2015, Vol. 31
2. 新疆地质矿产开发局第六地质大队, 哈密 839000
2. No. 6 Geological Party, Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Exploration, Hami 839000, China
新疆东天山造山带处于塔里木陆壳板块与准噶尔洋壳板块聚合部位，东西延长约560km，南北宽约110km(Chen et al., 2007，2012；Huang et al., 2013；Pirajno，2013)，其上发育大规模石炭-二叠纪花岗岩类及少量泥盆纪与三叠纪花岗岩类(Mao et al., 2005；顾连兴等，2006；Zhang et al., 2008；周涛发等，2010；Huang et al., 2013；王银宏等，2014；Wang et al., 2014a，b)。花岗岩是大陆地壳的主要组成部分，是板块俯冲碰撞及陆壳垂向增生的重要产物，对于研究壳幔演化过程，探讨板块相互作用及形成构造背景具有重要的意义(吴福元等，2007)。目前研究者已对东天山广泛发育的晚古生代岩浆作用开展了年代学、岩石学及地球化学等方面研究，并取得了重要进展。例如，张连昌等(2004)和Wang et al.(2015a，b)基于大南湖-头苏泉岛弧带南侧岩体的研究，识别出土屋-延东地区早石炭世埃达克质岩石，认为其形成于岛弧环境，并与晚古生代俯冲洋壳板片部分熔融相关。然而，越来越多学者开始关注东天山中生代印支期岩浆作用。例如，顾连兴等(2006)对东天山碰撞到板内不同阶段花岗岩研究，揭示出印支期岩浆活动和成矿作用显著，其成因与陆壳垂向增生相关。最近，一些研究者指出东天山中生代三叠纪高钾钙碱性花岗岩发育，主要产于造山期后板内伸展环境，是由底侵体带来热量诱发下地壳物质发生部分熔融形成(朱志敏等，2013；吴艳爽等，2013；Han et al., 2014)。
白山钼矿床位于东天山康古尔-黄山韧性剪切带东段，由新疆地质矿产开发局第六地质大队于1987年检查异常时发现。近年来，前人集中对白山矿区矿床地质特征(邓刚等，2004；路魏魏等，2013；项楠等，2013)、蚀变分带及找矿标志(路魏魏等，2013)、岩体地球化学(朱志敏等，2013)及同位素年代学(Zhang et al., 2005；李华芹等，2006；张达玉等，2009)等进行了研究，但由于缺乏系统的、高质量的年代学与地球化学数据，其岩浆起源和岩石成因研究相对薄弱，直接限制了对矿区岩体的认识及大地构造背景的理解。本文通过对白山钼矿区花岗岩进行锆石U-Pb年代学、岩石地球化学及Lu-Hf同位素组成分析，并结合详细的野外地质调查和室内岩相学研究，对白山钼矿区花岗岩的岩石成因、岩浆源区及成岩构造环境进行探讨，为东天山中生代岩浆活动与成矿作用的深入研究提供新的信息。 2 地质背景 2.1 区域地质概况
新疆东天山造山带位于中天山地块以北，吐哈盆地以南的天山地区(图 1a，b；Huang et al., 2013)。区域断裂构造发育，自北向南依次为大草滩断裂、康古尔断裂、雅满苏断裂和阿奇克库都克断裂(图 1b)。康古尔-黄山韧性剪切带位于康古尔断裂与雅满苏断裂之间，呈近东西向展布，长约600km，宽约5~25km，是东天山地区与成岩成矿作用密切相关的大型变形变质带(Wang et al., 2008；Qin et al., 2011)。研究表明，康古尔-黄山韧性剪切带构造变形早期以南北向共轴挤压为主，晚期为近东西向的右行走滑剪切(陈文等，2006；Wang et al., 2008，2014b)，其韧性变形主要发生于二叠纪-早三叠世，包括糜棱面理、拉伸线理、SC组构、剪切褶皱等宏观变形，及矿物颗粒定向条带构造、拉伸和拔丝构造等微观构造变形(Shu et al., 1999；Xu et al., 2003；Wang et al., 2014b)。康古尔-黄山韧性剪切带内发生脆韧性剪切变形的岩石主要为石炭系的火山-沉积岩，包括砾岩、岩屑砂岩、粉砂岩、砂质千糜岩、含生物碎屑灰岩、玄武质或安山质凝灰岩等(Shu et al., 1999；Wang et al., 2008，2014b)。该剪切带南北两侧以中浅层次的脆韧性剪切变形为主，总体表现为中间变形程度较强，向两侧逐渐变弱的变化趋势(Wang et al., 2008，2014b)。此外，东天山地区是我国重要的铜(镍)、金、铁、钼、银等多金属成矿带之一(Mao et al., 2005；Han et al., 2006；王银宏等，2014)，发育了多种类型的成矿系统(翟裕生等，2011；Wang et al., 2015c；Deng et al., 2011，2014a，b)。区内金属矿床主要沿康古尔-黄山韧性剪切带呈近东西向分布，包括土屋-延东-灵龙-赤湖-三岔口等铜-钼矿床、土墩-黄山-香山-图拉尔根等铜-镍矿床、红云滩-雅满苏-尾垭-天湖等铁-铜矿床、石英滩浅成低温热液型金矿床、康古尔韧性剪切型金矿床、维权银-铜矿床、东戈壁斑岩型钼矿床及白山斑岩型钼矿床等(图 1b)。
 | 图 1 新疆东天山大地构造单元与主要金属矿床分布图(据Huang et al., 2013修改) Fig. 1 Tectonic units and distribution of major metal deposits in eastern Tianshan(modified after Huang et al., 2013) |
研究区位于康古尔-黄山韧性剪切带东段(图 1b)，研究区域内出露地层主要为长城系咸水泉岩组(Chx)斜长变粒岩，蓟县系镜儿泉组(Jxj)绿片岩相变质岩，下泥盆系大南湖组(D1d)中基性-中酸性火山碎屑岩及火山熔岩，下石炭统干墩组(C1g)二云母石英片岩、黑云母石英片岩、黑云母石英微晶片岩及黑云母长英质角岩，下侏罗统野马泉组(J1y)陆相碎屑岩及第四系冲洪积砂砾石等(图 2a；李华芹等，2005；朱志敏等，2013)。研究区域内岩浆活动强烈，侵入岩广泛发育，岩性主要以酸性花岗岩为主，包括斜长花岗岩，斜长-二长花岗岩，辉长闪长岩和黑云母花岗岩，及一些花岗伟晶岩脉和花岗岩脉等(图 2a；邓刚等，2004)。
 | 图 2 白山钼矿床区域地质图(a，据邓刚等，2004)及矿区地质简图(b，据路魏魏等，2013) Fig. 2 Regional geological map(a，after Deng et al., 2004) and geological sketch map(b，after Lu et al., 2013)of the Baishan molybdenum deposit |
白山钼矿床位于新疆哈密市东南约140km处，北距康古尔断裂2km(图 1b)。矿区赋矿地层为下石炭统干墩组(C1g)，该组可划分为四个岩性段(图 2b)：第一岩性段(C1g1)分布于矿区南北两侧，岩性为含碳黑云母微晶片岩和二云母石英微晶片岩；第二岩性段(C1g2)分布于矿区中部偏南侧，岩性为黑云母长英质角岩和阳起绿帘片岩，普遍遭受较强的热变质作用，该岩性段构造裂隙发育，且被后期石英脉充填(图 3a)，为钼矿体的主要赋存地层；第三岩性段(C1g3)分布于矿区中部，岩性为黑云母斜长角岩、透辉黝帘斜长角岩和强阳起石化细碧岩；第四岩性段(C1g4)分布于矿区中部，岩性为强阳起石化细碧岩(邓刚等，2004；项楠等，2013)。地层总体走向北西西，倾向北北东，倾角74°~84°。矿区内断裂构造发育，以近EW向断裂为主，局部出现NNE向和NNW向次级断裂，断裂带内广泛发育热接触变质黑云母长英质岩，局部地段发育石英脉、石英-钾长石脉及石英网脉带。
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图 3 白山钼矿区露头、岩矿石手标本及显微镜下照片
(a)地表石英脉；(b)孔雀石化；(c)花岗斑岩；(d)浸染状辉钼矿及黄铁矿；(e)花岗斑岩显微照片(正交偏光)；(f)鳞片状辉钼矿(反射光).矿物缩写：Q-石英；Kf-钾长石；Pl-斜长石；Bi-黑云母；Ser-绢云母;Mo-辉钼矿；Py-黄铁矿 Fig. 3 Representive field photographs，h and specimen photographs and photomicrographs in the Baishan molybdenum deposit (a)quartz veins;(b)malachitization;(c)granite porphyry rock in drill hole ZK3102;(d)disseminated molybdenum and pyrite in the quartz vein;(e)microphotograph of granite porphyry，showing sericitization(under crossed-polarized light);(f)scaly molybdenum(under reflected light). Abbreviations: Q-quartz；Kf-K-feldspar；Pl-plagioclase; Bi-biotite; Ser-sericite; Mo-molybdenum；Py-pyrite |
白山矿区出露岩浆岩主要为黑云母二长花岗岩及花岗斑岩脉。黑云母二长花岗岩分布于矿区西南部，呈岩株状侵位于下石炭统干墩组下部地层中，为独立的浅成花岗岩体(图 2b)。根据李华芹等(2005)SHRIMP锆石U-Pb同位素测年结果(181±3Ma)，指示黑云母二长花岗岩体侵入时代为早侏罗世。白山花岗斑岩主要分布于矿区南侧，整体呈脉状出露于地表，或呈岩株状隐伏于矿区深部(图 4)。根据电磁测探及钻探工程结果，指示其深部岩体隐伏于地表约1300m以下，与干墩组地层呈侵入接触关系，接触界线清楚，并在岩体与围岩接触带附近发育强烈的钾化及热接触变质现象(卢鸿飞等，2013)。岩体边部可见较多的浸染状辉钼矿，及黄铜矿和黄铁矿等矿物，该斑岩体与钼矿化关系最为密切。本文则主要研究白山钼矿区深部隐伏的花岗斑岩体。钻孔中花岗斑岩整体呈灰白色，具斑状或细粒状结构，块状构造(图 3c)，矿物组成为石英(25%~30%)、斜长石(15%~25%)、钾长石(15%~20%)及少量黑云母等。斑晶为石英、钾长石和斜长石，斑晶大小约0.2×0.4cm，基质为微细晶长英质矿物，含量约45%~50%。其中，石英颗粒多呈他形粒状结构，个别可见波状消光现象；斜长石为自形-半自形晶，多呈板状或短柱状，可见聚片双晶和卡纳复合双晶，部分斜长石发生弱绢云母化(图 3e)；钾长石为半自形-他形板状，双晶纹不明显，具微弱的碳酸盐化；黑云母为半自形-他形鳞片状，绿泥石化较弱。副矿物主要包括磷灰石、榍石及微量金属矿物。
 | 图 4 白山钼矿床31号勘探线剖面(据路魏魏等，2013修改) Fig. 4 Cross section along No.31 exploration line in the Baishan molybdenum deposit(modified after Lu et al., 2013) |
白山钼矿带整体呈近东西向展布，分布于矿区中部，长约10km，宽400~700m(项楠等，2013)。目前已控制钼资源量50万吨，圈定钼矿体15个。白山矿体主要赋存于深部隐伏花岗斑岩体上部的黑云母长英质角岩中(图 4)，局部石英网脉发育部位或钾化强烈部位辉钼矿富集。矿体长100~2000m，厚2.3~38.4m，最大厚度可达123.5m。矿体钼品位变化范围为0.03%~0.14%，平均品位为0.06%(Zhang et al., 2005)。矿体主要呈脉状、似层状和透镜状产出，走向近东西，倾向北，倾角65°~75°。矿石中主要金属矿物为辉钼矿，次为黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿及少量闪锌矿、磁铁矿和方铅矿等。矿石具浸染状(图 3d)、团块状、网脉状、条带状及角砾状等构造，多呈鳞片状、叶片状及自形-半自形粒状赋存于后期石英脉和钾长石-石英脉内(图 3f)或脉体与围岩的内接触带中。白山钼矿床成矿作用可划分为4个阶段：磁铁矿-钛铁矿-石英脉阶段，黄铁矿-辉钼矿-石英脉阶段，辉钼矿-黄铜矿-黄铁矿-方铅矿-闪锌矿多金属硫化物阶段及方解石-石英脉阶段(Zhang et al., 2005)，其中多金属硫化物阶段为主成矿阶段。矿床围岩蚀变发育，从内向外可划分为钾长石-石英化带、黑云母-石英-钾长石化带、石英-绢云母化带和青盘岩化带，主要蚀变有硅化、钾化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化及绿帘石化等蚀变，地表可见褐铁矿化及孔雀石化(图 3b)。 3 样品采集与分析方法
本次研究分析样品均采自白山钼矿区钻孔ZK3102，岩石类型为花岗斑岩。岩石样品具斑状或细粒状结构，块状构造(图 3c，e)，主要矿物成分为石英、斜长石、钾长石及少量黑云母，部分斜长石发生弱绢云母化。由于样品存在一定程度的蚀变，采样过程中尽量挑选蚀变程度较低的岩心样品。本文选取1件花岗斑岩代表性样品进行锆石U-Pb年龄及Hf同位素测试分析，6件花岗斑岩样品进行主微量元素测试分析。
锆石单矿物分选在河北区域地质调查研究所(廊坊)完成。用常规方法将锆石样品粉碎，在双目镜下挑选出透明、晶形好、无明显裂隙和包裹体的锆石，并将锆石粘贴在环氧树脂靶表面，固化后磨至约一半，使锆石颗粒内部露出。将锆石靶打磨抛光，然后进行透、反射电子像(BSE)及阴极发光(CL)显微照相。锆石阴极发光(CL)显微照相在北京大学造山带与地壳演化实验室完成。SIMS锆石U-Pb同位素定年在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室完成，测试仪器为Cameca IMS-1280型双离子源多接收器二次离子质谱仪(SIMS)，束斑大小约为20×30μm。SIMS锆石U-Pb定年的详细分析流程见Li et al.(2009)，单个测试数据误差为1σ，加权平均年龄计算采用206Pb/238U表面年龄数据，其置信水平95%。数据处理及谐和图采用ISOPLOT软件完成(Ludwig，2001)。SIMS锆石U-Pb同位素数据列于表 1。
| 表 1 白山钼矿区花岗斑岩SIMS锆石U-Pb分析结果 Table 1 SIMS zircon U-Pb analytic results of granite porphyry from the Baishan molybdenum deposit |
主量元素和微量元素分析测试工作在中国核工业北京地质研究所分析测试研究中心完成。主量元素分析仪器为Philips PW2404型X荧光光谱仪(XRF)，分析精度优于1%；微量元素分析仪器为德国Finnigan MAT公司生产的 Element I型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，分析精度小于3%。岩石地球化学数据列于表 2。
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| 表 2 白山钼矿区花岗斑岩全岩主微量分析结果(主量元素：wt%;微量元素：×10-6) Table 2 Whole-rock major and trace element data of the Baishan granite porphyry(major element: wt%; trace element: ×10-6) |
锆石Lu-Hf同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所Neptune多接收电感耦合等离子质谱仪(MC-ICPMS)和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)上进行。实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径55μm或40μm，使用锆石国际标样GJ-1作为参考物质，分析点与锆石U-Pb定年分析点位置相同。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。分析过程中，锆石标准GJ-1的176Hf/177Hf加权平均值为0.281997±0.000019(2σ，n = 31)，与文献报道值(侯可军等，2007；Morel et al., 2008)在误差范围内一致。εHf(t)计算根据每个测点的锆石U-Pb年龄，采用176Lu衰变常数为1.867×10-11 year-1(Söderlund et al., 2004)，现今球粒陨石176Hf/177Hf=0.282772，176Lu/177Lu=0.0332(Bouvier et al., 2008)；Hf的亏损地幔模式年龄(tDM)计算，采用现今亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Lu=0.0384(Vervoort et al., 1999)；Hf同位素地壳模式年龄(tDMC)计算，采用平均大陆地壳的176Lu/177Hf=0.015(Griffin et al., 2002)。锆石Lu-Hf同位素数据列于表 3。
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| 表 3 白山钼矿区花岗斑岩锆石Hf同位素分析结果 Table 3 Zircon Hf isotopic data of granite porphyry from the Baishan molybdenum deposit |
本文对花岗斑岩样品(BS-3102-45)进行了SIMS锆石U-Pb定年，分析结果见表 1，锆石阴极发光(CL)图像和年龄谐和图见图 5。花岗斑岩中锆石多为无色长柱状晶形，长宽比约为21~51，CL图象中可见清晰的震荡环带(图 5a)。本文对13个单颗粒锆石进行了SIMS U-Pb同位素测试。样品中13个测点的Th和U含量分别为100×10-6~765×10-6和266×10-6~2800×10-6，对应的Th/U比值为0.27~1.16，与变质成因锆石Th/U比值(通常小于0.1)明显不同，表明这些锆石为典型的岩浆成因(Hoskin and Schaltegger， 2003)。花岗斑岩中BS-3102-45@01测点206Pb/238U年龄为238.2±3.6Ma，其U及放射性Pb含量相当高，表明锆石U-Pb同位素体系可能遭到破坏；BS-3102-45@07测点年龄值偏小，其206Pb/238U年龄为195.6±2.9Ma；BS-3102-45@02和BS-3102-45@04测点给出226.7±3.4Ma和220.4±3.6Ma的206Pb/238U年龄，与其他测点的年龄值协和度较差。除上述4个测点外，其余9个测点的206Pb/238U年龄变化于220.0~237.7Ma之间，且均靠近U-Pb谐和线(图 5b)，206Pb/238U加权平均年龄为226.8±3.2Ma(MSWD=0.43)，代表了花岗斑岩的结晶年龄。
 | 图 5 白山花岗斑岩锆石阴极发光(CL)图像(a)和U-Pb年龄谐和图(b) Fig. 5 Cathodoluminescence(CL)images(a) and concordia diagram(b)for zircons from the Baishan granite porphyry |
白山钼矿区花岗斑岩样品的地球化学分析结果显示，花岗斑岩样品以高SiO2(68.87%~72.82%)及全碱(Na2O+K2O)含量(6.85%~8.17%)，低P2O5(0.09%~0.11%)、TiO2(0.28%~0.32%)、MnO(0.03%~0.06%)及MgO(0.59%~0.93%)含量为特征。在TAS图解中，花岗斑岩样品落入花岗闪长岩-花岗岩区域内(图 6a)；在K2O-SiO2图解中，显示样品属于钙碱性至高钾钙碱性系列岩石(图 6b)。 白山花岗斑岩铝饱和指数(A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O))为0.93~1.06，指示为准铝质至过铝质花岗岩(图 6c)。
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图 6 白山钼矿区花岗岩岩石类型和系列划分图解
(a)TAS图解(据Rickwood，1989)；(b)K2O-SiO2图解(据Rollinson，1993)；(c)A/NK-A/CNK图解(据Maniar and Piccoli， 1989)；(d)Mg#-SiO2图解.俯冲板片熔融范围引自Guan et al.(2012)和张连昌等(2004)；增厚下地壳熔融范围引自Guan et al.(2012)和Hou et al.(2013)；地幔熔体范围及AFC(同化混染与分离结晶)曲线引自Stern and Kilian(1996)；花岗斑岩文献数据朱志敏等(2013) Fig. 6 Classification and series diagrams of the Baishan granites (a)total alkalis vs. silica diagram(after Rickwood，1989)；(b)K2O vs. SiO2 diagram(after Rollinson，1993)；(c)A/NK vs. A/CNK plot diagram(after Maniar and Piccoli， 1989)；(d)Mg#-SiO2 diagram. Field of subducted oceaic crust derived adakites is from Guan et al.(2012) and Zhang et al.(2004)；field of thickened lower crust derived adakites is from Guan et al.(2012) and Hou et al.(2013)；mantle melts and AFC curves are from Stern and Kilian(1996)；literature data of granite porphyry rocks are from Zhu et al.(2013) |
在稀土元素球粒陨石标准化配分图中(图 7a)，白山花岗斑岩样品均显示轻稀土(LREE)富集，重稀土(HREE)相对亏损的特点。轻重稀土比值(LREE/HREE)为7.29~16.62，均值为11.25；(La/Yb)N变化范围为7.60~24.21，均值为14.41。除样品(BS-3102-40)显示较弱的正Eu异常(δEu=1.01)外，其余5件样品均显示弱负Eu异常(δEu=0.64~0.99)。在微量元素原始地幔标准化蜘蛛图解中(图 7b)，花岗斑岩样品显示相似的变化特征，均富集K、Rb、Sr等大离子亲石元素(LILE)，相对亏损Nb、Ta、Ti、Th等高场强元素(HFSE)，明显富集U和Pb。
 | 图 7 白山钼矿区花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(a，球粒陨石据Boynton，1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，原始地幔据Sun and McDonough， 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns(a，chonodrite values after Boynton，1984) and primitive mantle-normalized trace element abundance spider diagram(b，primitive mantle after Sun and McDonough， 1989)for the Baishan granites |
白山钼矿区花岗斑岩锆石Hf同位素测试是在U-Pb定年的基础上进行的，样品BS-3102-45的13颗锆石测点的数据结果列于表 3。样品中13个测点的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范围分别为0.010182~0.041313和0.000377~0.001447， 176Lu/177Hf值均小于0.002，显示锆石在形成以后基本没有放射性成因Hf的积累。因此所测定的176Hf/177Hf比值可以代表其形成时的Hf同位素组成(吴福元等，2007)。白山花岗斑岩中锆石的176Hf/177Hf(t)变化为0.282850~0.282942，对应的εHf(t)值为+8.0~+11.0，地壳模式年龄tDMC为556~758Ma(表 3)。 5 讨论 5.1 岩石类型及成因
铝饱和指数(A/CNK)通常作为划分I型和S型花岗岩的标志(I型花岗岩A/CNK<1.11；Chappell and White， 1992)。白山花岗斑岩体为准铝质-弱过铝质岩石(A/CNK=0.93~1.06)，显示为I型花岗岩的特点(图 6c)。现研究表明，花岗岩中P2O5含量是比铝饱和指数(A/CNK)更可靠的判别岩石成因类型的指标(Li et al., 2007)。一般来说，在准铝质-弱过铝质岩浆中，磷灰石的溶解度较低并且随温度降低和岩浆分异演化的进行而逐渐降低；然而，在强过铝质花岗岩浆中，磷灰石的溶解度较高并且随A/CNK的增加呈线性增加趋势。因此，I型花岗岩中SiO2与P2O5具明显负相关性，而S型花岗岩中P2O5随SiO2的增加呈增高或基本不变的趋势(Li et al., 2007)。白山地区花岗斑岩样品的P2O5含量较低(0.09%~0.11%)，并且随SiO2含量的增加而逐渐降低(图 8a)，按照上述实验结果，样品应划分为I型花岗岩。另外，在Na2O-K2O图解中，所有花岗斑岩样品投点也均落入I型花岗岩区域(图 8b)；在Th-Rb图解及Y-Rb图解中，也显示出相同的I型花岗岩演化特征(图 8c，d)。因为富集Th和Y的矿物在过铝质岩浆演化早期优先结晶，但在准铝质岩浆演化早期不会优先结晶，这导致I型花岗岩较S型花岗岩含更高的Th和Y，并且Th和Y均与Rb显示正相关关系(Li et al., 2007)。通过以上分析，本文认为白山钼矿区深部花岗斑岩具I型花岗的岩特点。
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图 8 白山钼矿区花岗岩岩石类型判别图解
(a)P2O5-SiO2 图解；(b)Na2O-K2O图解(据Collins et al., 1982)；(c)Th-Rb图解(据Li et al., 2007)；(d)Y-Rb图解(据Li et al., 2007).花岗岩文献数据据朱志敏等(2013)，图 9、图 10同 Fig. 8 Discrimination diagrams of genesis type for the Baishan granites (a)P2O5 vs. SiO2 diagram；(b)Na2O vs. K2O diagram(after Collins et al., 1982)；(c)Th vs. Rb diagram(after Li et al., 2007)；(d)Y vs. Rb diagram(after Li et al., 2007). Literature data of granites are from Zhu et al.(2013)，also in the Fig. 9 and Fig. 10 |
此外，本文地球化学数据显示，白山花岗斑岩具高Si(SiO2=68.87%~72.82%)、Al(Al2O3=13.83%~15.32%)和Sr(192×10-6~393×10-6)，低Y(5.67×10-6~10.90×10-6)和亏损HREE含量，及高Sr/Y(26.79~69.31)和La/Yb(10.6~33.7)比值的特点(表 2)，显示与埃达克岩相似的地球化学特征(Kay，1978；Defant and Drummond， 1900；Defant et al., 2002)。在Sr/Y-Y图解和(La/Yb)N-YbN判别图解中，样品全部落入埃达克岩区域(图 9)，因此，可以用埃达克质岩的成因模型来解释白山地区花岗斑岩体的形成。
 | 图 9 白山钼矿区花岗岩Sr/Y-Y图解(a)和(La/Yb)N-YbN图解(b)(据Defant and Drummond， 1990) Fig. 9 Plots of Sr/Y vs. Y(a) and (La/Yb)N vs. YbN (b)for the Baishan granitic rocks(modified after Defant and Drummond， 1990) |
目前，埃达克质岩石的成因模型主要包括以下几种认识：俯冲洋壳的部分熔融(Defant and Drummond， 1990；Rapp et al., 1999；Zhu et al., 2009a；Ling et al., 2011; Sun et al., 2011，2014；Wang et al., 2015a，b)，拆沉下地壳熔融(Xu et al., 2002; Ling et al., 2011)，镁铁质岩浆分离结晶作用(Macpherson et al., 2006；Richards，2011)，地幔岩浆与地壳岩浆的混合作用(Qin et al., 2010；Zhang et al., 2013)，以及增厚下地壳的部分熔融(Zhao et al., 2009；朱志敏等，2013)等。本文基于以下几点认为白山花岗斑岩很可能来源于增厚下地壳的部分熔融，并含有幔源物质的混入物：
(1)白山钼矿区至今尚未发现同期幔源岩浆形成的中性-基性火山岩(朱志敏等，2013)，因此白山花岗斑岩不太可能是由镁铁质岩浆分离结晶的产物。在La/Yb-La及La/Sm-La相关图解中(图 10a，b)，也不支持岩浆结晶分异作用而显示部分熔融的特征。
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图 10 白山钼矿区花岗岩La/Yb-La、La/Sm-La、Ni-Mg#及N-Cr图解
图中俯冲板片熔融范围引自Guan et al.(2012)和张连昌等(2004)；增厚下地壳熔融范围引自Guan et al.(2012)和Hou et al.(2013) Fig. 10 Plots of La vs. La/Yb，La vs. La/Sm，Mg# vs. Ni， and Cr vs.Ni diagrams for the Baishan granitic rocks Field of subducted oceanic slab derived adakites is from Guan et al.(2012) and Zhang et al.(2004)；field of thickened lower crust derived adakites is from Guan et al.(2012) and Hou et al.(2013) |
(2)通常认为由俯冲板片部分熔融或拆沉下地壳熔融形成的埃达克质岩石，由于存在地幔楔对熔体的交代作用或地幔岩浆的混合作用，将导致岩浆中MgO含量或Mg#值升高(Drummond et al., 1996；Xu et al., 2002；Castillo，2006；Guo et al., 2007)，这与白山花岗斑岩体具有相对较低的MgO含量(0.51~0.93)和Mg#值(33~42)特征明显不符(图 6d)，表明它们可能不是由俯冲板片熔融或拆沉下地壳熔融形成的。而增厚下地壳镁铁质岩石熔融形成的埃达克质岩石通常具较高的Na和K，较低的MgO含量(Xiong et al., 2003；Zhao et al., 2009)，由此可见，白山花岗斑岩与增厚下地壳熔融形成的埃达克质岩地球化学特征相近，表明它们可能是增厚下地壳熔融的产物。
(3)白山花岗斑岩体的相容元素(Cr、Ni、Co、V)含量明显较低(图 10c，d)，不同于俯冲环境形成的埃达克质岩石特征，而类似于增厚下地壳岩石熔融的产物，进一步证明了增厚下地壳的岩浆源区。
(4)白山花岗斑岩体锆石Hf同位素指示其岩浆源区很可能存在底侵幔源岩浆的混染。锆石Hf同位素作为有力的示踪工具已广泛应用于一些重要地球化学储库(如亏损地幔、球粒陨石和地壳等)的源区判别(吴福元等，2007)。研究表明，具有低的176Hf/177Hf以及εHf(t)值表明花岗岩可能来源于古老地壳的深熔或重熔(Allègre and Ben Othman，1980；Peter and Rol and ，2003)；具有较高的176Hf/177Hf以及εHf(t)值表明花岗岩可能来源于新生地壳的再循环或大陆地壳中新生地幔物质的混入(Jahn et al., 2000；Zhu et al., 2009a，b; Wang et al., 2014a)。本文白山花岗斑岩体锆石Hf同位素数据显示，其具有正的εHf(t)值(εHf(t)=+8.0~+11.0)和年轻的地壳模式年龄tDMC(556~758Ma；表 3)，暗示了花岗斑岩很可能来源于新增生的下地壳物质。此外，相对较高的εHf(t)值显示了亏损地幔的特征，表明可能有幔源镁铁质岩浆的加入，并与镁铁质岩浆的底侵作用有关。
因此，白山钼矿区花岗斑岩样品的地球化学特征及同位素数据表明，矿区深部花岗斑岩的岩浆源区为增厚的下地壳物质，并可能含有幔源物质的混入物。 5.2 地球动力学背景
东天山地区在吐哈盆地南缘发育早古代岛弧带，岀露奥陶纪玄武岩、安山岩、流纹岩，及中-晚志留纪细碧岩、流纹岩和角砾熔岩等(王志良等，2006)。东天山北部大南湖-头苏泉岛弧带发育安山质-玄武质钙碱性火山岩，及含矿埃达克质岩石、石英闪长岩和花岗闪长岩等侵入岩，南部阿奇山-雅满苏岛弧带主要发育中酸性-中基性火山岩和火山碎屑岩、花岗闪长岩及闪长岩等，被认为是康古尔塔格大洋板片沿康古尔断裂南北双向俯冲的结果(王志良等，2006；Han et al., 2006；Wang et al., 2014a)，代表晚古生代岛弧环境。张连昌等(2004)和Wang et al.(2015a，b)在东天山中部识别出土屋-延东地区早石炭世埃达克质岩浆活动为俯冲到深部具MORB性质的大洋板片部分熔融的产物，认为在石炭纪东天山地区处于洋壳俯冲阶段。Mao et al.(2005)认为，康古尔塔格大洋在俯冲末期经过深海槽演化阶段后逐渐闭合，东天山完成碰撞造山作用，至二叠纪开始进入后碰撞演化阶段，形成东天山黄山-香山等地区一系列镁铁-超镁铁质岩和近同时代的花岗质岩石。顾连兴等(2007)提出，东天山康古尔-黄山韧性剪切带东段在碰撞后的二叠纪时期发生过幔源岩浆底侵和内侵，造成了地壳垂向增生；该时期发育大量的基性-超基性岩脉，及片麻状花岗岩、钙碱性-高钾钙碱性花岗岩和过铝质花岗岩石等，并普遍遭受低压高温变质作用和浅层次构造变形，其成因均与幔源岩浆底侵与内侵密切相关。前人研究报道东天山地区土墩钾长花岗岩(246Ma)、小白石头泉黑云母花岗岩(244Ma)、尾亚细粒花岗岩(237Ma)、星星峡黑云母花岗岩(236Ma)及东戈壁斑状花岗岩(227Ma)均形成于三叠纪，认为在246~227Ma期间东天山处于板内演化阶段(Zhang et al., 2005，2015；Wang et al., 2010；周涛发等，2010；朱志敏等，2013)。此外，Zhang et al.(2008)通过对东天山区域岩浆活动与构造演化关系的研究，同样认为东天山地区在240~220Ma期间处于板内伸展阶段。东天山吐哈盆地西北侧中-上三叠统泥质砂岩不整合覆于二叠纪地层之上，表明在三叠纪期间东天山曾发生一期构造-岩浆运动，即印支期岩浆活动在东天山十分显著(舒良树等，2004；顾连兴等，2006)。
本文研究选取白山钼矿区深部花岗斑岩样品进行锆石定年，其锆石CL图像显示清晰的岩浆震荡环带，并结合较高的Th/U比值(0.27~1.11)，表明它们均为岩浆结晶作用的产物，所测年龄可以代表岩体形成的时代。SIMS锆石U-Pb定年结果显示花岗斑岩年龄为226.8±3.2Ma，代表了岩浆侵位结晶年龄即晚三叠世，表明白山地区岩浆活动处于区域构造演化的板内伸展阶段。另外，前人研究成果表明白山地区存在显著的三叠纪-早侏罗世的岩浆活动及成矿事件，如矿区南部花岗斑岩TIMS锆石U-Pb年龄为235~245Ma(李华芹等，2006)；东部黑云母花岗闪长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为239±38Ma(李华芹等，2006)；西南部黑云母斜长花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为181±3Ma(李华芹等，2005)；辉钼矿Re-Os测年为224~229Ma(Zhang et al., 2005；李华芹等，2006；张达玉等，2009)；黄铁矿Re-Os测年为225Ma(Zhang et al., 2005)；含矿石英脉石英Rb-Sr等时线年龄为182~187Ma(李华芹等，2005)。上述定年结果表明白山钼矿成岩成矿作用主要发生于中生代，即东天山造山作用晚期后碰撞演化阶段转向区域构造板内演化阶段。
如前文所述，白山花岗斑岩体为弱过铝质、钙碱性到高钾钙碱性系列的I型花岗岩，显示埃达克质岩石的地球化学特征，为增厚下地壳而非俯冲板片部分熔融的产物，并可能混有底侵的幔源岩浆物质。依上述资料及研究区地质特征综合分析，本文推测在东天山板内伸展的构造背景下，软流圈或岩石圈地幔物质发生部分熔融，形成的一部分岩浆在壳-幔边界面发生底侵。这种底侵的幔源熔体带来热量诱发增厚下地壳岩石发生部分熔融，促使地壳中的Mo元素进入岩浆；与此同时，部分底侵的幔源流体混入到岩浆房，使成矿元素(Mo)进一步富集形成富Mo母岩浆；富含Mo成矿元素的母岩浆运移、上侵到地壳浅部，最后在岩体上部有利的构造位置富集成矿，即白山斑岩型钼矿床形成于东天山碰撞造山作用之后的板内伸展阶段，其钼矿化过程与深部埃达克质花岗岩形成过程密切相关，并且幔源物质很可能在成矿过程中发挥了重要作用。 6 结论
(1)白山钼矿区深部花岗斑岩样品中锆石U-Pb定年结果表明，白山地区岩浆活动大约发生于226.8±3.2Ma，属于晚三叠世。
(2)白山所有岩石样品均为钙碱性至高钾钙碱性系列，铝饱和指数(A/CNK)为0.93~1.06，富集K、Rb、Sr，明显亏损Nb、Ta、Ti、Th等，属准铝质至过铝质的I型花岗岩，显示与埃达克岩相似的地球化学特征。白山花岗岩具较均一的正εHf(t)值(+8.0~+11.0)和较年轻的地壳模式年龄tDMC(556~758Ma)。
(3)结合区域构造演化特征，及花岗岩岩石地球化学和同位素数据，本文认为白山花岗岩体可能来源于增厚下地壳物质的部分熔融，并可能混有幔源物质的混入物，形成于东天山碰撞造山作用之后的板内伸展阶段。
致谢 野外工作得到了新疆地质矿产开发局董连慧总工的大力支持；室内研究得到了中国地质大学(北京)翟裕生院士和彭润民教授的指导和关心；锆石SIMS测年过程中得到了中国科学院地质与地球物理研究所李献华研究员的帮助；论文评审中评审专家对论文初稿提出了宝贵的修改意见；谨致谢忱。| [1] | Allègre CJ and Ben Othman D. 1980. Nd-Sr isotopic relationship in granitoid rocks and continental crust development: A chemical approach to orogenesis. Nature, 286(5771): 335-342 |
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