708945~0.711256；花岗闪长岩Sr含量为554×10-6，87Sr/86Sr为0.708474(表 2)。两种花岗质岩石的Sr同位素比值介于幔源岩浆(< 0.704)和壳源岩浆(>0.720)之间，显示出岩浆具有壳-幔混染的成分特点。除此之外，前人根据87Sr /86 Sr比值把斑岩铜矿分成岛弧型和大陆型两种，认为岛弧型斑岩铜矿的87Sr/86Sr < 0.7055，一般为0.7038~0.7044；大陆型斑岩铜矿的87Sr/86Sr>0.7055，如宾厄姆斑岩铜矿的87Sr/86Sr比值为0.7080(Faure, 1986)。鹿鸣钼矿无论是赋矿的二长花岗岩，还是具有埃达克性质的花岗闪长岩，87Sr/86Sr值均大于0.7055，如果参照上述标准应该属于大陆型的斑岩型矿床。
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表 2 鹿鸣钼矿区花岗岩Sr同位素分析结果(×10-6) Table 2 Sr isotopic analyses data of granites from Luming deposit(×10-6) |
鹿鸣矿区6件矿石样品进行单矿物硫同位素分析数据见表 3。6件金属硫化物样品的δ34S值变化范围介于5.37‰~6.71‰之间，平均值为5.74‰，与大多数岩浆岩的δ34S(-5‰ < δ34S < 5‰)值范围相似，表明成矿物质来源比较单一，S元素主要来自幔源岩浆，可能局部与壳源物质发生混染造成壳源的重硫加入。
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表 3 鹿鸣钼矿金属硫化物S同位素分析结果(‰) Table 3 S isotopic analyses date of Luming polymetallic sulphide(‰) |
分别选取二长花岗岩和花岗闪长岩进行LA-ICP-MS法锆石U-Pb同位素测年。测试工作分别在天津地质调查中心实验室和西北大学大陆动力学实验室完成，仪器配置和实验流程参见李怀坤等(2009)。样品U、Pb同位素校正采用GJ-1作为外部锆石年龄标准(Jackson et al., 2004)，数据处理采用中国地质大学刘勇胜博士研发的ICP-MS DataCal程序(Liu et al., 2010)和Ludwig的Isoplot程序(Ludwig，2003)，普通铅校正采用Andersen(Andersen，2002)的方法，利用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。
锆石的阴极发光(CL)图像显示(图 6)，两类花岗岩中的锆石形态多呈柱-锥聚形，具有清晰的震荡环带，锆石U-Pb测试数据见表 4。数据显示，锆石中U和Th的含量分别介于125×10-6~1006×10-6和44×10-6~666×10-6范围内，Th/U值介于0.27~0.73之间，平均为0.51(>0.4)，具有岩浆成因锆石的成分特点(吴元保和郑永飞，2004)。其中，二长花岗岩的23颗锆石206Pb/238U表面年龄在192~198Ma之间，谐和曲线分布于同一直线上，206Pb/238U加权平均年龄为194.8±0.7Ma(MSWD=2.0)，代表岩体形成于早侏罗世的初期(图 7a)。花岗闪长岩的22颗锆石206Pb/238U表面年龄在168~189Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄为176.2±2.1Ma(MSDW=0.78)，证实岩体形成于中侏罗世早期(图 7b)。
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图 6 二长花岗岩和花岗闪长岩锆石CL图像 Fig. 6 CL images of zircons in the monzonitic granite and granodiorite in the Luming deposit |
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表 4 鹿鸣矿区花岗岩LA-ICP-MS法锆石U-Pb测年结果 Table 4 LA-ICPMS zircon U-Pb ages of the granites from the Luming deposit |
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图 7 鹿鸣矿区花岗岩年龄谐和曲线和等时线年龄图解 Fig. 7 U-Pb concordian and isochron age diagrams of the granodiorite from the Luming deposit |
鹿鸣钼矿所在的东北林区植被覆盖强烈，一直以来，矿区内花岗岩的类型、产状以及相对新老接触关系，主要是依据少量的地表露头、有限的采场剖面以及勘探钻孔岩心综合判别，一些与矿体空间联系不密切的岩石通常容易被忽视。近年来，精确的同位素测年给判定花岗岩的形成时间和期次提供了一系列不同的年代学数据，促使人们在思考成矿作用的同时，去关注矿区不同期次的花岗岩是否存在构造背景的差异，关注哪些花岗岩真正与斑岩成矿有成因联系。为此，笔者收集了近年发表的矿区花岗岩及矿石测年结果，加上本次工作共12个同位素年龄统计见表 5。
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表 5 鹿鸣矿区花岗岩及矿石辉钼矿年代学数据统计表 Table 5 The statistic isotopic ages of granites and molybdenites in Luming deposit |
数据显示，矿区已有的花岗质岩石可以分为三类：(1)形成于201.1±3.9Ma~194.8±0.7Ma的二长花岗岩和花岗斑岩(4个数据)；(2)形成约182Ma的二长花岗岩和花岗斑岩(2个数据)；(3)形成于174.0±2Ma~176.2±2.1Ma间的二长花岗岩、花岗斑岩和花岗闪长岩(4个数据)。
然而，如果仔细考察这些测年样品的岩石地球化学和岩石定名，不难发现不同的研究者在岩相学工作上存在差异。例如，本文二长花岗岩和花岗斑岩与韩振哲等(2010a)确定的二长花岗岩、似斑状二长花岗岩、花岗斑岩有着相似的主量与微量元素特点，它们均为矿体的赋矿围岩。但是，从花岗斑岩侵入到二长花岗岩的地质事实分析(韩振哲等，2010a)，如果二长花岗岩是矿区最古老的侵入体，其形成时代应该对应于上述大于190Ma地质年龄，花岗斑岩应该是晚于其后182Ma前后的侵入体。那么，按照花岗斑岩是成矿母岩的说法(刘翠等，2014)，二长花岗岩应该与斑岩成矿没有更多的成因联系，它只是矿体的赋矿围岩。
除此之外，刘翠等(2014)和杨言辰等(2012)也分别获取了174.0±2Ma花岗斑岩和178±0.7Ma二长花岗岩的同位素年龄，与本文花岗闪长岩176.2±2.1Ma结晶年龄十分相似。作者曾仔细对比了上述文献中这些样品的岩石地球化学数据，发现它们的稀土及微量元素在图解上也可以区分出两种类型：(1)低Sr花岗岩：Eu元素呈显著的负异常，稀土标准化配分模式呈不对称的“V”字形，Y、Yb、Lu等元素含量高的花岗岩，与本文二长花岗岩和花岗斑岩极为相似。(2)高Sr花岗岩：Eu负异常不显著、大离子亲石元素含量高、高场强元素Y、Yb、Lu等含量低的花岗岩，则与本文花岗闪长岩有着高度的相似性。
为了进一步有效区分矿区花岗岩形成时限，本文将二长花岗岩与花岗闪长岩重新进行锆石U-Pb法定年，证实赋矿的二长花岗岩形成于194.8±0.7Ma，是矿区内最老的花岗岩，而具有埃达克岩性质的花岗闪长岩形成于176.2±2.1Ma，是矿区内最新的花岗岩。因此，鹿鸣矿区花岗岩应该大致分为三期：(1)201.1±3.9Ma~194.8±0.7Ma的二长花岗岩；(2)182Ma前后的花岗斑岩；(3)174.0±2Ma~176.2±2.1Ma的花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩。尤其值得关注的是，花岗闪长岩与辉钼矿Re-Os法测得的成矿年龄高度一致。
5.2 埃达克岩与斑岩型矿床的成因联系 5.2.1 埃达克岩与斑岩型矿床岩石学研究认为，埃达克岩有两种成因类型：一类是由俯冲的年轻大洋板片发生部分熔融形成的O型埃达克岩，另一类是由加厚下地壳发生拆沉诱发岩浆或者玄武岩底侵下地壳形成的C型埃埃达克岩(张旗等，2011)。因此，它们既可以形成于岛弧俯冲的挤压环境(Defant and Drummond, 1990；Kepezhinskas et al., 1995；Drummond et al., 1996；Martin, 1999)，也可以形成于活动陆缘的地壳加厚区，或者板块碰撞缝合造山带(张旗等, 2001, 2002；Castillo, 2002, 2006；Kay and Kay, 2002；Wang et al., 2006)。但是，无论哪一种构造环境下的埃达克岩都与斑岩型矿床有着密切的成因联系。
埃达克岩与斑岩型矿床具有明确的成矿专属性。Thielemont et al.(1997)曾统计了全球43个Ag、Au、Cu、Mo低温热液和斑岩矿床，发现其中的38个与埃达克(质)岩有关；冷成彪等人(2007)也统计了中国的26个主要斑岩铜矿的地球化学特征和年代学，其中25个矿床与埃达克(质)岩有成因联系。与消减作用有关的俯冲洋壳与典型的岛弧岩浆源区不同，后者形成于地幔楔的部分熔融。埃达克岩浆只发生在角闪岩相变质的大致深度，是缘于浅部的高氧逸度条件有利于金属硫化物分解，有利于成矿物质在流体或岩浆中的溶解与富集。为此，Defant and Kepezhinskas (2001)、Defant et al. (2002)认为埃达克岩可以作为找矿标志，就像在金伯利岩中找金刚石一样，寻找斑岩型Au、Cu、Mo矿床应围绕埃达克岩体及周围地质体进行(王元龙等，2003)。
已经在中国东部识别出不同时代与斑岩矿床相关的埃达克岩：一些形成于古生代时期，例如与东北的多宝山铜矿，有关的埃达克岩形成于485±8Ma(张炯飞等，2004)；另外一些形成于中生代时期，例如江西的德兴斑岩铜矿，有之关的埃达克岩形成于171Ma前后(王强等，2004；Wang et al., 2006)，长江中下游的系列斑岩型矿床，相关的埃达克岩形成于150~120Ma期间(张旗等，2002；张旗, 2011)。除此之外，中国西部西藏的冈底斯和玉龙斑岩铜矿，含矿岩石属于高钾钙碱性或钾玄岩系列，也被视为具有埃达克岩性质的花岗岩，含矿岩浆主要来源于碰撞带镁铁质下地壳的部分熔融，或许局部也包含俯冲新特提斯残留洋壳板片的部分熔融(侯增谦等, 2003, 2005, 2012)。
然而，仍有一些形成于中-晚侏罗世的斑岩型矿床尚未发现埃达克岩。例如，伊春-延寿成矿带中北部的霍吉河钼矿、吉林的大黑山钼矿(170±3Ma)、黑龙江多宝山斑岩型铜矿附近的三矿沟铜矿(176±3Ma~177±3Ma)等(葛文春等，2007)，它们是否与埃达克岩有成因联系尚需进一步工作。
5.2.2 鹿鸣钼矿与埃达克岩斑岩型矿床，本质上是中-高温热液矿床，成矿物质及流体主要来自富含挥发分的花岗质岩浆。成矿过程中，富含挥发性组分的热液会冲破上覆岩石形成爆破角砾岩筒，或者携带成矿物质在围岩的构造裂隙中流动并与围岩发生水岩反应，如果物理化学条件合适，成矿物质就会在一定的空间内形成蚀变及矿化。因此，斑岩型矿床的赋矿岩体多数并非成矿母岩，母岩则是那些能够提供热液及矿质的岩浆岩。
鹿鸣钼矿有着斑岩型矿床几乎一致的地质特点：矿床产出在活动陆缘构造环境、与浅成高侵位的花岗岩具有时空联系、地表发育面型矿化蚀变分带、矿石呈细脉-浸染状构造、规模大、品位低以及矿石成分简单易选。矿区目前已经发现不同类型的斑岩体，例如，花岗斑岩及似斑状花岗闪长岩等，成矿时间及物质来源一直没有定论的主要原因，或许源于对各种花岗岩及成矿关系的混淆，对矿区出露的花岗岩哪些是赋矿围岩、哪些是成矿母岩认识的分歧。因此，如果仅靠露天采场和岩芯的少量信息，将赋矿花岗岩视为成矿母岩，把围岩的成岩年龄作为成矿年龄，容易忽略了埃达克岩是斑岩型矿床成矿母岩的重要信息。
目前，随着辉钼矿Re-Os法测年手段的日趋成熟，前人已经在此取得177.4±3.5Ma和177.5±1.2Ma的成矿年龄(谭红艳等，2012；刘翠等，2014)，该年龄不仅与矿区花岗闪长岩成岩年龄一致，与吉林大黑山斑岩型钼矿时代相似(葛文春等，2007)，并且与德兴斑岩铜矿也有着高度的可对比性(王强等，2004；Wang et al., 2006)。因此，不少研究者认为，当埃达克岩与非埃达克岩共存时，成矿主要与埃达克岩有关(朱弟成等，2003；侯增谦等，2012)。我们认为，正是鹿鸣矿区174.0±2Ma~176.2±2.1Ma这期富钠质的埃达克岩浆作用，迫使先期的二长花岗岩和花岗斑岩形成断裂构造及角砾岩筒状破碎。携带大量Mo、Cu和挥发分的热液在流动迁移过程中，与围岩发生水岩反应形成硅化、钾化及高岭土化蚀变，并释放成矿元素富集成矿，埃达克岩本质上是斑岩型Mo矿床的成矿母岩。
5.3 岩浆来源及其成矿动力学背景埃达克岩可以形成在不同的构造环境，消减带火山弧下大洋板片的俯冲或者弧-弧碰撞带下加热洋壳的部分熔融，是形成O型埃达克岩浆形成的合理解释，同时也被St. Helens山和东南亚出露的埃达克岩所证实(朱弟成等，2003)。C型埃达克岩则被认为形成于岛弧、大陆板内伸展和活动大陆碰撞造山带等环境(张旗等, 2001, 2009；王强等，2001；Defant et al., 2002；Xu et al., 2002；王元龙等，2003；王强等，2004)。
中生代时期，中国东部及其邻区经历了几次重大地质事件。首先，在印支期完成几个陆块的先后碰撞与对接，使得华南、华北、西伯利亚板块以及中间小的地块联成一体，形成由北而南由兴蒙造山带、华北板块、秦岭-大别造山带、扬子板块和华南造山带组成的大地构造格局。碰撞造山过程及其造山后的伸展，大量花岗岩浆多期次上侵定位，构成了中国北方乃至中国东部最为宏大的花岗岩浆侵位事件。随后，伊泽奈齐板块于200Ma前后的侏罗纪开始向亚洲大陆俯冲，导致中国东部整体从特提斯构造域向太平洋构造域发生转换，致使中国大陆及邻区受到总体向北西方向的挤压和缩短(万天丰和卢海峰, 2014)。中侏罗世时期，板块的俯冲逐渐使中国东部成为活动大陆边缘，随着板块持续的俯冲作用，大陆地壳不断加厚，中国东部岩石圈在中生代晚期发生减薄，145~120Ma期间减薄到最大程度导致软流圈与地壳直接接触，来自软流圈的高热物质直接涌入下地壳诱发部分熔融，由此形成了中国东部大面积分布的晚侏罗世-早白垩世花岗岩，构成形成135Ma前后爆发式多金属成矿(吴福元等，2000；毛景文等，2008)。
中国东部中生代时期的埃达克岩，很多人根据所在的大陆边缘环境认为是C型埃达克岩。事实上，运用岩石地球化学很难鉴别与斑岩成矿有关花岗质岩石的物质来源，埃达克岩的多样性是由构造环境的差异、源岩性质的差异、压力的差异以及岩浆是否与地幔或地壳发生混合作用造成的，岩浆的成分是中生代岩石圈构造演化的必然结果。
伊春-延寿成矿带地处中亚造山带东段，与中国东部一样历经古亚洲洋、古特提斯洋、滨太平洋以及北部蒙古-鄂霍茨克洋俯冲消减的演化及叠加(吴福元等，1999；孙德有等，2004)，发育多期与斑岩型成矿有关的花岗质岩浆活动(葛文春等，2007)。如果说燕山运动之前的C型埃达克岩是与岩石圈增厚导致的下地壳熔融，相应的岩浆及火山作用产物主要分布在近E-W向的构造岩浆带上，并以晚三叠世双峰式火山作用代表古亚洲洋闭合后的最后伸展(许文良等，2013)，那么，早侏罗世开始的伊泽奈齐板块的侧向俯冲，形成的构造岩浆带则随着板块北移及逆时针转动总体呈NE向展布。174.0±2Ma~176.2 ±2.1Ma的中侏罗世前后，本区处于活动性陆缘或火山弧后环境，虽然俯冲作用产生地壳增厚，但此时还不足以引起岩石圈的拆沉。斑岩型矿床的成矿物质可能与大洋板块俯冲有关，应该是消亡板片在角闪岩相过渡带发生脱水的转变，产生富水、富钠、富集大离子亲石元素、亏损高场强元素及成矿物质的埃达克岩浆，这部分岩浆的高侵位构成鹿鸣钼矿的成矿母岩。
6 结论(1) 鹿鸣矿物花岗岩按照地球化学特点及同位素年龄大致可以分为3期：(201.1±3.9Ma~194.8±0.7Ma的低Sr赋矿二长花岗岩；(182Ma前后的低Sr赋矿花岗斑岩；(174.0±2Ma ~176.2±2.1Ma的高Sr埃达克性质的花岗闪长岩和似斑状花岗闪长岩。
(2) 埃达克岩形成于中侏罗世，与鹿鸣斑岩成矿的时间一致，是斑岩型矿床的成矿母岩，岩浆可能源于太平洋板片侧向俯冲过程中的部分熔融。埃达克岩出现的时限代表了太平洋板块发生萎缩消减的时间，同时也代表了太平洋构造域岩浆及成矿作用的开始。
(3) 埃达克岩浆的产生通常代表板块消减或陆陆碰撞的大构造事件，相应的岩浆作用及斑岩成矿一定不局限于某个或某几个岩体。鹿鸣钼矿床埃达克岩的首次发现，不仅为该矿床成因类型划分提供理论支撑，更重要的是可为区域斑岩型矿床的找寻提供线索，以期能通过认真的岩石学工作，在伊春-延寿成矿带内甄别出更多类似的斑岩型矿床。
致谢 感谢审稿人提出的宝贵意见；野外考察及取样工作得到中铁资源集团有限公司副总工程师姚敬金博士及鹿鸣钼矿魏金江矿长的大力支持，在此表示感谢。
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