2014, Vol. 30
2. Department of Earth Science, the University of Durham, Durham DH1;
3. 黑龙江省区域地质调查所, 哈尔滨 150080;
4. 中铁资源集团, 北京 100039;
5. 黑龙江地质调查总院, 哈尔滨 150036
, DENG JinFu1, LUO ZhaoHua1, TIAN ShiPan3, ZHANG Yu3, ZHONG ChangTing4, SELBY David2, ZHAO HanDong5
2. Department of Earth Science, the University of Durham, Durham DH1;
3. Heilongjiang Province Institute of Regional Geology Survey, Haerbin 150080, China;
4. China Railway Resources Group Co., LTD, Beijing 100039, China;
5. Heilongjiang Institute of Geological Survey, Haerbin 150036, China
1 引言
近年来，小兴安岭-张广才岭的资源勘查工作取得了重要进展，小兴安岭伊春鹿鸣钼矿是2004年发现的一个超大型斑岩型钼矿床(时永明等，2007)，已探明Mo金属储量达89万吨，平均品位为0.084%(邵军等，2012)。该矿床一经发现，立即引起了极大的关注，在矿床地质学(时永明等，2007；邵军等，2012；于海军，2012)、成矿年代学(谭红艳等，2012；邵军等，2012；马顺清和陈静，2012)、岩石地球化学(杨言辰等，2012；马顺清和陈静，2012；田世攀，2013)、成矿地质环境(韩振哲等，2010a；马顺清和陈静，2012；谭红艳等，2012)等方面开展了相关研究，积累了一定的资料。尽管如此，一些关键科学问题依然存在争议。例如，关于鹿鸣钼矿的形成时代(表 1)，部分作者将其归属为印支期(韩振新等，2004；时永明等，2007；韩振哲等，2010a)，而多数作者则报道了早侏罗世的成岩成矿年龄(马顺清和陈静，2012；陈静等，2012；杨言辰等，2012；邵军等，2012；谭红艳等，2012)。即使认为成岩成矿作用发生在早侏罗世的作者之间，对成岩成矿年龄的认识也存在分歧。例如，马顺清和陈静(2012)对矿区出露的二长花岗岩(即鹿鸣花岗岩，下同)和花岗斑岩分别给出了195.4±1.4Ma和197.6±1.3Ma的锆石U-Pb年龄，而杨言辰等(2012)则对二长花岗岩给出了176±2.2Ma的锆石U-Pb年龄，二者相差约20Ma。邵军等(2012)还给出了一组201.1±3.9Ma的锆石SHRIMP U-Pb年龄。此外，不同测年方法也得出各异的定年结果。例如，谭红艳等(2012)给出的含矿二长花岗岩LA ICP-MS锆石U-Pb年龄为187.1±1.2Ma，而辉钼矿Re-Os等时线年龄则为177.4±3.5Ma。因此，基于这些测年结果探讨成岩成矿过程及其表征的大地构造环境时，往往给出矛盾的信息。
 | 表 1 鹿鸣钼矿区侵入岩与成矿年代学数据表 Table 1 The isotopic ages of intrusive body and metallogenic epoch in Luming deposit |
矛盾的信息可能来自对致矿侵入体和定年样品的识别具有不同的准则，也来自对火成岩构造组合的不同认识。研究表明，火成岩可能含有多种晶体群(Jerram and Martin， 2008; 罗照华等，2013)，并非总是所有的矿物晶体都来自寄主熔体的结晶作用，对于锆石尤其如此(Harley et al., 2007)。此外，赋矿侵入体并非总是致矿侵入体，这可能导致定年样品和测试颗粒的选择复杂化。
斑岩型矿床被认为是直接来源于火成岩的矿床类型(Lowell and Guilbert， 1970; Richards et al., 2001; 芮宗瑶等，1984)，鉴于对金属矿物的研究手段有限，前人对于斑岩型矿床的研究往往是通过对被认为成矿同期的中酸性侵入岩(或斑岩)(下文称致矿侵入体)的研究来揭示矿床成因及其大地构造背景(Richards， 2003，2005; Hou et al., 2003; 侯增谦，2004; Hollings et al., 2005; 罗照华等，2008; 曾庆栋和刘建明，2010; 曾庆栋等，2011; 聂凤军等，2013)。但是，矿区的火成岩十分复杂，多期次的岩浆活动以及流体等作用，使得致矿侵入体的识别十分困难。为此，笔者对鹿鸣钼矿床进行了同位素年代学、岩石学和岩石学球化学研究，试图阐明成岩、成矿的年龄、致矿侵入体的识别及成因、成矿及其地球动力学背景约束。 2 区域地质背景及矿床地质特征
火成岩构造组合(igneous petrotectonic assemblage)可以表征大地构造环境与板块或大陆块体边界的性质(Condie，1982; Pitcher，1982; Barbarin，1999; 邓晋福等， 2004，2007a)，其根本原因是不同的构造分区具有独特的岩石圈-软流圈物质结构和构造热体制。因此，为了阐明矿床的形成条件，首先需要理解区域地质背景和矿床的地质特征。 2.1 区域地质背景
小兴安岭-张广 才岭地区位于兴蒙造山带的东端，经历了古亚洲洋构造域、滨太平洋构造域以及北部蒙古-鄂霍茨克洋俯冲消减的演化、转换及叠加，地质背景十分复杂(李锦轶等，2009;Wu et al., 2011;Ge et al., 2007;许文良等， 2012，2013 )。
兴蒙造山带以NW、SN及NE向断裂将该区划分为额尔古纳地块，兴安地块，松嫩地块，小兴安岭-张广才岭造山带(松嫩地块和小兴安岭-张广才岭造山带又称之为松嫩-小兴安岭地块)，完达山地块和佳木斯地块等(图 1a)(黑龙江省地质矿产局，1993)。小兴安岭-张广才岭造山带西邻松辽盆地，东以嘉荫-依兰-牡丹江断裂为界与佳木斯地块相接，北以黑河-嫩江断裂为界与兴安地块相连(图 1a)。该区出露的基底岩系被认为主要为古元古代东风山群和晚元古代张广才岭群，后者在形成时代上类似于佳木斯地块中的马家街群。张广才岭群为一套浅变质的中基性火山岩-碳酸盐岩-陆源碎屑岩建造，相当于大陆边缘海盆-岛弧体制下产生的海相火山沉积建造(赵寒冬等，2009)。区内的盖层岩系包括下寒武统铅山组、中奥陶统小金沟组等陆缘浅海相碎屑岩- 碳酸盐岩，上二叠统五道岭组为陆相中酸性火山岩建造，上三叠统凤山屯组为流纹岩及其火山碎屑岩。此外，还有上侏罗统帽儿山组陆相酸性火山岩组合及下白垩统淘淇河组、板子房组等沉积-火山岩组合等。由此可见，盖层的堆积包含了多个沉积间断和火山-沉积旋回，反映该区具有复杂的地质演化史。
 | 图 1 鹿鸣钼矿区地质简图(据于海军，2012；中铁资源地质勘查有限公司，2013①；杨言辰等，2012等修改) Fig. 1 Schematic geological map of the Luming deposit(after Yu，2012; Yang et al., 2012) |
①中铁资源地质勘查有限公司.2013. 黑龙江省铁力市鹿鸣钼矿补充勘查报告.内部资料
该区曾经被归属于海西晚期吉黑褶皱系。后来，依据Rb-Sr、K-Ar同位素测年结果，认为该带是叠加在加里东期花岗岩带之上的印支期花岗岩带(黑龙江地质矿产局，1993)。随着原位锆石U-Pb定年技术的应用，发现该区早古生代花岗岩仅有少量出露(吴福元等，1998; Wu et al., 2003; 孙德有等，2004)，各类花岗岩主要形成于早侏罗世(吴福元等，1998; 孙德有等，2004; Wu et al., 2011; Ge et al., 2007; 隋振民等，2007)。小兴安岭地区的显生宙花岗岩带总体呈近SN向展布，花岗闪长岩-二长花岗岩-碱长花岗岩组合构成花岗岩带的主体(黑龙江省地质矿产局，1993；韩振哲等，2010a)。根据许文良等(2012)，黑龙江省东部古生代-早中生代岩浆活动可划分成8期：早奥陶世(485Ma)、晚奥陶世(450Ma)、中志留世(425Ma)、中泥盆世(386Ma)、早二叠世(291Ma)、中二叠世(268Ma)、晚三叠世(201~228Ma)以及早侏罗世(184Ma)。这样的火成岩时空分布不仅表明了该区的长期活动，而且暗示了松嫩-小兴安岭地块与佳木斯地块的强相互作用。Ge et al.(2007)认为在中生代初期，佳木斯板块与已拼合的松嫩-额尔古纳板块一起沿牡丹江断裂拼合。隋振民等(2007)对东北地区侏罗纪花岗岩的研究认为佳木斯地块与松嫩地块的拼合时间可能为侏罗纪(165~180Ma)。
恰恰正是上述复杂的地质构造演化，造就了该区丰富的矿产资源，小兴安岭-张广才岭是我国东北一条重要的钼、铅、锌、金等多金属成矿带(韩振新等，2004；黑龙江省地质矿产局，1993)。带内已发现各类矿床20余处，包括鹿鸣钼矿(超大型)、东安金矿床(大型)、翠宏山铁、钼多金属矿床(大型)、霍吉河大型钼矿、徐老九沟铅锌矿床(中型)、翠岭钼矿及其他众多的小型矿床等(韩振新等，2004；时永明等，2007)(图 1a)。 2.2 矿区地质及侵入岩岩相学特征
如图 1b所示，鹿鸣矿区约70%出露的为二长-正长花岗岩，面积约为3.21km2，本文称之为鹿鸣花岗岩。矿区北部和东南部为的黑云母二长花岗岩(前人称之为黑云母花岗岩)，出露面积约0.64km2，区域上与二长花岗岩为相变的关系(图 1b)(中铁资源地质勘查有限公司，2013；时永明等，2007)(本文也将之划归到鹿鸣花岗岩中)。其次是脉状的细粒花岗岩、花岗斑岩及矿区西部被认为成矿后期的正长花岗岩等。
鹿鸣花岗岩呈北西向不规则长条状展布，前人认为属西北河岩体的一部分(时永明等，2007)。西北河岩基面积约110km2，岩体南起响水河，呈北东向展布于西北河一带。鹿鸣花岗岩具中-细粒花岗结构(约0.1~5mm)，块状构造，岩石主要类型为二长花岗岩-正长花岗岩。本文采集的样品采自钻孔ZK6001的58m深处，为正长花岗岩，粒度约2mm，属于中粒结构，块状构造。主要矿物为钾长石(40%~50%)，石英(20%~30%)，斜长石(10%~15%)，暗色矿物主要为黑云母(5%~15%)，副矿物有锆石、褐帘石等。其中石英发育明显的波状消光，说明岩体后期受到了挤压应力。鹿鸣花岗岩是主要的赋矿岩体。
细粒花岗岩在矿区呈脉状分布。一条大脉呈北北西向展布，其余的小细脉呈北东向展布，侵入到二长花岗岩和黑云母花岗岩中(图 1b)。细粒结构(0.2~2mm)，块状构造，主要矿物为钾长石、石英、斜长石，其中石英约占25%~30%，次要矿物为角闪石，黑云母，金属矿物主要为黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿等。镜下可见金属矿物往往在黑云母、角闪石等多的地方聚集，并且与之共生。岩石除绢云母化外，还明显地发育钾化，硅化等蚀变。
花岗斑岩出露于矿区中部，基于钻孔观察，岩体向下变宽(图 1和图 2)(中铁资源地质勘查有限公司，2013)。斑晶主要为钾长石约20%~30%，少量石英(约5%)斑晶、黑云母斑晶(1%)，石英斑晶有熔蚀现象。基质主要为上述三种矿物的组合，粒度为显微显晶质结构，部分晶体可能为重结晶产物(图 3b)。岩石普遍发生绢云母化和钠黝帘石化。辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿等在斑岩内主要以细脉浸染状和星点状存在(图 3c)。
 | 图 2 鹿鸣钼矿区07勘探线地质剖面图(据中铁资源地质勘查有限公司，2013) Fig. 2 The geological profile of No.07 line in the Luming deposit |
 | 图 3 岩相学照片 (a)-黑云母正长花岗岩(鹿鸣花岗岩)；(b)-花岗斑岩，主要以钾长石为斑晶，少量石英斑晶、黑云母斑晶.石英斑晶有熔蚀.基质发育三连点，发育弱的泥化、绢云母化；(c)-花岗斑岩含有星点状黄铁矿、黄铜矿矿化；(d)-花岗斑岩的基质中含有同岩浆锆石.Pl-斜长石；Kf-钾长石；Q-石英；Bi-黑云母；Cpy-黄铜矿；Py-黄铁矿；Zr-锆石 Fig. 3 Photomicrographs of the granite porphyry and granite in Luming deposit (a)-biotite syengranite;(b)-granite porphyry;(c)-star-like mineralization in granite porphyry;(d)-magma zircon in the matrix of granite porphyry |
花岗细晶岩：在钻孔中控制了一套北西走向的花岗细晶岩脉，该岩脉中矿物颗粒细小，其中黄铁矿晶型较好，多呈立方体状，对矿体起到破坏作用，局部见二长花岗岩的捕虏体。
正长花岗岩(Kγ)：主要分布于在工作区的西部，与鹿鸣二长(正长)花岗岩呈不规则的断层接触，主要沿F3断层分布，钻孔资料显示其可能为成矿后的岩石(中铁资源地质勘查有限公司，2013)。
在矿区的中部，可见到有破碎的热液角砾岩(图 1b和图 2中的Hb)。岩石总体碎裂较重，高岭土化较强。该区恰为矿体较发育部位。 2.3 矿床地质特征
矿区的构造以断裂为主，具体表现为北关-平安-鹿鸣-伊林压扭性断裂的次级构造，总体呈北东走向或北西走向。经过勘探工作，表明原勘探报告中的断层在深部没有显示(杨言辰等，2012；邵军等，2012)，在矿区西侧发育张性的F3断裂(图 1b)(中铁资源地质勘查有限公司，2013)。
矿区内共圈定1条矿体(I)(图 1b和图 2中矿体部分)，分布在矿区中部的钾硅化鹿鸣花岗岩、花岗斑岩和热液角砾岩(图 1中的Hb)中。还有其他一些小矿体，数目众多，但规模均很小，分布在主矿体下部的南北两侧，属其边缘的旁侧矿体，均为隐伏矿体。矿体地表呈短轴状，出露长度1km，最宽1km，面积约1km2，矿体控制最深为698m，平均品位0.092%。在勘探线剖面上，I号矿体西侧为断层F3切断(图 1b)，与矿区西部的正长花岗岩呈断层接触，断层倾角50°，呈较快速尖灭趋势。矿体北部、东部、和南部边界均为内倾收缩(图 2)，矿体总体呈锅状(于海军，2012)。辉钼矿往往以石英脉状、细脉浸染状、星点状等产出。
矿体主要围绕斑岩体产出，斑岩体内外接触带发育硅化-钾化带，斑岩体边部矿化强，构成斑岩型矿体，内部矿化较弱，形成矿体中部弱矿化核。向下到斑岩体矿化变弱，剖面上见矿体向下尖灭在斑岩体变宽的部位(图 2)，围绕斑岩体向外分别发育硅化-钾化带、硅化-伊利石化-钾化带、硅化-伊利石化-绿泥石化带和硅化-绿泥石化带，与传统斑岩型矿体模型较吻合(图 1b和图 2)。处在硅化-伊利石化-钾化带内的细粒花岗岩有矿化，在该蚀变带外则矿化弱或无矿化。I号矿体内的细粒花岗岩因为成矿花岗斑岩体侵入的结果，矿化较好(中铁资源地质勘查有限公司，2013)。所有这些现象均表明，花岗斑岩体是鹿鸣钼矿的致矿侵入体。
3 同位素年代学研究 3.1 样品与测试方法 3.1.1 锆石LA ICP-MS U-Pb测年方法
锆石单矿物分选在廊坊区域地质矿产调查研究所完成，岩石经过粉碎，筛分和淘洗后，再次重选和电磁选，最后在实体显微镜下逐粒挑选获得锆石样品。然后用DEVCON环氧树脂将锆石颗粒固定于靶托，然后磨光至颗粒中部，对锆石靶进行镀金，制作环氧树脂样品靶，阴极发光图像在锆年领航科技有限公司拍摄。
锆石U-Th-Pb同位素测年在天津地质矿产研究所同位素实验室利用激光烧蚀多接收等离子体质谱仪(LA-MC-ICPMS)进行锆石微区原位U-Th-Pb同位素测定，仪器配置和试验流程参见李怀坤等(2010)。采用TEMORA和GJ-1作为外部锆石年龄标准进行U、Pb同位素分馏校正(Jackson et al., 2004)。采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2009)和Isoplot程序(Ludwig，2003)进行数据处理，采用208Pb校正法对普通铅进行校正(Anderson，2002)。
3.1.2 39Ar-40Ar测年方法
黑云母单矿物分选同上，清洗、烘干、粉碎在60~80目，然后在双目镜下人工挑选黑云母。在二次水中多次超声清洗。在整个过程中应特别小心地避免混人氯离子、碳氢化合物及其他污染物。样品烘干后称重，并用铝箔包裹，与标准样品一同装入内径0.8cm、长约2.5cm的石英玻璃管中，封口。样品管上部用石英棉填塞，之后将样品管密封，置于石英玻璃罐内，然后用0.5mm厚的Cd皮包裹。将包裹后的样品罐置于中国原子能科学研究院49-2反应堆H8孔道进行中子照射，照射时间30h。用于中子通量监测的标准样品是Bern4-M(Jäger et al., 1963)，年龄为18.7±0.06Ma(2σ)。39Ar-40Ar 在中国地质科学院地质所由陈文等完成。详细的 测试流程详见陈文等(2002)。
3.1.3 辉钼矿Re-Os测年方法
辉钼矿单矿物分选同上。辉钼矿Re-Os的化学分离、纯化和质谱测试在中国地质科学院国家地质实验测试中心Re-Os实验 室完成。Re-Os 同位素分析测试步骤包括样品的制备和质谱测定，样品的制备包括Re和Os的分离及纯化。样品处理、分析方法及流程参照有关文献(杜安道等， 1994，2001; 屈文俊和杜安道，2003; Shirey and Walker， 1995; Du et al., 2004)。 3.2 测年结果 3.2.1 LA ICP-MS锆石U-Pb测年结果
开展锆石LA ICP-MS测年的样品LM090816-11，在钻孔ZK6002的480m处采得，采样位置见图 1b，岩性为花岗斑岩，样品重约0.5kg，仅挑出了39颗锆石。
由于斑岩经常具有多种来源的结晶晶体(群)(捕掳晶、残留晶、熔体晶群、流体晶群)等，基质晶系指岩浆最终定位后结晶的晶体，其粒径一般较小，火山岩中常称微晶，但深成岩中粒径可达毫米级(罗照华等，2013)，该花岗斑岩的岩相学图像显示(图 3d)，锆石发育在基质中，共结结构，为熔体晶群中的基质晶，系同岩浆锆石。
锆石CL图像见图 4。图 4a中的锆石为无色，透明-半透明，该斑岩中锆石的形态一般为长柱状，少量短柱状，长宽比约为1.51~41。锆石自形程度好，多数锆石晶形完好，均发育明显的岩浆振荡环带，一般中心无核，结构完整统一，表明为同期锆石。
 | 图 4 花岗斑岩(样品LM090816-11)锆石阴极发光(CL)图像 Fig. 4 The cathodoluminescence(CL)images of granite porphyry(Sample LM090816-11) |
正因为锆石的来源可能有多种，测试过程中重点关注了不同颜色、晶型等特征的锆石(图 4b)。LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb测试分析结果见表 2和图 5a，共分析了22颗锆石22个点，但是点6、11、15、18和20因Pb含量太低，为无效测点(图 4b;表 2中删除)。其余17个点的Th/U值为0.45~1.1，一般认为，岩浆成因锆石的Th/U值大于0.4，变质重结晶锆石的Th/U值小于0.1(Rubatto and Gebauer， 2000)，结合CL图像中的岩浆振荡环带，故本次测试中22颗锆石的分析结果亦符合岩浆锆石的特征。
| 表 2 LA ICP-MS锆石U-Pb测年结果(LM090816-11) Table 2 The analysis of LA ICP-MS zircons U-Pb dating |
 | 图 5 鹿鸣矿区年代学测试结果 (a)-花岗斑岩锆石U-Pb年龄谐和图及测年结果加权平均值；(b)-花岗斑岩中黑云母40Ar/39Ar坪年龄谱图；(c)-辉钼矿Re-Os等时线年龄 Fig. 5 The analysis results of geochronology of the Luming deposit |
如图 5a所示，锆石测年加权平均年龄为174.0±2Ma(MSWD=3.2)(表 2、图 5a)，表明该花岗斑岩结晶于早侏罗世末期。阴极发光图像(CL)中颜色较深，表明其U含量较高。大部分锆石边部常发育一圈或大或小的黑边，包括CL图像颜色较深，可能反应上述岩浆锆石经历了热液的改造。
3.2.2 鹿鸣(二长)花岗岩中黑云母40Ar-39Ar测年结果
本文对鹿鸣(二长)花岗岩中的黑云母开展了39Ar-40Ar测年，LM090816-12样品在钻孔ZK6401 230m深处采得，为黑云母二长花岗岩。详细的测试结果见表 3和图 5b。样品从900~1400℃之间的视年龄构成一条175.9+1.1Ma的年龄坪。积累的39Ar达到了98.8%，坪年龄为175.9±1.1Ma(2σ)。正等时线年龄为176.0±2.0Ma，反等时线年龄为174.8±1.8Ma。在40Ar/36Ar-39Ar/36Ar图解上出现了10个点一致的等时线。在正等时线图上初始的40Ar/36Ar=286.0±9.6(MSWD=1.9)，在反等时线图解中初始40Ar/36Ar=295±13(MSWD=33)。上述说明没有过剩Ar的存在，也没有Ar的丢失，坪年龄与正、反等时线年龄在误差范围内一致，所以作者使用坪年龄175.9±1.1Ma代表黑云母的结晶年龄，说明鹿鸣花岗岩形成于175.9±1.1Ma。
| 表 3 鹿鸣矿区二长花岗岩(样品LM090816-12)中黑云母Ar-Ar阶段升温加热分析结果 Table 3 Stepwise heating 40Ar-39Ar age data of biotite from granite(Sample LM090816-12)in the Luming deposit |
本文对5个样品开展了辉钼矿Re-Os的测试，样品LM090816-1采自钻孔ZK6401的120m深处，为石英脉型辉钼矿。样品LM090816-2采自钻孔ZK6401的105m深处，岩性为石英脉型辉钼矿。样品LM090816-3采自钻孔ZK6401的6m深处，岩性为斑岩中辉钼矿脉。LM090816-8采自ZK6401的245m深处，样品LM090816-13采自ZK6001的253m深处，为辉钼矿脉。所有的辉钼矿样品均以细脉状、被膜状等产在石英辉钼矿脉中，粒度约0.02~0.1mm。寄主岩性以二长花岗岩为主。样品的重量及Re、Os含量等测试结果见表 4。由于辉钼矿的Re和187Os之间存在失藕，因此样品重量及粒度大小会在一定程度上影响辉钼矿的测试结果(Stein et al., 1998; Selby and Creaser， 2004; 杜安道等，2007)，故本文测试的辉钼矿重量均在30mg之上(据Selby and Creaser， 2004，年轻的酸性侵入岩里的辉钼矿在10mg以上就可以满足测试要求)。本文测试样品的粒度均小于0.1mm，可以有效避免Re的扩散和Re-Os的解耦(Selby and Creaser， 2004)。
| 表 4 辉钼矿测试结果 Table 4 Re-Os isotopic data for molybdenite from the Luming deposit |
本文样品Re含量介于12.01×10-6~57.11×10-6，187Os含量介于22.33×10-9~106.4×10-9之间。187Re对187Os用Isoplot(Lugwig，2003)处理的等时线年龄177.8±2.3Ma(MSWD=0.078)(图 5c)。Re-Os的模式年龄介于177.1±2.5Ma~177.8±2.5Ma之间，在误差范围内一致。这表明鹿鸣的辉钼矿形成于同一个时代，具有相同的成因。所有模式年龄的加权平均年龄为177.5±1.2Ma(0.66%)(MSWD=0.058)。与等时线年龄类似。样品的普通Os除一个样品外，其余均小于等于0.015×10-9，与187Os含量相比，说明普通Os的影响可以忽略不计(表 4)。标样JDC的两个年龄分别为140.1±2.1Ma和139.4±2.4Ma，在误差范围内与标准值一致。空白样品BK显示Re分别为0.0031×10-9和0.0096×10-9，普Os均为0.0002×10-9，表明该批样品的整体测试过程全流程空白，即该批样品的检测是可靠的。因此，本文认为该等时线年龄177.8±2.3Ma代表辉钼矿的形成年龄。即鹿鸣辉钼矿的形成时代为早侏罗世末期。 4 岩石地球化学特征
本文对鹿鸣钼矿区的花岗岩类开展了元素地球化学分析，全岩样品无污染碎样在河北廊坊区域地质矿产调查研究所实验室完成。首先岩石样品进行粗碎，清洗烘干后将样品用无污染碎样机细碎至小于5mm，之后置于无污染玛瑙球磨机的玛瑙罐内磨至200目以下。主量元素分析、痕量元素分析在核工业地质分析测试研究中心完成。主量元素分析采用GB/T 14506.28—93硅酸盐岩石化学分析方法X射线荧光光谱法测定，痕量元素采用DZ/T 0223—2001电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)方法测定。 4.1 主元素地球化学特征
元素地球化学分析见表 5和图 6。
鹿鸣花岗斑岩SiO2介于67.78%~76.23%；全碱含量介于6.84%~8.71%，Al2O3较高(11.31%~15.22%)，富Mg(0.52%~1.15%)。在TAS图上属于亚碱性系列(图 6a)，除一个样品落入石英二长岩区，其余样品均落入花岗岩区，因此结合手标本、镜下及TAS命名见表 4。在SiO2-K2O图解(图 6b)中，岩石样品大多属于高钾钙碱性系列，显示出岩石相对富钾的特征。在A/NK-A/CNK图解中鹿鸣花岗斑岩以过铝质类型为主，仅有一个属于准铝质(图 6c)。在Peacock钙碱指数以钙碱性(CA)为主，含有少量钙性(C)和碱钙性(AC)(图 6d)。MgO的含量较高，在SiO2-FeOT/MgO图解全部属于低铁钙碱性(LF-CA)(图 6e)。基于Collins et al.(1982)的SiO2-Nb图解，该花岗斑岩属于I型花岗岩类，即为Wu et al.(2003)所称的高分异的I型花岗岩(图 6f)，而不是A型花岗岩类。
鹿鸣花岗岩SiO2介于69.94%~82.14%；全碱含量介于4.74%~8.25%，Al2O3较高(8.63%~14.88%)，富Mg(0.22%~1.54%)。在TAS图上属于亚碱性系列，样品均落入花岗岩区，因此结合手标本、镜下及TAS命名见表 5。在SiO2-K2O图解(图 6b)中，岩石样品大多属于钾玄岩系列为主，少量高钾钙碱性系列，显示出岩石相对富钾的特征。在A/NK-A/CNK图解中鹿鸣花岗斑岩为过铝质(图 6c)。在Peacock钙碱指数以钙碱系列(CA)为主，仅有一个样品落入碱钙系列(AC)(图 6d)。MgO含量较高，在SiO2-FeOT/MgO图解大部分属于低铁钙碱系列(LF-CA)，少部分属于CA，而不是拉斑系列(TH)(图 6e)。基于Collins et al.(1982)的SiO2-Nb图解，该花岗岩属于I型花岗岩类，而不是A型花岗岩类(图 6f)。
| 表 5 鹿鸣钼矿区花岗岩类元素地球化学分析测试表(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 5 Major(wt%) and REE(×10-6)elements compositions of granites in the Luming molybdenum deposit |
①黑龙江区调所. 2009.黑龙江省主要钼矿床特征.内部资料.94-117
 | 图 6 鹿鸣钼矿区花岗岩类地球化学特征 (a)-TAS分类图(Middlemost，1985; Ir-Irvine分界线，上方为碱性，下方为亚碱性，据Irvine and Barapar， 1971): 6-花岗岩；11-石英二长岩；(b)-SiO2-K2O图解(Peccerillo and Taylor， 1976)；(c)-A/NK-A/CNK图解(Maniar and Piccoli， 1989)；(d)-SiO2-(K2O+Na2O-CaO)图(Frost et al., 2001)：A-碱性；AC-碱钙性；CA-钙碱性；C-钙性；(e)-SiO2-FeOT/MgO关系图(LF-CA为低铁钙碱，LF-CA与CA分界线据Arculus，2003)；(f)-SiO2-Nb图解(Collins et al., 1982). “△”-花岗斑岩；“×”-二长(正长)花岗岩；图例下文同 Fig. 6 Geochemistry of Luming granites |
在Harker图解(图 7)中，可以看出，鹿鸣花岗斑岩(含细粒花岗岩)的SiO2与Al2O3、CaO、P2O5、Na2O等呈很好的负相关，与FeOT呈不明显的负相关。与TiO2、MnO、MgO、K2O总体相关性不明显。反映斑岩的形成经历了一定的岩浆分异作用，但是并不明显，尤其是几乎没有含FeO和MgO等的暗色矿物分离。鹿鸣花岗岩的Harker图解与斑岩类似，SiO2与Al2O3、FeOT、CaO、Na2O、P2O5等呈好的负相关，与TiO2、MnO、MgO相关性不明显。与花岗斑岩不同的是，其与K2O呈正相关。从大多数元素来看(除了Al2O3和CaO)，花岗斑岩与鹿鸣花岗岩线性关系并不明显，说明岩浆结晶分异不是其主要的演化机制。但各元素成分位置在图中基本重合，可能说明二者具有相似的岩浆起源。
 | 图 7 鹿鸣钼矿区花岗岩类的Harker图解 Fig. 7 Harker diagrams of granites in the Luming deposit |
在痕量元素对球粒陨石的标准化蛛网图中(图 8a)，鹿鸣花岗斑岩富集Rb、K等大离子亲石元素(LILE)及La、Sr、Hf、Nd等非活动性元素(IME)，Ta、Nb等高场强元素(HFSE)为谷，大离子亲石元素Ba、P、Ti为谷，表明其主要来源于陆壳。Rb=108×10-6~129×10-6，Sr=245.6×10-6~587×10-6，Ba=521×10-6~1006×10-6，相当于原始地幔的数十倍。岩浆岩的Rb/Sr和Rb/Ba比值分别为0.18~0.5和0.09~0.24，远高于原始地幔的相应值(分别为0.029和0.088)，说明岩浆经历了较高程度的分异演化或者是地壳低度部分熔融的产物，与主元素特征一致。其中样品LM090816-10和LM7具有高的Sr含量，分别为587×10-6和532.3×10-6(>400×10-6)，而Y含量较低，分别为16.2×10-6和9.5×10-6(<18×10-6)，具有较高的Sr/Y比值，分别36.23和56.03(表 5)，具有Defant and Drummoud(1990)所说埃达克岩特征，可能说明来源于俯冲相关的环境或加厚陆壳。结合主元素MgO较高的特征，认为可能与俯冲环境有关。
 | 图 8 鹿鸣矿区花岗岩类球粒陨石标准化微量元素蛛网图(a，标准化值据Thompson，1982)和原始地幔标准化稀土元素配分图(b，标准化值据Sun and McDonough， 1989) Fig. 8 Chondrite-normalized trace elements spider diagrams(a，normalization values after Thompson，1982) and primitive mantle-normalized REE pattern diagrams(b，normalization values after Sun and McDonough， 1989)of granites in Luming deposit |
鹿鸣花岗岩和花岗斑岩具有相似的痕量元素蛛网图，但不具有上述花岗斑岩的高Sr低Y特征(表 5)。 4.3 稀土元素地球化学特征
鹿鸣花岗斑岩的ΣREE=48.01×10-6~179.9×10-6，LREE/HREE=6.40~19.07，(La/Yb)N=5.92~26.26，(La/Sm)N=2.71~5.13，δEu=0.75~0.92，基本没有或具有微弱的负Eu异常。稀土元素配分图为轻稀土富集的右倾配分模型(图 8b)。稀土元素配分曲线显示鹿鸣花岗岩和花岗斑岩/细晶花岗岩具有相似的特征。鹿鸣花岗岩ΣREE=92.48×10-6~168.9×10-6，LREE/HREE=6.95~18.4，(La/Yb)N=6.29~18.5，(La/Sm)N=3.22~7.57，δEu=0.51~0.66，具有微弱的负Eu异常。上述两者仍然显示壳源为主的特征。
5 讨论 5.1 关于成岩及成矿时代的讨论 5.1.1 成岩年龄
鹿鸣矿区内大面积分布的鹿鸣花岗岩为主要的容矿岩石，其次是细粒花岗岩和花岗斑岩中含有小的矿体。正长花岗岩为成矿后的岩石。目前争议最大的是鹿鸣花岗岩和花岗斑岩的时代，以及其与成矿的关系。
正如前文指出，前人认为鹿鸣(二长)花岗岩属于印支期的西北河岩体的一部分(时永明等，2007)。韩振哲等(2010a)等引用唐文龙(2007)的年龄(早期斑状二长花岗岩岩体U-Pb锆石年龄为199.14~225.10Ma，中期细粒二长花岗斑岩的U-Pb锆石LA ICP-MS年龄为201.17~195.13Ma，含矿岩体年龄范围主要为225~195Ma)，认为二长花岗岩为印支期形成，与矿化有关岩体经历了多期次成岩、成矿作用，含矿斑岩体开始形成于晚三叠世，最终结束于早侏罗世的过渡时期。
野外的接触关系显示鹿鸣花岗岩应当是在早侏罗世帽儿山组之前形成(韩振哲等，2010a)。据唐杰等(2011)给出的张广才岭巴彦地区帽儿山组中性火山岩的锆石LA ICP-MS加权平均年龄为179±2Ma(MSWD=0.43)，酸性火山岩的加权平均年龄为184±2Ma(MSWD=0.094)。谭红艳等(2012)对含矿的鹿鸣二长花岗岩锆石LA-ICP MS测年结果显示为187.1±1.2Ma，可以认为与上述火成岩定年结果大致吻合。但是，杨言辰等(2012)和邵军等(2012)分别给出了176Ma与179Ma的早侏罗世末期年龄，在误差范围内近乎一致。这样的测年结果或者说明岩浆系统具有较长的存活时间(~10Myr)，或者说明成矿期的热液作用对先存锆石进行了改造，使得测年结果变得年轻。不管哪一种情况，都表明鹿鸣花岗岩的结晶年龄应当老于176Ma。
本文用于LA ICP-MS锆石U-Pb测年的花岗斑岩的锆石数量较少，个体不大，有多组不同形态、颜色等特征的锆石，这种特征符合斑岩岩浆快速就位与固结的特点，因而可能会有不同成因的锆石(罗照华等，2013)。因此，本文在测试过程中十分注意将上述不同特征的锆石分别进行测试，结果显示，形态呈长柱状、因U含量高而导致CL图像颜色发暗(可能说明该组锆石经历了流体或热液交代)、振荡环带发育的锆石其年龄最年轻(图 6)，其余锆石皆因其Pb含量太低而导致测试失败，或者年龄过老(表 2里已删除)。并且前文已指出，根据岩相学特征判断，这种晶形完好、长柱状的锆石为同岩浆锆石，因而174±2Ma的这组锆石年龄应当代表了该花岗斑岩的形成年龄。
据此，花岗斑岩形成于174Ma左右，鹿鸣花岗岩形成于176Ma之前，花岗斑岩形成时间略晚于鹿鸣花岗岩。这种认识与野外观察到的穿切关系一致(见前文)，可以认为是合理的。
关于邵军等(2012)给出的鹿鸣二长花岗岩的另一组年龄(约201Ma)，其实这在岩浆活动频繁、热液作用强烈的矿区岩浆岩中是很普遍的一个现象。罗照华等(2013)指出火成岩中可以分为不同的晶体群：固体晶体群、熔体晶体群和流体晶体群。而锆石作为火成岩中温度较高的矿物也可以继承源岩的锆石残留(固体晶体群)，亦可以在上升过程中捕获围岩锆石(固体晶体群)，熔体本身在缓慢冷却过程中可以结晶较大的锆石颗粒(熔体晶体群)，同时由于快速冷凝也可以形成较小的锆石晶体(熔体晶体群)，而在岩浆作用晚期可以由于流体的加入而形成热液锆石(流体晶体群)或者锆石环边。因此，在锆石测年过程中，研究人员往往会发现在锆石中总是存在不同的年龄群组。因此，对于这些不同年龄的解释就很重要。对于邵军等(2012)给出的鹿鸣矿区二长花岗岩201Ma的年龄，其解释为有这样一组年龄的二长花岗岩存在。本文认为这样解释可能欠妥。首先这是同一个样品中的锆石，锆石可以形成于两个阶段，但是并不能说同一块岩浆岩岩石具有两个形成期，只能解释该花岗岩形成于176Ma的年龄，而201Ma这组年龄可能代表的是残留或捕获的锆石年龄。
本文的主元素特征，Harker图解、痕量、稀土元素等特征显示鹿鸣花岗岩和花岗斑岩具有一定的差异，野外的穿切关系显示花岗斑岩等要晚于鹿鸣花岗岩。另外鹿鸣花岗岩所属的西北河岩体(或解放岩体)以大岩基状产出(>100km2)，粒度以中粗粒为主(>2mm)，局部为中细粒结构，因此推测其就位深度至少在几千米以上(一般十千米左右)。而斑岩尽管可以以边缘相等产出在大岩基的特定部位(芮宗瑶等，1984)，但是更多的是以浅成、超浅成相赋存的岩石，其就位时应该是在近地表(小于3km)。而鹿鸣花岗斑岩呈脉状侵入到鹿鸣花岗岩中，并不是作为边缘相存在。鹿鸣花岗斑岩具有典型的斑状结构，含有高温石英的斑晶，基质呈显微显晶质。基于相平衡原理，石英斑晶(首晶区)应当形成于高温高压的环境中。它们的保留则暗示了岩浆的快速上升和固结。由此导致了矛盾的现象：近同时产生的深成相(鹿鸣花岗岩)分布在超浅成相(花岗斑岩)之上。为了缓和这一矛盾，本文提出鹿鸣花岗岩就位以后，花岗斑岩就位之前，该区发生了地壳的快速隆升与剥蚀，鹿鸣花岗岩岩基成了斑岩岩浆的屏蔽介质。
据此，尽管鹿鸣花岗岩(>176Ma)与花岗斑岩(~174Ma)具有相近的形成年龄，却具有不同的形成过程。因此，基于野外产状、岩相学、岩矿物理化学等，并不支持鹿鸣花岗斑岩和鹿鸣花岗岩岩基同时形成。
5.1.2 成矿年龄
关于鹿鸣钼矿的成因，时永明等(2007)认为“印支期”的鹿鸣花岗岩导致了钼矿的产生，因此认为成矿是在印支期。韩振哲等(2010a)认为鹿鸣二长花岗岩和二长花岗斑岩共同控制了鹿鸣钼矿和翠岭钼矿等，指出钼矿存在两期，从印支晚期一直延续到早侏罗世。同时其认为与矿化有关岩体经历了多期次成岩、成矿作用的特征，矿床形成则略晚于含矿斑岩体的形成，总体认为是印支期成矿。
谭红艳等(2012)认为早侏罗世早期(187.1Ma)的鹿鸣花岗岩为成矿侵入岩，尽管其做了辉钼矿的Re-Os测年显示为176Ma左右，但是基于测试的鹿鸣花岗岩的年龄，认为二者在误差范围内近于一致。
尽管鹿鸣钼矿的矿体主要赋存在大面积出露的鹿鸣花岗岩中，但是并不代表其一定是致矿侵入岩。罗照华等(2010)指出，斑岩型矿床中的多斑斑状结构是重要的判别标志。鹿鸣花岗岩是中粗粒为主(谭红艳等，2012)，而非斑状结构。矿区实际发育有花岗斑岩，且年轻于鹿鸣花岗岩。矿区的花岗斑岩岩相学特征显示其具有浸染状(星点状)的辉钼矿、黄铁矿化，并发育有小的矿体，矿区蚀变亦围绕斑岩体有规律分布，指示辉钼矿成矿应当是与该花岗斑岩近同时或稍晚。本文的辉钼矿Re-Os测年结果显示其成矿时代为176Ma左右，略微老于斑岩的成岩年龄(174Ma)，这在以往的研究中也有较多的报道(邓晋福等，2007b; Liu et al., 2011)，可能是由于方法的差异造成，可以看做两者在误差范围内是一致的。
邓晋福等(2004)指出地质事件一般分为长期的和瞬时的两种效应，成矿作用往往是岩石圈的灾变事件。罗照华(2011)指出流体中成矿金属的溶解度强烈依赖于温度和压力，岩浆成矿系统必须快速上升侵位。因此岩基状的岩石所代表的岩浆活动必然是长期的，不可能是成矿的母岩，而斑岩所代表的岩浆事件是瞬时的，就位在地壳浅部的，利于成矿物质的圈闭和瞬时卸载，从而成矿。
尽管矿体主要产在碎裂的鹿鸣花岗岩岩体中，但是岩石破碎严重，且矿石和矿化主要呈脉状、细脉浸染状产出。结合两类花岗岩的形成年龄，这表明钼矿成矿作用发生在紧接着鹿鸣花岗岩岩基形成之后，称为岩基后成矿作用。因此，鹿鸣矿区鹿鸣花岗岩是主要的容矿围岩，花岗斑岩为致矿侵入体，辉钼矿成矿来源于花岗斑岩的岩浆事件。
5.2 关于成矿火成岩及其矿区花岗岩的成因 正如前文已述，鹿鸣花岗斑岩具有富硅碱钾铝、高镁的特点，不具Eu的异常或很弱的负Eu异常。鹿鸣花岗岩具有硅高，碱高(高钾钙碱性)，过铝质，具有弱的Eu负异常。构造环境判别图显示上述二者形成于火山弧环境(图 9a，b)。
 | 图 9 Rb-(Y+Nb)(a)和Rb-(Yb+Ta)(b)构造环境判别图(据Pearce et al., 1984) Fig. 9 Diagrams of Rb vs.(Y+Nb) and Rb vs.(Yb+Ta)(b)(after Pearce et al., 1984) |
邓晋福等(2010)年基于实验给出镁安山质系列(MA)所对应的SiO2-MgO值，当SiO2=65%时，MgO=2.0%；当SiO2=70%的时候，MgO=0.8%，并随着SiO2的含量增加，则MgO所要求的含量降低。本文的样品经过100%换算过后，花岗斑岩和鹿鸣花岗岩有类似镁安山质系列特征(表 6，带星号样品)，基于邓晋福等(2010)，可能说明花岗斑岩和鹿鸣花岗岩岩浆曾与地幔楔发生过反应从而导致MgO较正常的花岗岩升高，且花岗斑岩还具有高Sr低Y的特征，因此，可能说明其起源于俯冲的环境。
| 表 6 鹿鸣矿区花岗岩类的SiO2和MgO的对应值(wt%) Table 6 The data of SiO2 and MgO(wt%)of Luming deposit |
目前大家普遍认为小兴安岭-张广才岭造山带是佳木斯块体与松嫩-张广才岭地块的拼合碰撞的产物。关于拼合碰撞时间，前人有不同的看法。韩振新等(2004)认为中加里东时期松嫩地块就与佳木斯块体拼合。Ge et al.(2007)认为在中生代初期，佳木斯板块与已拼合的松嫩-额尔古纳板块一起沿牡丹江断裂拼合。隋振民等(2007)对东北地区侏罗纪花岗岩的研究认为佳木斯地块与松嫩地块的拼合时间可能为侏罗纪(165~180Ma)。本文的工作显示鹿鸣、翠岭以及霍吉河钼矿(张琳琳等，2014)形成于隋振民等(2007)所指的佳木斯块体与松辽块体拼合的时期。 5.3 关于成岩成矿的地球动力学背景
目前大家普遍将古亚洲洋构造域限定在三叠纪以前(或更早)。岩石学的证据显示三叠纪末期在本区发育了一套含晶洞的碱性、过碱性A型花岗岩(Wu et al., 2002; 孙德有等，2004; 韩振哲等，2010b)，标志着古亚洲洋在研究区的分支已经闭合，指示此时该区印支期的造山已经结束，代表着古亚洲洋构造域在该区已发生转变。但是这种转变是什么？是进入区域的持续伸展？还是短暂伸展后的继续汇聚？
韩振哲等(2010a)认为小兴安岭-张广才岭的花岗岩形成于古亚洲洋构造域闭合后的陆陆碰撞-碰撞后转换期。成矿作用与古亚洲洋构造域闭合后的陆-陆碰撞向碰撞后垮塌转换期的伸展动力学机制下的基性岩浆底侵作用密切相关，即两者均为古亚洲洋构造域的产物。
刘翠等(2011)认为研究区印支期和燕山期是两个独立的造山旋回。研究区在印支造山结束后(Wu et al., 2002; 孙德有等，2004)，进入燕山造山旋回(刘翠等，2011)。此时，佳木斯地块在饶河和伊佐那崎洋的西北向俯冲下向松辽地块靠拢，并在早侏罗世早期形成了鹿鸣(二长)花岗岩、霍吉河黑云母二长花岗岩、翠岭二长花岗岩以及翠宏山二长花岗岩岩基，亦即伊春-延寿花岗岩带所代表的加厚陆壳(本文；张琳琳等，2014；杨言辰等，2012；谭红艳等，2012；韩振哲等，2010a)。加厚陆壳本身代表了不稳定的深部结构，而且该加厚陆壳带有俯冲带的特征-富含挥发分，因此易于产生岩浆。并随着时间的发展，岩浆产生的部位(即加厚陆壳底部)壳幔相互作用广泛存在，原因就是上述这些岩基状发育的岩石中广泛发育暗色微粒包体(张琳琳等，2014；韩振哲等，2010a；时永明等，2007；孙德有等，2001)，以及加厚陆壳的元素地球化学特征(本文；杨言辰等，2012；谭红艳等，2012)。因而预示着此时加厚陆壳底部已经不稳定，幔源的岩浆已经与壳源岩浆发生相互作用。基于岩浆数值模拟工作(刘翠等，2013)可知，底侵的玄武岩岩浆只有在供给足够的能量让陆壳加热熔融后，本身才能有多余岩浆参与活动，这个时间段大约需要几百万年至一千万年(刘翠等，2006；乔彦超等，2012；刘翠等，2013)。在印支造山结束时(大约200Ma时)(Wu et al., 2002; 孙德有等，2004; 刘翠等，2011)，到本文鹿鸣地区的195Ma(马顺清和陈静，2012)~187Ma(谭红艳等，2012)大约经历了5~13Myr。说明印支造山后经历了一个很短暂的松弛期，就进入了燕山造山的序幕。
由于较厚陆壳底部岩浆房的广泛存在，必然会不稳定，岩浆数值模拟结果显示，并非理想线性接触的壳幔结合部位容易形成高温岩浆薄弱带和低熔组分萃取后的重密度物质的残留而发生拆沉作用(邓晋福等，2006；刘翠等，2013)。拆沉作用必然导致岩基的快速隆升，在地壳浅部与随着岩基的快速隆升和压力迅速降低，在岩基下部早就存在的残留岩浆和流体(或者岩基中未来得及结晶的少部分岩浆)相遇，侵入到已经结晶的岩基中，而正是这期岩浆活动带来了该带丰富的斑岩型钼矿，也就是罗照华等(2014)所说的岩基后成矿作用。区域上霍吉河钼矿区的花岗岩岩基、翠岭矿区的花岗岩岩基表明这一时期该区深部的壳幔作用和大面积的花岗质岩浆作用广泛存在(即韩振哲等(2010a)和黑龙江省地质矿产局(1993)所称的花岗岩海)。该区的钼矿均产出在这次大面积的花岗质岩浆作用之后。
鹿鸣矿体平面图中为近圆形，剖面图中为张角向上的圆锥形(图 2)，可以说明此时矿区的应力应当是沿着锥形向上的(罗照华，2011)，是张性的，野外的其他岩石学标志印证了这一点，如韩振哲等(2010a)指出鹿鸣钼矿、翠岭钼金矿的围岩中未见烘烤、热接触变质现象，斑岩体的边部也未见有挤压形成片麻理或流动构造，顶部见晶洞构造，指示高温的斑岩岩浆就位于浅部张(扭)性构造环境被动就位的特征。但是正如罗照华(2011)指出的：“成矿作用发生的一个前提是流体子系统必须被有效圈闭，因而圈闭层必然受到自下而上的强烈冲击。换言之，成矿期的局部应力场以主应力分布在垂直方向为特征。许多作者强调成矿作用发生在伸展环境中，这实际上混淆了系统和环境的概念，进而混淆了局部应力场与区域应力场的区别。主应力分布在垂直方向的局部应力场中，矿区/矿田/矿集区范围内将产生一系列特殊的构造变形样式，如张性逆断层和压性正断层，平面上观察到的延伸方向各异的裂隙都具有张性裂隙的特征”。本文需要强调的是，此时的张性(或者伸展)环境是局部应力场由于拆沉作用造成的瞬间应力释放(或者拆沉事件的瞬时地表响应)，而不是指此时区域上的大环境。区域上，此时恰恰已进入燕山期汇聚的高峰时期。
李锦轶等(2009)指出，北部蒙古-鄂霍茨克海的演化直到早白垩世还存在着向南的逆冲推覆，邓晋福等(2004)指出，中生代时期该区的周边存在着蒙古-鄂霍茨克海、饶河、以及东边伊佐奈琦洋的联合包围。考虑到小兴安岭的北西-南东向展布，矿点的空间位置(北部为北西、南部为南北)、区域断裂、矿区内断裂(鹿鸣北东、北西交汇部位，霍吉河钼矿北北西-南南东)、矿体和岩体的展布等，本文认为鹿鸣以及上述早侏罗世钼矿床是在蒙古-鄂霍茨克海、饶河以及伊佐那崎洋的联合汇聚下，在早侏罗世时期，主要由北部的蒙古-鄂霍茨克海向南的俯冲和东部古太平洋板块的向西北剪切俯冲的联合作用下，导致鹿鸣、霍吉河、翠岭等所在大陆边缘弧随着松辽块体与佳木斯块体拼合，俯冲带上发生挤压增厚，导致壳幔相互作用产生，最终形成该区伊春-延寿带的花岗质岩石和钼矿床。正如刘翠等(2011)指出的那样，这仅仅代表着燕山造山的早期幕，离燕山造山的结束(约120Ma)还差将近60Ma左右。
有鉴于此，基于本文的研究结果，结合区域上的霍吉河钼矿180Ma左右成岩(178±2Ma~186±1.7Ma；杨言辰等，2012；刘翠等，2011)、成矿(辉钼矿Re-Os模式年龄分别为180.7±2.5Ma和181.3±2.6Ma)(张琳琳等，2014)，指示该区域上应关注早侏罗世早中期岩基，并在岩基中发育有早侏罗世末期斑岩脉。另外，该区找矿还要关注燕山期造山的其他幕次(刘翠等，2011)，如中侏罗世末期160Ma左右，早白垩世140Ma左右的钼矿及早白垩世的120Ma左右的金、银矿。 6 结论
(1)鹿鸣(二长)花岗岩中黑云母Ar-Ar测年结果为175.9±1.9Ma，代表鹿鸣花岗岩成岩年龄；矿区花岗斑岩的测年结果为174±2Ma，代表了花岗斑岩的结晶年龄。因此鹿鸣花岗岩稍老于花岗斑岩，均为早侏罗世末期。辉钼矿Re-Os测年结果显示辉钼矿成矿是在约177.8±2.3Ma。
(2)结合前人的测年结果，基于野外穿切关系、岩相学、岩石学、岩石地球化学及年代学等研究表明致矿侵入体为花岗斑岩，而不是矿区出露的大面积鹿鸣花岗岩岩基。斑岩成岩和钼矿成矿发生在大规模深部岩浆作用之后，为岩基后成矿作用。
(3)主元素、痕量元素、稀土元素等特征显示鹿鸣花岗岩和花岗斑岩以壳源特征为主，但存在壳幔相互作用。各种特征表明其为高分异的I型花岗岩，而不是A型花岗岩。指示应当形成于俯冲带上挤压加厚的火山弧环境，而不是区域伸展环境。
(4)结合区域构造演化，认为该区早侏罗世末期的斑岩及斑岩型钼矿床应当形成于与西北的蒙古-鄂霍茨克海的俯冲以及东部饶河和伊佐那崎洋俯冲三者共同汇聚的大地构造环境。地球动力学背景为：由于周边的俯冲导致松嫩-张广才岭块体与佳木斯块体碰撞-挤压作用，形成该区伊春-延寿俯冲带上加厚陆壳的形成，在深部壳幔相互作用下，形成岩基状的花岗岩带。随着深部构造、岩浆、热等的不稳定，拆沉作用发生，导致该岩基状花岗岩带快速隆升，在地壳浅部与形成于深部的斑岩岩浆和流体相遇，形成岩基后斑岩和辉钼矿。
致谢 野外工作得到了原中铁资源地质勘查有限公司的董方浏、高帮飞研究员的大力支持和帮助；单矿物分选是在廊坊物化探研究所挑选；LA ICP-MS锆石U-Pb测年在天津地质调查中心完成，李惠民研究员、周红英研究员、耿建珍研究员等给予了指导和帮助；辉钼矿Re-Os在中国地质科学院测试所由李超研究员测试完成；Ar-Ar测试是在中国地质科学院地质研究所由陈文研究员等完成；主量元素、痕量元素和稀土元素测试由核工业地质研究所完成；孔维琼参与野外工作，段培新绘制部分图件；审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心的感谢！ 谨以此文庆贺恩师邓晋福教授八十华诞暨从事地质工作60周年！| [1] | Anderson T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chem. Geol., 192(1-2): 59-79 |
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