成矿模式

哈图金矿主要由浅部石英脉型矿体和深部蚀变岩型矿体组成。两类矿体属于同源热液流体逐渐演化的产物（张凤军，2003）。这两种类型矿体的主要矿物组成非常相似，只是相对含量存在微弱差异，两种矿体脉石矿物均以石英、钠长石、绢云母和碳酸盐矿物为主。自然金以包裹金和裂隙金形式产出，毒砂、黄铁矿和石英是主要的载金矿物；两种矿体主要成矿阶段的矿化温度范围一致（200～280℃），成矿晚期均形成不含矿的方解石脉。尽管石英脉型矿体主要分布于矿区浅部，而蚀变岩型矿体主要分布于矿区深部，从钻孔以及井下坑道观察发现，深部蚀变岩型矿体主要分布于石英脉两侧，石英脉的宽度为数十厘米到1 m不等，脉两侧的蚀变围岩宽度通常为数十厘米，且石英脉与其两侧的蚀变岩之间无明显边界，反映了矿化蚀变作用从线到面的发展过程。与蚀变岩型矿体伴生的石英脉中主要的脉石矿物组合为石英-钠长石-绢云母，矿石矿物含量较低，主要为黄铁矿-毒砂-黄铜矿-自然金。未见石英脉型矿体和蚀变岩型矿体之间相互叠加或穿切的现象，以上事实说明哈图金矿两种矿体的成矿流体同源，它们是同种流体逐渐演化成矿的结果。

石英脉型矿体阶段的矿化温度与蚀变岩型矿体阶段Ⅱ的相似（320～360℃），且两种矿体主要成矿阶段（石英脉型矿体阶段Ⅱ，蚀变岩型矿体阶段Ⅲ～Ⅳ）的成矿温度均集中在200～280℃。推断石英脉型矿体的3个成矿阶段分别对应蚀变岩型矿体的阶段Ⅱ、阶段Ⅲ～Ⅳ和阶段Ⅴ。两种矿体成矿阶段之间的对应关系表明，哈图金矿成矿作用开始于矿区深部，即成矿流体从深部向浅部运移，最早在矿区深部形成较高温的石英-钠长石脉。400 m以下深度，由于围岩中断裂和裂隙不发育，成矿流体沿着围岩中的孔隙运移并成矿，形成大量小规模石英脉＋蚀变岩型矿体，而在浅部，围岩中发育的断裂和裂隙为成矿流体提供了很好的通道，并最终在断裂或裂隙中形成以含矿石英脉为主的矿体。由于石英脉型矿体成矿深度范围较接近地表，成矿流体与围岩之间的物理化学梯度较大，流体与围岩反应时间短，因此，浅部石英脉型矿体两侧的蚀变岩型矿体不发育。

对哈图金矿石英中流体包裹体进行了Rb-Sr同位素研究，获得的等时线年龄为289±4 Ma（李华芹等，2000），代表金矿化的时代。哈图金矿区及其周边火山活动的时间主要集中在～328 Ma（王瑞等，2007）、花岗质岩浆侵位的时代为276～330 Ma（韩宝福等，2006）、中基性岩浆活动的时间为240～285 Ma（齐进英，1993；李辛子等，2004）。区内火山活动明显早于金矿化事件，说明金矿化与火山活动的关系不大。尽管基性脉岩在空间上与金矿矿体关系密切，但对金矿化的贡献也不大。金成矿作用与花岗岩的关系更密切。

晚石炭世至早二叠世期间，西准噶尔地区处于碰撞造山后地壳垂向增生阶段，花岗质岩浆侵位于下石炭统火山-沉积地层中。与花岗质岩浆有关的富含成矿元素的岩浆热液沿NE向安齐断裂流动，进入与其伴生的EW向、NW向和NE向次级断裂，从深部向浅部迁移。迁移过程中，热液与下石炭统火山-沉积岩发生水岩反应，导致其中的凝灰岩和凝灰质泥岩发生碳酸盐化、硅化、绢云母化、毒砂化和黄铁矿化等，玄武岩发生碳酸盐化、透闪石化、绿帘石化、绿泥石化和斧石化。水岩作用过程中，热液流体萃取了围岩中的大离子亲石元素（图5-24a，附彩图5-24），同时热液中的Cl-破坏围岩中的硅酸盐结构为部分金属元素进入围岩提供空间，导致蚀变围岩富集金属成矿元素。随着水岩反应的进行，>350℃条件下，成矿热液在深部（>400 m）裂隙中形成不含矿的石英-钠长石脉（图5-24b），在石英-钠长石脉与围岩接触部位形成少量黄铁矿和毒砂。

图5-24 哈图金矿成矿模式图

随着热液沿断裂逐渐向浅部迁移，流体温度降低至320～350℃，在深部形成不含矿的黄铁矿-石英-钠长石细脉、浸染状黄铁矿化和硅化，而在浅部，由于裂隙较发育，形成相对较宽大但矿化较弱的硫化物-石英-钠长石脉（图5-24c），穿切早期形成的石英-钠长石脉。此时成矿体系的硫逸度较高，而氧逸度较低，形成的主要矿物为黄铁矿、少量毒砂和磁黄铁矿。该阶段温度、硫逸度以及氧逸度等条件的微弱变化未引起热液体系中金浓度明显变化。之后，含矿热液进一步向浅部迁移，并与深循环大气水混合，导致成矿体系温度、硫逸度降低，而氧逸度强烈升高。成矿体系物理化学条件的变化引起Au溶解度降低，并沉淀成矿。进一步降低温度，在深部蚀变围岩中形成含金毒砂-碳酸盐细脉和含金黄铜矿-碳酸盐细脉，其中含金毒砂-碳酸盐脉的主要矿物组合为黄铁矿-毒砂-自然金，少量黄铜矿和黝铜矿，黄铁矿和毒砂是主要的载金矿物（包裹金和粒间金为主）；含金黄铜矿-碳酸盐脉中主要的矿物组合为黄铜矿-黝铜矿-自然金，细脉分布于蚀变围岩中或充填于早期黄铁矿或毒砂裂隙中，其中的金主要为裂隙金，与黄铜矿和黝铜矿共生并充填在黄铁矿和毒砂裂隙中。在细脉浸染状蚀变岩型矿体中，含金毒砂-碳酸盐脉和含金黄铜矿-碳酸盐脉常穿切早期形成的石英-钠长石脉和黄铁矿-石英-钠长石脉。在浅部区域形成含金硫化物-石英-碳酸盐脉，由于浅部热液体系的氧逸度较高，在含金硫化物-石英-碳酸盐脉中结晶了少量代表较高氧化状态的磁铁矿和赤铁矿（图5-24d）。热液演化的晚期以不含矿的石英-方解石脉为主要特征，石英-方解石脉在矿区广泛分布，穿切早期各阶段形成的脉体（图5-24e）。

碰撞造山作用是一个由洋壳消减经过碰撞事件再到陆壳消减的渐变的过程，碰撞事件没有遗留下任何可以观察到的地质记录。因此，需要运用碰撞事件发生前和发生后产生的地质记录来限定碰撞事件的时代范围（李继亮等，1999）。

1东昆仑加里东碰撞造山过程

根据上述与早古生代碰撞造山过程相关的区域性角度不整合、岩浆活动、变质作用和构造变形作用的分析，可以认为，东昆仑加里东造山旋回与经典的威尔逊旋回不同，柴达木陆块与东昆中陆块的会聚与碰撞不是一次性相撞完成，而是经过多次过程才完成的，具有软碰撞特点（任纪舜，1994）。由地层角度不整合反映的挤压碰撞时间、俯冲型花岗岩与后碰撞花岗岩转变时间、构造变形时间和变质时间综合分析，东昆仑加里东造山经历了晚奥陶世—早志留世主碰撞造山和顶志留世—早泥盆世的后碰撞造山过程。

2东昆仑加里东碰撞造山时限

运用大洋岩石圈消减过程中的沉积作用、岩浆作用和变质作用来限定碰撞下限，运用碰撞后同造山时期的岩浆作用和变质作用以及磨拉石沉积作用来作为碰撞事件的时代上限，以此来逼近其发生的时间。东昆仑加里东造山相关年龄如表12-1所示。

根据前述加里东造山形成的角度不整合、俯冲型花岗岩与后碰撞花岗岩年龄、构造变形时间和变质时间（表12-1），可以认为，柴达木陆块与东昆中陆块主碰撞始于450Ma，延续至443Ma，形成了以纳赤台群石灰厂组与志留系赛什腾组之间的角度不整合、赛什腾组海相磨拉石沉积、东昆中断裂带、东昆仑晚奥陶世后碰撞岩浆活动和早古生代麻粒岩相变质岩为特征的东昆仑加里东碰撞造山带主体。顶志留世-早泥盆世的后碰撞造山形成以志留系赛什腾组与泥盆纪牦牛山组之间的角度不整合、牦牛山组陆相磨拉石沉积、泥盆纪角闪岩相变质和后碰撞岩浆活动及东昆中断裂带，后碰撞始于419 Ma，延续至414Ma。

表12-1 东昆仑加里东造山事件年代格架

续表

注：五龙沟剪切带40Ar/39Ar年龄据陆松年等（2000）。

华北克拉通北缘地区由于其所处大地构造位置的特殊性，岩浆活动表现出多旋回、多阶段和岩石类型繁多、成因复杂等特点。

一、侵入岩类

按照侵入时代从早到晚的顺序，各时期的侵入岩特征分别描述。

（一）太古代—古元古代侵入岩

华北克拉通北缘发育多期岩浆侵入活动。古-中太古代侵入岩以英云闪长岩-花岗闪长岩-奥长花岗岩（TTG）组合为主，这些侵入岩多已发生角闪岩相-麻粒岩相区域变质作用，岩体形态与原生结构构造均受到多期变形-变质的强烈影响与置换，易被当成变质地层。新太古代早期侵入岩以中基性岩墙、岩脉群为主，晚期以中酸性侵入岩为主，形成大量规模较大的花岗质岩体，如山海关-绥中混合花岗岩、鞍山花岗岩、弓长岭花岗岩、摩离山花岗岩等。古元古代早期侵入岩以辉长-闪长岩为主，晚期以中酸性侵入岩为主，包括混合花岗岩、二长岩、钾长花岗岩等岩石类型，典型岩体如大青山南缘钾长花岗岩带、混合花岗岩，十二分子钾长花岗岩，冀东地区的混合花岗岩和混合岩等（崔盛芹等，2000）。

（二）中-新元古代侵入岩

华北克拉通北缘在中元古代期间并没有显示典型克拉通的稳定状态。间或有岩浆扰动事件发生，分布在燕辽中元古代三叉裂堑系辽宁盖县梁屯-矿洞沟碱性正长岩杂岩体、辽宁建平县断石洼-簸箕山石英正长岩体、河北隆化县黑山纹长二长岩-石英纹长二长岩杂岩体、河北平泉县西坝-大庙辉石正长岩体、北京怀柔兰营石英正长岩体、密云沙厂球斑花岗岩体、河北赤城球斑花岗岩、河北承德黑山和北京怀柔北部斜长岩体以及辽-吉古元古代拗拉谷中辽宁宽甸-桓仁的环斑花岗岩等富碱侵入岩体集中在185～170 Ga形成（任康绪等，2006），产于新太古代到古元古代的怀安杂岩、恒山杂岩、五台杂岩、阜平杂岩和丰镇孔兹岩系中的镁铁质岩墙群集中在18 Ga左右形成（彭澎等，2004），南太行山赞皇地区辉绿岩岩墙1781～1765 Ma，丰镇红旗沟辉绿岩岩墙为1777 Ma，恒山辉绿岩岩墙为1769Ma（韩宝福等，2007），鲁西地区NNW和近SN向基性岩墙群，主要为辉绿岩，年龄在1621～1157Ma之间，中部恒山NNW向基性岩墙群主要在1800～1700 Ma形成（侯贵廷等，2000），反映了克拉通在这一时期已开始发生裂解作用，与全球性的哥伦比亚超大陆解体相对应。武川水泉村、枣沟梁变质中细粒二长花岗岩，锆石年龄为1268 Ma（内蒙古地质局，1997）；商都转达营子角闪石英二长岩，全岩铅法年龄1130 Ma（聂凤军等，1992）；康保十棚变质细粒含石榴子石二长花岗岩和蒙古营子变质中细粒二长花岗岩，锆石U-Pb年龄分别为1283 Ma和1165 Ma，岩体长轴走向与区域构造线一致，岩石普遍发育弱片麻状构造（张臣等，2004）。花岗岩呈东西向带状展布，并与北侧白乃庙（白乃庙群）和阜新旧庙（魏家沟岩群）中元古代古岛弧链及开原蛇绿混杂岩带平行，表明武川-康保地区在中元古代晚期存在一个强烈的俯冲碰撞造山过程，这一碰撞造山事件为华北板块中罗迪尼亚超大陆的拼合提供了最基本制约条件。

（三）古生代侵入岩

早古生代期间，在华北克拉通北侧发育了白乃庙岛弧岩带（许立权等，2003；贾和义等，2003；Jian et al，2008；张维等，2008）。白乃庙岛弧岩带可能开始于早奥陶世（475 Ma）或更早，结束于晚志留世（420 Ma左右）。华北克拉通北缘未发现有这一时期的岩浆活动记录，说明在早古生代时期华北克拉通北缘基本保持稳定。晚古生代侵入岩数量、类型与出露面积均多于早古生代，早期以中基性侵入岩为主，晚期以中酸性侵入岩为主。泥盆纪，岩石主要偏碱性，多分布在内蒙地轴南侧，分布受近东西向深大断裂制约，产出可能为弧-陆碰撞后的伸展背景。在石炭-二叠纪，分布范围较广，岩性组合主要为角闪辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩，岩石化学以钙碱性、高钾钙碱性、准铝质及SiO2含量变化大为特征。岩石普遍具有花岗岩及埃达克质岩特征，岩石组合、岩石化学及同位素地球化学特征表明其形成于安第斯型大陆边缘，与古亚洲洋板块向华北地块的俯冲有关。

1泥盆纪侵入岩

泥盆纪侵入岩的分布范围虽然不大，但在华北克拉通北缘自东向西均有分布。时代主要为早泥盆世末期—中泥盆世。少量为晚泥盆世，典型的泥盆纪岩体主要包括：冀西北张家口水泉沟碱性杂岩体，其侵位年龄在390 Ma左右（罗镇宽等，2001）；冀北承德地区的镁铁质-超镁铁质岩的侵位年龄为395 Ma（Zhang et al，2009a），冀北承德大庙孤山二长闪长岩，侵位年龄为390±5 Ma（Zhang etal，2007）；内蒙古大青山北缘高家村角闪二长岩（锆石TIMS U-Pb年龄为390 Ma）（天津地质矿产所，2002），内蒙古集宁三道沟地区的碱性岩大约于410 Ma侵位（Zhang et al，2010a）；内蒙古固阳地区的二长岩和闪长岩形成于400 Ma左右（曾俊杰，2009）；赤峰车户沟正长花岗斑岩年龄为376±3 Ma（Liu et al，2010）；赤峰红山公园钾长花岗岩年龄为387±4 Ma（Shi et al，2010）。沿大庙断裂带出露的一些基性-超基性杂岩（红石砬、二道沟及下哈叭沁等地）（倪志耀，2002；Zhanget al，2009b）及白云鄂博地区的一些碱性花岗岩（内蒙古自治区地质调查院，2002）也形成于这一时期。在赤峰东部莲花山、敖汉旗朝吐沟等地还存在有一些晚泥盆世流纹斑岩及流纹质熔结凝灰岩，其形成年龄为364±2 Ma（张拴宏等，2010），以碱性岩为主的岩石组合特征显示泥盆纪岩浆活动可能形成于伸展构造背景，华北地块北缘泥盆纪岩浆活动的形成可能与这一时期弧-陆碰撞后的伸展背景有关。后仙峪硼矿区矿体与闪长岩脉接触带蚀变岩的金云母氩-氩坪年龄为3865 Ma（汤好书等，2009），哈达门金矿辉钼矿Re-Os同位素等时线年龄为3866±61 Ma（MSWD＝118），加权平均年龄为3864±27 Ma（MSWD＝055），成矿年龄也正好在这个时期，东坪金矿区碱性正长岩锆石年龄也在这个时期，说明这些矿床当时也处于同样的地质背景。

2石炭纪侵入岩

早石炭世的岩浆活动微弱，如内蒙古哈达门沟地区大约353 Ma就位的大桦背花岗岩（苗来成等，2001）。中晚石炭世的岩浆活动也基本呈带状分布，主要岩石类型包括镁铁质-超镁铁质岩体、高镁闪长岩和花岗岩，如内蒙古四子王旗地区330～300 Ma期间形成的辉长岩和闪长岩（周志广等，2009），乌花敖包钼矿石英斑岩3533±43 Ma（孔维琼等，2010），商都大石沟黑云母钾长花岗岩342 Ma（张臣等，2007），冀北地区的镁铁-超镁铁岩-闪长岩-花岗岩也大约在330～300 Ma间形成（Zhang et al，2007c，2009b）。波罗诺石英闪长岩302±4 Ma、虎石哈花岗闪长岩310±5 Ma（Zhanget al，2007c）。

3二叠纪侵入岩

与邻区造山带的情况类似，二叠纪也是华北克拉通北缘岩浆活动最为强烈的时期，近年来许多学者在自西而东包括内蒙古乌拉特-达茂旗-白云鄂博-固阳-集宁-赤峰（罗红玲等，2007；2009；章永梅等，2008；范宏瑞等，2009）、冀北张家口-承德-建平（王惠初等，2007；Zhang et al，2009a，b，c）、辽北阜新-法库（张晓辉等，2005；Zhang et al，2009b，2010b）等地区陆续揭示出大量二叠纪岩浆岩。具体而言，内蒙古乌拉特中旗地区克布闪长岩和辉长岩的侵位年龄分别为291±3 Ma和277Ma（罗红玲等，2007），乌梁斯太碱性花岗岩基形成于277±3 Ma（罗红玲等，2009），乌梁斯太东部红旗店辉长闪长岩锆石LA-ICPMS U-Pb年龄为273 Ma，乌拉特中旗钙碱性闪长岩黑云母40Ar/39Ar年龄为260～258 Ma，SHRIMP年龄为291 Ma（罗红玲，2007），大青山石兰哈达、元恒永钙碱性闪长岩TIMS年龄分别为299 Ma，282 Ma（袁桂邦等，2006；张玉清等，2007）；大青山哈拉合少正长花岗岩TIMS年龄261 Ma（赵庆英等，2007）；东胜庙地区强过铝花岗岩独居石Th-U-Pb年龄276～286 Ma和康保地区S型花岗岩252～281 Ma（王鑫琳等，2007），四子王旗公呼都格花岗岩Rb-Sr和TIMS年龄为252～306 Ma（李兰英，2005；章永梅等，2008），镶黄旗一带花岗岩TIMS年龄262～275 Ma（洪大卫等，2007）；乌梁斯太北部温更辉长岩和白云鄂博矿区辉长岩SHRIMP年龄分别为272，259 Ma（赵磊，2008；张宗清，2003），温更角闪闪长岩锆石LA-ICPMS年龄277 Ma；冀北角闪闪长岩SHRIMP年龄279～288 Ma（王惠初等，2007）；东胜庙地区二辉橄榄岩TIMS年龄270 Ma（内蒙古地质矿产勘查开发局，1999），乌梁斯太黑云母二长花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为277±3Ma，侵位于早二叠世晚期，北部的锡林浩特流纹岩和花岗岩SHRIMP年龄分别为279±3 Ma和276±3 Ma（Shi et al，2004），哈达庙金矿成矿斑岩锆石LA-ICP MS铀铅年龄为2718±33 Ma（鲁颖淮等，2009），金厂沟梁片麻状二长花岗岩LA-ICP-MS U-Pb年龄在2586～2616 Ma之间（本次研究），元宝山钼矿石英二长斑岩SHRIMP年龄269 Ma（Liu et al，2010），乌兰德勒钼矿花岗闪长岩2993±24 Ma（陶继雄等，2009），这些岩浆岩年龄集中在252～291 Ma之间，车户沟矿床的细脉状黄铜矿Rb-Sr等时线年龄为260±14 Ma（刘建明，2007），车户沟钼矿床Re-Os年龄2575±25 Ma（Liu et al，2010），毕力赫斑岩型金矿Re-Os等时线年龄2727±16 Ma和加权平均年龄2713±17Ma（卿敏等，2010）。

石炭纪-二叠纪侵入岩呈东西向带状分布，平行于华北克拉通北缘边界。在岩石组合、矿物组合、岩石地球化学、同位素组成及空间分布等方面均显示活动大陆边缘的特征。因此岩浆活动发育的构造背景应为安第斯型活动大陆边缘，其形成与古亚洲洋板块向华北克拉通俯冲有关。华北地块北缘内蒙古隆起大致代表了这一安第斯型活动大陆边缘弧的范围，并导致了内蒙古车户沟斑岩铜钼矿床、哈达庙斑岩型金矿床、乌兰德勒钼矿床、元宝山钼矿床、毕力赫金矿床等一批矿床的形成。

（四）中生代侵入岩

刘红涛等（2002）将华北克拉通北缘的中生代花岗岩类划分为钙碱性和高钾钙碱性花岗岩、强过铝质淡色花岗岩、高锶花岗岩、碱质A型花岗岩和碱性花岗岩五个类型。强过铝质淡色花岗岩起源于泥砂质变沉积岩在地壳加厚和隆升过程中的减压脱水熔融；高锶花岗岩起源于强烈加厚陆壳的下部或壳幔过渡带的中酸性或基性岩石脱水部分熔融；碱质A型花岗岩和碱性花岗岩均为岩石圈伸展背景下的岩浆作用产物，但后者明确指示区域岩石圈已处于板内裂谷状态，在区域地质演化总体框架下，中生代各类型花岗质岩浆活动的时间序列，明确反映出区域地球动力学背景从碰撞后到非造山的演化过程；钙碱性和高钾钙碱性花岗岩、强过铝质淡色花岗岩、高锶花岗岩、碱质A型花岗岩构成碰撞后花岗岩套，而碱性花岗岩、碱质A型花岗岩则构成板内非造山花岗岩套，区域花岗岩浆活动的演化表明，华北克拉通北缘地区中生代重大构造转折应发生在160～150 Ma之间，在160 Ma以前的中生代早中期，区域岩石圈仍处于碰撞后前期的强烈加厚过程之中，该时期以出现大量的高锶花岗岩和少量过铝质淡色花岗岩为特征，150～110 Ma期间为碰撞后晚期的区域岩石圈强烈伸展时期，该时期则以高锶花岗岩侵位事件的急剧减少和碱质A型花岗岩大量出现为特征，在大约110 Ma左右，区域岩石圈基本减薄到正常厚度（35～40 km），并进入板内非造山的裂谷阶段，此时以出现碱性花岗岩为特征，研究认为，贯穿整个碰撞后阶段的钙碱性和高钾钙碱性花岗岩之所以具有消减带岩浆的地球化学特征，是因为它们继承了碰撞前西伯利亚板块向华北板块消减阶段及同碰撞阶段已经活化的源区（包括富集的地幔楔及下地壳）性质（刘红涛等，2002）。

1三叠纪侵入岩

华北克拉通北缘三叠纪岩浆岩的分布范围也很广泛，岩性主要为钾长花岗岩、二长花岗岩及碱性杂岩，其次为基性-超基性岩及少量中-酸性火山岩，岩浆活动主要开始于250 Ma左右。具体而言，如内蒙古四子王旗黄合少正长岩Rb-Sr年龄203 Ma（牟保磊等，1992）、包头东霓辉正长岩Rb-Sr年龄198 Ma和凉城霓辉正长岩Rb-Sr年龄190 Ma（阎国翰等，2000）、河北涿鹿矾山正长岩Rb-Sr年龄218 Ma（牟保磊等，1992）、河北平泉光头山碱性花岗岩Rb-Sr年龄194 Ma（韩宝福等，1993）、辽宁凤城柏林川正长岩Rb-Sr年龄218 Ma和赛马霞石正长岩Rb-Sr年龄244 Ma（周玲棣等，1996），这些主要为碱性岩系列，嵇少丞等（2008）总结其产于与后碰撞有关的张性环境。河北矾山杂岩体Sm-Nd等时线年龄为2434±97 Ma，Rb-Sr等时线年龄为218±8 Ma，属于以幔源为主的壳幔相互作用的产物（牛晓露等，2009）。另外近年来识别出这个时期大量的赋矿岩体年龄，如鸡冠山斑岩钼矿赋矿花岗斑岩SHRIMP年龄为245±27 Ma（曾庆栋等，2009），沙德盖黑云母正长花岗岩SHRIMP年龄为2216±21 Ma（本次研究），西沙德盖钼矿斑状二长花岗岩ICP-MS年龄2229±082 Ma（本次研究），冀东都山岩体240 Ma（罗镇宽等，2003）、库里吐钼矿花岗岩SHRIMP年龄 229±4 Ma（Zhang et al，2009），库里吐钼矿似斑状二长花岗岩SHRIMP年龄236 Ma（刘建明，2010），西台子二长花岗岩ICP-MS年龄2268±087 Ma（本次研究）。近年来，在华北板块北部获得的这个时期金、钼多金属矿床的年龄，如大苏计Re-Os年龄2225±32 Ma（张彤等，2009），元宝山钼矿Re-Os年龄2480±27 Ma（Liu et al，2010），哈达门沟金矿床绢云母Ar/Ar年龄240±3 Ma（聂凤军等，2005），冀东金厂峪金矿辉钼矿Re-Os等时线年龄为（2426±68）Ma（宋扬等，2011），金厂沟梁17号脉中揉皱石英脉辉钼矿Re-Os年龄2447±25 Ma（本次研究），西沙德盖钼矿Re-Os年龄2264±33 Ma（侯万荣，2010），库里吐钼矿Re-Os年龄236±3 Ma（Zhang et al，2009），查干花Re-Os等时线年龄2427±35 Ma（蔡明海等，2011）。

三叠纪侵入岩的岩石组合及地球化学特征均显示出后碰撞/后造山岩浆作用特征，形成与华北地块与西伯利亚南缘蒙古增生褶皱带最终碰撞拼合后的后碰撞/后造山伸展作用有关。岩石组成上有由二叠纪末—中三叠世以高钾钙碱性为主，向晚三叠世大量出现碱性岩及相伴的碱性超镁铁质岩的演变的趋势，与该期岩浆作用相对应的有哈达门沟金矿床、金厂峪金矿床，乌兰德勒、鸡冠山、库里吐、查干花、西沙德盖、大苏计等较多的钼多金属矿床形成。

2侏罗纪—白垩纪侵入岩

华北克拉通北缘尤其东段在该时期岩浆岩活动非常强烈，分布范围十分广泛，岩浆活动早期以侵入活动为主，晚期伴随强烈的岩浆喷发。侵入岩主要为花岗岩、花岗斑岩、钾长花岗岩、花岗闪长岩及碱性杂岩，其次为石英斑岩、石英正长斑岩、二长花岗岩等；主要呈岩株状、岩脉状，少数呈岩基状沿隆起带产出，呈EW、NE、NNE向分布。具体而言，与金矿成矿有关的岩体如赤峰红花沟岩体、安家营子岩体、对面沟岩体、河洛堡岩体、四道沟岩体、铭山岩体、牛家营子岩体、喀喇沁岩体、烧锅营子岩体、撰山子岩体等；与钨矿有关的岩体如镶黄旗毫义哈达岩体、黄花敖包岩体，东乌旗沙麦岩体等；与铁矿有关的岩体如朝不楞岩体和与锡矿有关的岩体如黄岗花岗斑岩体等。喷出岩主要分布在白垩纪火山岩盆地中，如二道沟金矿就产出在侏罗纪蓝旗组火山建造中，在金厂沟梁矿区西北部乌拉山火山断陷盆地中分布有碱性粗面岩、粗面安山岩等。

近年来，获得了一系列该期与成矿有关岩体的精确年龄，如半砬子山花岗闪长斑岩1335 Ma（张晓静等，2010）、红山子流纹斑岩130 Ma（Liu et al，2007）、碾子沟A型花岗岩155 Ma（张作伦等，2010）、牛心山花岗岩SHRIMP年龄173±2 Ma（郭少峰，2009）、鸡冠山钾长花岗斑岩155 Ma（Wu et al，2010）、奥伦花斑状花岗岩139 Ma（曾庆栋等，2009）、奥伦花斑状二长花岗岩134 Ma（马星华等，2009）、内蒙古乌日尼图钼矿区细粒花岗岩LA-ICPMS年龄1336±33 Ma（刘翠等，2010）、乌花敖包钼矿石英斑岩1392±34 Ma（孔维琼等，2010）、金厂沟梁石英斑岩ICP-MS年龄15468±045 Ma（本次研究）、金厂沟梁对面沟斑状花岗闪长岩ICP-MS年龄1409～1427 Ma（本次研究）、对面沟中细粒花岗闪长岩ICP-MS年龄1387±12 Ma（本次研究）、金厂沟梁黑云粗安岩ICP-MS年龄1317±11 Ma（本次研究）、小东沟斑状花岗岩年龄142 Ma（覃峰等，2008）、乌兰德勒钼矿细粒二长花岗岩1313±16 Ma（陶继雄等，2009）。

由于太平洋板块向西俯冲，对欧亚板块产生强力推挤，导致大陆边缘地带及向陆内延伸相当距离的陆壳活化，断裂发育，岩浆喷溢，在坳陷带主要发育火山岩，在隆起带发育侵入岩，本期岩浆活动与内生矿床极为密切，现已发现与本期岩浆活动有关的铜、钼、铅、锌、钨、锡、银、金、铁、稀有稀土等一系列矿产，如八○一稀土矿床、朝不楞铁矿床、沙麦钨矿床、红花沟金矿床、莲花山金矿床、安家营子金矿床、金厂沟梁金矿床、二道沟金矿床、撰山子金矿床以及近年来在内蒙古东部发现的西拉木伦钼矿带等，该期岩浆活动主要与由EW向构造体制向NE—NNE向东构造体制大转换的动力学背景有关，伴随着构造体制的转换和东部岩石圈的减薄，而产生强烈的构造-岩浆活动，并导致中生代成矿大爆发（毛景文等，2003；陈衍景等；2009；翟明国，2010）。

（五）新生代侵入岩

新生代侵入岩出露极少，仅有一些基性小岩体及基性-中酸性小岩脉。

二、火山岩类

华北克拉通北缘发育多期火山岩，在太古宙、古元古代、中元古代、早古生代、晚古生代、印支期、燕山期与喜马拉雅期均发生过不同强度的火山活动，以太古宙-古元古代、古生代与中生代中晚期岩浆喷发活动最为强烈。各期火山活动强度、火山喷发环境与火山岩类型均有所区别。

太古宙火山岩以海底中基性-中酸性火山岩为主，可含少量超基性的科马提岩，其中很多火山岩形成于古岛弧带和深海盆地，太古宙火山岩已发生中高级区域变质作用，原岩结构、构造已被强烈改造。新太古代绿岩带发育超基性-基性-中酸性火山岩组合，火山喷发具有显著的旋回性。

古元古代火山岩仍以中基性-中酸性火山岩为主，大部分形成于海底环境，部分与孔兹岩系伴生，可能形成于较稳定的陆棚环境。在冀东朱杖子、阴山、辽东、吉南等地区，古元古代绿岩带火山岩具有明显的超基性-基性-中酸性火山喷发旋回。

中-新元古代火山活动主要发育于古裂谷带或坳拉槽中，以碱性火山岩与偏碱性火山岩为主。前者如白云鄂博群内的含铁-稀土碳酸岩-碱性玄武岩组合，后者如燕山-辽西地区长城群大红峪组内的玄武岩-安山岩组合，在泛河坳陷尚发育有蓟县群雾迷山组枕状细碧岩。

古生代火山活动主要发生在兴蒙造山带海槽内，早、晚古生代均发育多期海底基性与中酸性火山喷发作用。温都尔庙群、白乃庙群等下古生界均夹有多层海底火山岩系。在白乃庙-温都尔庙地区尚鉴别出早古生代岛弧型火山岩系。晚古生代火山活动仍以多期海底火山喷发为主，火山岩组合以中基性火山岩为主。在蛇绿混杂岩内残留有一些超基性火山质岩石。兴蒙造山带晚二叠世发育一些陆相火山岩。在锡林浩特-艾力格庙陆块两侧均鉴别出中、晚华力西期岛弧型火山岩。

中生代火山活动皆为陆内火山活动，在华北克拉通北缘及其北侧兴蒙造山带均很强烈，其中燕山期火山喷发强度达到高峰，形成了广泛分布的基性-中酸性-碱性火山岩系。印支期火山岩主要分布于冀东北下板城-平泉、辽西地区、吉林的浑江及延边地区，如辽西晚三叠世兴隆沟组中基性火山岩、冀东北下板城地区的下板城组和胡杖子组内夹中酸性火山岩、凝灰岩。燕山期至少发育4～5期强烈的火山喷发活动，包括早侏罗世早期东岭台期中酸性火山岩、早白垩世中期建昌期中基性火山岩及晚白垩世大凌河期基性-中基性火山岩。燕山期火山岩广泛分布于阴山东部、燕山-辽西、辽东、吉南、胶东、太行山等地区，在华北平原、松辽平原与渤海湾盆地也有分布。

新生代火山活动比较强烈，但其活动强度与分布范围均远小于燕山期。新生代华北克拉通北缘至少有三期火山活动，即古近纪、新近纪和第四纪火山喷发作用，各期火山岩均以玄武岩为主，主要由橄榄玄武岩、气孔状玄武岩、伊丁石玄武岩、钛辉石玄武岩等组成。新近纪火山岩分布于大兴安岭西缘、坝上高原、集宁、卓资、丰镇、凉城、兴和等地区。第四纪火山岩主要分布在吉林长白山，赤峰、大同、张北等地区也有分布（崔盛芹等，2000）。

随着南华狭窄洋盆的萎缩、消亡，中元古代末扬子、华夏古陆块碰撞，发生武陵运动，形成广阔的陆间造山带，华南陆块形成，推测该时期由皖南、赣东北经赣中九岭、黔东北梵净山至桂北四堡存在一个扬子古陆东南大陆边缘的弧陆拼贴带(丘元禧，1999)，同时出现前陆盆地型沉积组合。

(一)碰撞－板内岩浆岩相

本区在中元古代末、新元古代初进入了碰撞－陆内造山的发展、演化历程，区域上该类型岩浆岩以休宁岩体(Ｒb－Sr等时年龄963±6Ma，邢凤鸣等，1989)、九岭岩体(40Ar/39Ar法，9371±64Ma，胡世玲等，1985)、许村岩体等为代表，它们组成了弧陆碰撞后的陆壳重熔花岗岩带(丘元禧，1999)。

该地区形成了淡色花岗岩组合为代表的构造热事件，它反映了本区武陵造山运动的结束。以梵净山地区出露的白云母花岗岩组合为代表，地表所见岩体呈小岩株、岩脉等，出露面积均小于1km2。据物探资料推断，地下深处可能是彼此相连的隐伏岩基。岩体侵位于梵净山群中，与围岩突变接触，内接触带不明显，且宽度甚窄，有黑云母偏集或电气石集中的现象。岩体顶部时而出现团块状和囊状伟晶岩体。

1岩石学特征

根据花岗质岩石的结构构造特征、矿物成分和结晶程度的不同，以及冷凝先后的差别，划分为表18所列的岩类。

表18酸性侵入岩组合岩石分类表

白云母花岗岩:岩体均为切割出露，地表所见多属边缘相，个别岩体可见到过渡相。过渡相以细－中粒白云母花岗岩为主，边缘相宽度较大，包括中－细粒、细粒和似斑状3种白云母花岗岩，从内到外，有粒度变细之势。

花岗伟晶岩:按产状分为脉状(主)和团块状、囊状两种类型。脉状者常成群出现，厚数十厘米至一二十米，延长数十至千余米。岩石伟晶结构明显，岩脉的分带性较差。

钠长岩:呈脉状、透镜状及囊状产于梵净山群的裂隙中，厚度多小于1m。

长英岩:呈细小脉状侵入于副变质岩中。

梵净山地区花岗质岩石的矿物成分以几乎不含暗色矿物为特征。主要矿物为石英、钾长石和钠长石，次为白云母和电气石，另还有微量黄玉、石榴子石、磷灰石、锆石、独居石和其他气成－热液矿物。白云母花岗岩的主要矿物含量随相带结晶程度的不同而有所变化，即由过渡相－边缘相，粒度随之变小，石英和钠长石含量增加，而钾长石减少。

钠长石有两个世代，早世代者数量极少，呈自形粒状存在于石英中;晚世代的钠长石呈他形－半自形粒状，常具清晰的聚片双晶。其他脉岩中的钠长石与后者特征相同。费氏台测得其An为3～7。

钾长石主要为不规则他形粒状，一般未见双晶，仅时具卡斯巴双晶，属微斜纹长石。根据人工重砂分析所获副矿物的含量及组合关系，属锆石－磷灰石型。锆石多呈浅玫瑰色，半透明—透明，以{100}、{110}、{111}组成的聚形为主。磷灰石呈自形柱粒状，包裹于石英中，粒度极小，一般为002～003×006～008mm。白云母花岗岩的自变质作用较强，主要有钾长石化、钠长石化、云英岩化和绢云母化等。在空间分布上分带性明显，即岩体由内向外依次出现上述自变质“序列”。

2岩石地球化学特征

(1)主量元素特征:白云母花岗岩的主量元素含量及CIPW标准矿物成分如表19和表20所列，与黎彤(1998)的中国花岗岩平均值比较，显示如下特征:

表19梵净山地区白云母花岗岩主量元素含量

资料来源:《贵州省区域地质志》。

表20梵净山地区白云母花岗岩相关数值特征及CIPW标准矿物成分

资料来源:《贵州省区域地质志》。

1)SiO2含量偏高，属超酸性岩类，标准矿物中的石英(Q)也明显偏高;

2)铁、镁含量明显较低，反映出暗色矿物极少;

3)梵净山地区的白云母花岗岩属富硅，相对富钾，贫镁、铁、钙的超酸性浅色花岗岩;

4)钙含量低，故标准矿物中的钠长石(Ab)大大多于钙长石(An);

5)Al2O3，Na2O，K2O与中国花岗岩平均值接近，但由于CaO低，标准矿物出现刚玉，属铝过饱和岩石类型。

(2)稀土元素特征:白云母花岗岩的稀土元素含量如表21和表22所列，配分型式如图23所示，显示如下特征:

表21梵净山地区白云母花岗岩稀土元素含量wB/10－6

表22梵净山地区白云母花岗岩稀土元素数值特征

分布型式呈比较陡的右倾型，CeN/YbN值分别为532和528，与北美页岩的CeN/YbN值(601)接近;Eu含量甚低，分布模式呈现Eu为降幅极大的低谷，δEu仅为001，高度亏损，表明梵净山地区的白云母花岗岩为壳源花岗岩且经历了岩浆分异作用。

(3)微量元素特征:微量元素含量(表23)及特征显示(图24)，Ｒb的含量相当高，富集程度已近矿体品位要求，据光谱半定量分析数值结果，白云母花岗岩平均含W达50×10－6，Sn达1256×10－6，反映出以富W，Sn，Ｒb等成矿元素为特征，属“钨列花岗岩”。另尚含F达1370×10－6、B达900×10－6，显示岩体挥发组分相当丰富。

图23梵净山地区白云母花岗岩稀土元素配分型式

表23梵净山地区白云母花岗岩微量元素含量wB/10－6

3形成时代及构造环境

白云母花岗岩体未穿过梵净山群与上覆青白口系之间的不整合面，且在芙蓉坝组底砾岩中见有该类型白云母花岗岩的砾石，同时被武陵期的断裂切割，说明岩体形成时间应在武陵期的运动结束之前。此类花岗岩的形成，一般是在碰撞造山阶段晚期，应该是中元古代末构造－热事件的产物。

20世纪70年代中期所取较新鲜的岩心样品中，白云母钾－氩年龄值为966Ma，与白云母花岗岩有成因联系的气成高温云英岩脉中的白云母，钾－氩年龄值为905Ma。考虑到钾－氩法测定的年龄一般偏新10%左右，本书认为梵净山地区花岗岩组合的形成时间大约为距今1000Ma。白云母花岗岩的岩石学、岩石地球化学特征均反映出具有典型壳源重熔花岗岩的属性，用徐克勤等的分类及术语，即属陆壳改造型花岗岩。其构造－花岗岩类型属同造山S型，构造类型属同碰撞花岗岩，并具后造山型花岗岩类特点(图25，图26)，代表了Ｒodinia超大陆聚合事件在本区的反映，同时也代表了本区武陵造山运动的结束。

图24梵净山地区白云母花岗岩微量元素配分型式

图25梵净山地区白云母花岗岩Ｒ1－Ｒ2构造环境判别(据BatchelatBowdden，1985)1—地幔分离;2—板块碰撞前;3—碰撞后抬升;4—造山晚期;5—非造山;6—同碰撞;7—造山期后

(二)前陆磨拉石盆地相

武陵运动使中、新元古代地层出现角度不整合关系，使中元古代地层发生绿片岩相区域动力变质作用，同时也形成了前陆磨拉石盆地沉积，在区内则以从江地区和梵净山地区发育的新元古代芙蓉坝组、甲路组第一段，白竹组第一段砂、砾岩沉积为代表。

1从江地区

分布在黔东从江地区及桂北地区，称为甲路组第一段或白竹组第一段。

从江地区岩性主要为灰、灰绿色中—厚层变质细砂岩、变质粉砂岩、石英绿泥绢云母千枚岩、粉砂质绢云千枚岩及白云母片岩。据剖面和路线调查资料，向上砂质成分逐渐减少，泥质成分增多;横向上由北向南砂质逐渐增多。厚度变化较大，为370～750m，在下敖里、雍里和俾痛坳等地有零星出露。与下伏四堡岩群为角度不整合接触。

下部岩性由灰、灰绿色中—厚层变质细砂岩、中厚层变质粉砂岩夹石英绿泥绢云母千枚岩、白云母片岩组成，以变质砂岩为主。在从江根勇一带底部见变质砾岩。

变质砾岩产于底部，颜色为灰、灰绿色，其下部砾石含量较高，达40%，往上含量逐渐减少，过渡为含砾绿泥千枚岩。砾石主要为变质砂岩、变质粉砂岩、绿泥千枚岩、花岗岩等;砾径5cm×10cm居多，个别达30cm，小者2mm×5mm，向上砾径变小，具正粒序特征;砾石磨圆度为圆状、次圆状;形态以椭圆状、长条状、扁平状，长轴多具定向排列特征。基质为砂泥质，蚀变为千枚岩或片岩，基底式胶结。该层横向上厚度变化较大，在从江加扒下寨一带厚32m，在梵净山一带厚十多米，部分地区缺失此层。变质砂岩多为灰色、灰绿色，厚层—块状，变余细粒结构，胶结物具鳞片变晶结构。局部可见平行层理，变质砂岩中局部见大型交错层理，层系厚15～20cm，似为潮汐作用下的沉积。交错层理由细砂级石英颗粒组成，与其上的岩性多为渐变过渡，界面为突变者极少。千枚岩中偶有细砂纹层，纹层由粉砂级石英颗粒组成，形成明暗相间的条纹特征。片岩变形较强，普遍具两期变形变质，早期片理被后期劈理改造形成典型的“S－C”组构。

江南造山带西南段地质构造特征及其演化

图26梵净山地区白云母花岗岩构造环境判别|IAG—岛弧花岗岩类;CAG—大陆弧花岗岩类;CCG—大陆碰撞花岗岩类;POG—后造山花岗岩类;ＲＲG—与裂谷有关的花岗岩类;CEUG—与大陆抬生有关的花岗岩类

上部岩性主要由浅灰、灰绿色石英绢云千枚岩、石英白云母片岩夹少量灰绿色中厚—厚层变质石英细砂岩组成，局部夹蚀变基性火山岩，以较多千枚岩、片岩的出现为标志与下部的变质砂岩区别，普遍变形变质较强。岩石中沉积构造已被完全改造，在根勇附近下部有含锰质绿泥绢云千枚岩呈透镜状、似层状产出。

桂北地区底部为灰、灰绿色变质砾岩、含砾粗砂岩、含砾绢云石英千枚岩(或片岩)。砾石成分复杂，主要有变质砂岩、变粒岩、千枚岩、硅质岩及脉石英，局部见有基性岩、花岗岩和花岗闪长岩砾石。下部为变质砂岩夹千枚岩或片岩，千枚岩夹变质砂岩;上部基本为片岩或千枚岩，厚237～569m。区域上可与黔东地区芙蓉坝组或甲路组第一段对比。

2梵净山地区

梵净山地区该时期前陆磨拉石盆地沉积地层称为芙蓉坝组。

芙蓉坝组:即原甲路组第一段和红子溪组第一段。由灰绿、紫红色块状变质砾岩、砂砾岩及变余岩屑砂岩等组成，多以砾岩为主;局部全为砂岩，含铁较高。砾石成分有板岩、变余砂岩、石英岩、辉绿岩、白云母花岗岩(白岗岩)等，砾径一般2～10cm，大者60～70cm，个别可达100cm，呈棱角状—次滚圆状，砂泥质胶结。变质砾岩与变质含砾砂岩、砂岩横向连续呈过渡关系，厚1～69m。以变质砂砾岩的出现与下伏梵净山群变质砂岩、板岩、千枚岩及变质火山岩划界，两者为角度不整合接触。

中亚大型以上的铜矿，主要有5种类型，即斑岩型和沉积砂页岩型及矽卡岩型、岩浆铜镍矿型和火山-沉积型。

一、斑岩型矿床

最重要的大型以上斑岩铜矿，在哈萨克斯坦分布于巴尔喀什地区及北哈萨克斯坦的博舍库利及巴尔喀什南部的科克赛矿床，这些斑岩铜矿除博舍库利（铜13Mt，金49t）等形成于早古生代陆缘弧内（成矿期为寒武纪）其余都形成于碰撞-后碰撞期并与石炭纪—二叠纪晚期岩浆分异的斑岩体有关。分布于乌兹别克斯坦库拉马石炭-二叠纪火山-沉积盆地中的阿尔玛雷克矿田，由3个大型斑岩铜金矿组成，其中卡尔马克尔-达利涅耶两斑岩铜矿的铜含量27Mt，金含量2798t，可见储量之大（图6-1）。

科翁腊德斑岩铜（钼）矿床：位于巴尔喀什湖北岸，是世界级超大型铜矿，铜金属储量超过790×104t，平均含Cu09%。

该矿床属巴尔喀什成矿带西段，位于巴尔喀什纬向线性构造与西北—南东向的科翁腊德—薄尔林纳断层的交汇处。矿体产于长轴近南北向的破火山口中，破火山口周围为，法门阶（ ）红色砂岩，火山口内为早-中石炭世火山混杂砂岩等所充填，安山岩及安山质凝灰岩位于火山口中心，形成火山穹丘。矿体产于火山穹丘内部。受晚石炭世侵入的花岗闪长岩、斑岩岩株控制，平面上呈环形，外环大小720m×130m，向下延伸超过500m。近地表发育有氧化带（厚2～50m，平均20m）、淋滤带（厚7～56m）、次生富集带（厚54～206m），以上3个带的平均品位为12%，原生矿带的平均品位为06%。矿化分布在受热液蚀变（粘土化、硅化、绢云母化、钾长石化等）的花岗闪长岩、长英质火山岩中，金属硫化物呈分散状或复杂细脉状，主要矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、磁铁矿等。

专家认为，该矿床形成于大陆边缘的岛弧环境（另一种观点认为它属泥盆纪—石炭纪残余洋盆封闭期产物）。含矿的斑岩基本上是沿古火山通道侵位的，小的含矿岩株之下可能有更大的岩基，它是该矿床成矿的主要热源、流体源和矿质来源，沿火山机构下渗循环的大气降水也参与了成矿作用。含矿岩体年龄多为396～282Ma，成矿作用的主峰期为296～260Ma（A，M库尔恰霍夫）

吉尔吉斯斯坦北天山早古生代斑岩型铜金矿分布于吉尔吉斯山西段南坡如塔尔迪布拉克矿床铜70×104t，金60t及安达什等矿床，多为细脉状，时代均为中奥陶世，吉尔吉斯山东段的奥克托尔科依矿床Cu50×104t，Au24t，成矿期为泥盆纪。

除主要工业价值的铜钼外还有砷、铅、锌、铼、铊、镓、硒、碲、铟、铋、钴、镍、金、银、锑、锡等多种元素。

新疆的斑岩铜矿；主要分布于准噶尔盆地周缘，有五个主要成矿期，志留纪以蒙西铜矿为代表，形成于陆缘弧环境，与蒙古奥尤-陶勒盖超大型铜金矿床成矿期相近，为晩志留世—早泥盆世，但后者成矿高峰期为石炭纪（320～307Ma）；

泥盆纪的斑岩铜矿以哈拉苏铜矿为代表，产于叠加在早古生代岛弧基底上的泥盆纪叠加岛弧带内，成矿与中泥盆晚期的构造-岩浆作用有关。至少有两期成矿事件，早期375Ma，晚期279Ma，印支期叠加成矿作用使矿床更加富集。

石炭纪—二叠纪的斑岩铜矿比较发育，与哈萨克斯坦的科翁纳德、阿克斗卡以及乌兹别克斯坦的阿尔玛雷克等超大型铜钼、铜金矿床的成矿期相似；西准噶尔包古图铜矿围岩为石炭纪凝灰砂岩、凝灰岩，含矿岩体为侵入其中的花岗闪长岩和花岗闪长斑岩，年龄330～320Ma，准噶尔北缘的希勒库都克铜钼矿床，以钼为主，成矿与中酸性（次火山）斑岩脉有关（329Ma），辉钼矿Re-Os等时线年龄327Ma，含矿斑岩属过铝质髙钾钙碱性系列，形成于后碰撞环境；土屋-延东铜钼矿，具大-超大型规模。对其成矿地质背景的认识，历来分歧较大，关键是对觉洛塔格构造背景的认识，含矿围岩是岛弧火山岩或是裂谷型火山岩以及含矿围岩的确切时代等问题。含矿围岩企鹅山群为富钠质粗面玄武岩-粗安岩，Sm-Nd等时线年龄（416±120）Ma，含矿斑岩（斜长花岗斑岩、蚀变后为钠长花岗斑岩）单颗粒锆石U-Pb年龄369～356Ma（芮宗瑶等，2002），刘德全等（2003）测得含矿斜长花岗斑岩的 SHRIMP年龄为（332±2）Ma，暗示成矿作用发生于早石炭世。但后来在含矿岩体侵入的企鹅山组及梧桐窝子组中采到晚石炭世中-上部达拉阶上部牙形刺化石（董连慧、冯京、李凤鸣，2005），说明含矿岩体应晚于或等于晚石炭世。不少研究者如韩宝福等（2006）通过 SHRIMP 锆石U-Pb年龄的研究认为准噶尔古生代后碰撞深成岩浆活动，从早石炭世维宪期中-晚期开始至早二叠世末期结束，东准噶尔在330～265Ma，西准噶尔在340～275Ma之间。有的岩体具高钾钙碱性系列，因此这期斑岩铜矿多形成于后碰撞期或 B 型俯冲-A 型俯冲的过渡期。这一期斑岩岩浆期后热液对石英脉型钼矿的形成有利，如新疆的苏云河钼矿，哈萨克斯坦的扎涅特、东科翁腊德钼矿（280Ma）等，都产于斑岩铜矿附近并约晚于斑岩铜矿成矿期。

二叠纪斑岩铜矿，以新疆西天山莫斯早特斑岩铜矿为代表，据赵振华等（2004）的研究，认为阿吾拉勒山西段二叠纪火山岩-浅侵型岩浆中，分布着多处Cu矿床（点），它们主要产于富碱的石英钠长斑岩的岩体中，其中以尼勒克县城南莫斯早特 Cu 矿床为代表，该矿床以莫斯早特钠长斑岩为中心，包括其周围穹隆状火山岩围岩中的奴拉赛、克孜克藏、克孜克藏南3个矿化体间的矿化地段面积约 10km2。矿体产于莫斯早特破火山穹隆内，穹隆中心为石英钠长斑岩（15km2），围岩为二叠纪火山-沉积建造。含矿岩体为石英钠长斑岩，其地球化学特征与埃达克质岩石基本相同，具有富Na、Al高、Sr低等特点，全岩 年龄（268±5）Ma，Rb-Sr年龄（248±12）Ma，K-Ar年龄2545Ma，属中晚二叠世，围岩蚀变为绿帘石化、青盘岩化和黄铁矿化。含矿石英钠长斑岩形成于后碰撞阶段，属由碰撞、挤压向伸展、拉张转变的构造动力学格架的转折期。

三叠纪—侏罗纪斑岩型钼（铼）矿及钼矿；分布于觉洛塔格东段，如哈密东部的白山钼（铼）矿和钼矿，前者与花岗岩、花岗斑岩、碱性正长岩等有关，围岩为早石炭世细碎屑岩-细碧-石英角斑岩建造。矿体产于黑云母长英质角岩带内，主要由含矿石英-钾长石细脉、硫化物细脉和矿化角岩组成。成矿时代为三叠纪2357Ma（李华芹，2006）。 产于黑云母斜长花岗岩中的钼矿成矿年龄181Ma、含矿石英脉187Ma（李华芹等，2006）属板内后造山期产物。

蒙古国等的主要斑岩铜矿；蒙古国最重要的斑岩型铜、钼、金矿化，集中于三个近东西向分布的火山岩带；即北蒙古色楞格火山岩带、中蒙古火山岩带和南蒙古火山岩带，南蒙古火山岩带近年有重大突破，中蒙古含矿性较差。

按成矿期分三种类型；晚古生代-早中生代斑岩型矿床、古生代-中生代层控型铜矿床、与辉长岩有关的岩浆分异铜镍矿床（时代不明）。

蒙古-外贝加尔成矿区（北蒙古）的额尔登特鄂博斑岩铜矿，成矿年代已获较多资料，近来在含矿石英闪长岩中获SHRIMP和LA-MA-ICP-MS锆石U-Pb年龄（240±30）Ma～（246±10）Ma（江思宏等，2010）可认为该矿床形成于晚二叠世—早三叠世。

该矿床铜储量1260×104t，钼36×104t，被列为世界十大斑岩铜矿之一。晚古生代—中生代北蒙古的火山岩浆作用反映了同时代的俯冲作用，它起始于早二叠世，在晚二叠世—三叠纪达到顶峰，与蒙古-鄂霍茨克海的闭合相对应。该矿床的形成可能与此海槽的闭合有关。

图6-1 中亚造山系主要斑岩铜矿分布图（据成守德，2006）

1-AI-Pt1基底；2—Ar-Pt1基底上的盖层；3—Pt2末期固结基底（罗丁尼亚古陆）；4—Pt2末期固结基底上的盖层；5—萨拉依尔（Z ）期固结陆壳；6—萨拉依尔固结基底上的盖层；7—加里东期固结陆壳；8—加里东期基底上的盖层；9—华力西早期（DC1）固结陆壳；10—华力西早期陆壳基底上的盖层；11—华力西晚期（P）固结陆壳；12—印支期（TJ）固结陆壳；13—印支期（TJ）固结基底上的盖层；14—燕山期（J）固结陆壳；15—燕山期（J）固结基底的上叠沉积（K）；16—喜马拉雅期（EN）固结陆壳；17—第四纪盖层，第四纪玄武岩；18—岛弧；19—叠加岛弧；20—残余洋盆（1早古生代，2晚古生代）；21—陆缘火山岩带（DC）；22—晚古生代上叠盆地；23—弧后，弧间，弧前盆地；24—裂陷槽；25—裂谷；26—华力西期以来形成的陆内盆地；27—印支期以来形成的陆内盆地；28—燕山期以来形成的陆内盆地；29—喜马拉雅期以来形成的陆内盆地；30—蛇绿混杂岩

矿床名称

哈萨克斯坦：1—乌拉尔（C）；2—谢列特（03—S1）；3—博舍库利（ ）；4—科克塔斯扎尔矿床（C)；5—奥泽尔诺耶矿床（C)；6—康斯坦丁诺夫（C）；7—阿尔马雷（C）；8—克孜尔塔什（C）；9—热安都克（C）；10—南克孜尔赖（C2-3）；11—别斯绍克（C3）；12—博尔雷（C2-3）；13—卡斯卡尔卡兹甘（C2-3)；14—科翁腊德（C2-3）；15—萨雷沙甘（C1-2）；16—索库尔柯伊（C2-3）；17—阿克斗卡（C）；18—扎纳扎尔（C1）；19—卡拉布加（C1）；20—克齐尔卡因（C1）；21—卡尔卡梅斯（03）；22—阿克塔斯特（03）；23—翁古尔柳（03）；24—恰特尔拜（03）；25—热伊桑（03）；26—科克赛（C）

乌兹别克斯坦：27—阿尔马累克（C）（卡利马克尔、达利涅耶）；28—萨雷切库（C）；29—杨戈克雷；30—坎德尔

吉尔吉斯斯坦：31—卡因齐（03）；32—塔尔迪布拉克（03）；33—青年（C2）；82奥克托尔科伊（C）

中国新疆：34—索尔库都克（C）；35—喀拉苏（C）；36—卡拉先格尔（C）；37—臭水泉南（C-P）；38—乌伦布拉克（C-P）；39—塔黑尔巴斯套（C）；40—云英山（C-P）；41—喇嘛苏（C）；42—达巴特（C）；43—加曼特（C）；44—群吉等矿群（C-P）；45—肯登高尔（C）；46—达湾沙拉（C-P）；47—博红托斯（C-P）；48—依格尔（C）；49—小堡（C）；50—白山（C）；51—延东（C）；52—士屋（C）；53、灵龙（C）；54—赤湖（C）；55—大同（C）；56—乌鲁克沙依（C）；57—云雾岭（E）

中国青海：58—青海杂多纳日贡玛（中．新生代）

中国西藏：59—德格昌达沟（中．新生代）；60—昌都莽总铜矿（中．新生代）；61—江达玉龙（中．新生代）；62—贡觉多霞松多（中．新生代）；63—察雅马拉松多（中．新生代）

中国甘肃：64—公婆泉（C）；65—红山井（C）；66—白山堂（C)

中国内蒙古；70—八大关（T-J）；71—乌鲁格吐山（T-J）；72—白乃庙（0）

中国河北：73—贾家营（J）；74—大湾（J）

中国山西：75—繁峙后峪（J）；76—铜矿峪（Ar—Pt）；77—小西沟（Ar—Pt）

中国陕西：78—金堆城（J）；79—石家湾（J）

中国河南：80—栾川矿群；南泥湖（J）、三道庄（J）、上房（J）；81—秋树湾（J）

蒙古国：67—额尔登特（T—J）；68—查干苏布尔加（C-P）；69—欧玉陶勒盖（C、K）

近年在蒙古南戈壁发现的欧玉陶勒盖超大型富金铜矿床，彻底改变了普遍认为蒙古只能找到铜钼矿床的观点。自西南欧玉矿区被发现后，富金斑岩铜矿体在Kharmagtai，Oyut Ulaan，和 Hunguit被找到，都位于南戈壁地区。地球物理调查对发现该矿区起了重要作用。艾芬豪矿业公司在Kharmagtai 5km2范围内，钻探圈定了4个富金斑岩体，矿化作用与西南欧玉区相似，但铜金矿化多赋存于网脉状闪长斑岩和电气石角砾岩管中，普遍存在钠长石、磁铁矿、黑云母和绿帘石化热液蚀变，总之欧玉陶勒盖不同矿化系统间关系复杂，西南欧玉区的金（g/t）、铜（%）比率通常为2：1，南欧玉区为1：10，北部雨果区为1：4，目前许多方面还在研究中，对区域构造背景和容矿岩体的岩石成因等多方问题都还没有较好的认知。

目前认为它是一个巨型的泥盆纪斑岩型铜金矿区，在雨果区发现的深成超高品位铜矿是目前世界上发现的斑岩型铜矿床中品位最高的。就斑岩型铜金矿的规模而言，欧玉陶勒盖在世界上排名第二，仅次于Grasberg之后。预测今后还可能发现更多的铜金矿资源，在蒙古和中国的戈壁区很可能发现其他的早-中二叠世的斑岩型铜金矿床。

燕山期的斑岩Cu矿主要分布在中蒙边境东段，叠加在前寒武纪及古生代褶皱基底上的断陷盆地与断隆的相邻部位，中生代火山-沉积岩及燕山期花岗岩类发育。可能是由于东南侧库拉（太平洋）板块向欧亚大陆的俯冲所引起。因此也形成了不少大-超大型Cu（Mo）矿床。位于北蒙古维季姆萨拉依尔造山带内的中生代断陷盆地中，断陷盆地内发育二叠纪及中生代的火山-沉积建造，其基底为前寒武系及早古生代早期褶皱带。含矿斑岩为燕山期210～240Ma花岗闪长斑岩、斜长花岗斑岩、石英闪长斑岩、花岗斑岩、花岗正长斑岩和围岩-火山角砾岩（如额尔登特超大型矿床）。

内蒙古乌努格吐山大型斑岩Cu（Mo）矿床，位于中蒙古-额尔古纳萨拉依尔造山带的上叠中生代构造活化带内，中生代火山、侵入岩发育。其中二长花岗斑岩与Cu（Mo）矿化有密切的成因联系，工业矿体产于线性断裂与环形火山穹隆构造的交汇部位。

在桐柏-大别及北秦岭褶皱带中近华北地块南缘，分布着一系列大-中型斑岩矿床（金堆城大型Mo矿床，栾川南泥湖大型Mo、W矿床，上房Mo、Fe大型矿床，秋树湾中型Cu（Mo）矿床等等。它们与燕山期浅-超浅成花岗斑岩小岩体有成因联系，并常分布于区域北西西向断裂旁侧。

侯增谦等（2004、2007）在研究西藏冈底斯中新世斑岩铜矿时空分布时，认为在大陆碰撞造山带同样可以形成大型斑岩铜矿，这些斑岩铜矿形成于造山后伸展环境，受垂直造山带的正断层系统控制。并讨论了大陆环境的斑岩铜矿至少产出于4类环境；晚碰撞走滑环境、后碰撞伸展环境、后造山伸展环境、非造山崩塌环境。并指出大陆环境含矿斑岩以高钾质为特征，多具高钾钙碱性和钾玄质，常显示埃达克岩地球化学亲和性，其岩浆通常起源于加厚的新生镁铁质下地壳或拆沉的古老下地壳。陆间碰撞期的地壳大规模加厚以及其后的软流圈上涌和岩石圈拆沉，是形成含矿岩浆的主导机制。并认为与大洋板块俯冲无任何关系的大陆环境，也是斑岩型矿床产出的重要环境，如藏东玉龙、西藏冈底斯、中国东部德兴、长江中-下游等。

西藏冈底斯斑岩铜矿；位于拉萨地体南缘，东西向展布，斑岩多呈岩株、岩瘤产出，侵位于规模宏大的冈底斯花岗岩基内部，东西延伸350km，宽80km，含大型和一系列小型矿床、矿点构成。铜资源量1500×104t以上。斑岩带岩浆活动介于17～12Ma（中新世中期）、成矿峰期年龄（15±2）Ma左右。

藏东玉龙斑岩铜矿带；长300km，宽15～30km，由4个大型铜矿和众多含矿斑岩体构成。金属Cu 储量 1000×104t以上。以玉龙 Cu 矿为典型，Cu储量 628×104t，伴生Au100t，Cu品位 099%，Au品位035g/t，具世界级规模。矿带与印度-欧亚大陆主碰撞方向斜交，受 NNW向大规模走滑断裂带控制，斑岩带岩浆活动有三个高峰期；52Ma，40Ma，33Ma，成矿年龄介于40～35Ma间，属晚碰撞走滑阶段产物，含矿斑岩以二长花岗斑岩为主，次为钾长花岗斑岩。Cu、Mo组合，外围Pb、Zn、Ag 组合；江西德兴斑岩铜矿田：产于扬子地块内部，由三个矿床组成；铜厂，Cu储量5244×104t；朱砂红，Cu储量605×104t（Cu品位 0423%）；富家坞，Cu储量257×104t（Cu 品位 050%）、Mo储量167 845t（品位0033%），具世界级规模。含铜斑岩锆石年龄介于166～177Ma（约中侏罗世早期）。岩浆峰期年龄（171±3）Ma，辉钼矿Re-Os年龄173Ma，属后造山伸展阶段，侵入岩小体积、浅侵位、多期多相，高钾钙碱性花岗闪长斑岩为主。细脉侵染型，Cu、Mo组合，外围无明显矿化。长江中-下游成矿带的斑岩铜矿：位于扬子板块东北部，由鄂东、九瑞、安庆、庐枞、铜陵、宁芜和宁镇等七个矿集区构成。成矿多与燕山晚期（150～122Ma）闪长斑岩、石英斑岩密切相关，辉钼矿Re-Os年龄143～142Ma，九瑞城门山矿床最大，Cu金属量307×104t（075%），Au436t（024g/t），成矿年龄136Ma，（早白垩世）；封山洞铜矿，铜大于100t，Au；大于40t，Ag大于1500t，成矿年龄138～149Ma（晚侏罗晚期—早白垩世），庐枞沙溪铜矿属大型规模，Cu品位大于百分之一，含矿斑岩Rb-Sr 143Ma，成矿年龄1236Ma；宁镇安基山铜矿，达中等规模，钼储量120 450t（品位0018%）斑岩年龄123～106Ma，辉钼矿Re-Os年龄106Ma。侵染状、细脉状，Cu Mo组合，外围具弱的Cu、Mo、Pb、Zn矿化。

二、沉积砂页岩型大型铜矿

见于中哈萨克斯坦萨雷苏盆地的北缘，最重要的矿床是热兹卡兹甘矿床。它产于前寒武纪及早古生代褶皱基底上的晚古生代上叠盆地中的石炭纪热兹卡兹甘组中。并整合覆于法门期—纳缪尔期灰岩、白云岩、砂、泥岩之上，其上为晚石炭世—早二叠世红色粉砂岩、砂岩和灰岩所覆盖。热兹卡兹干组属浅水三角洲—潟湖相沉积偶夹火山灰凝灰岩。据研究有26层含矿砂岩，其中19层含有工业矿体，可归并为9个含矿层位，每个含矿层位有一个以上的含矿层、多的可达5层，其间为红色砂岩。含矿层由一些相距很近、顺层侵染矿化和细脉矿化的单个矿体构成。整个地区有300多个矿体。储量在300×104t以上。

矿体与围岩整合产出形成平缓的短轴褶皱，近矿蚀变在矿床上出现相当宽的硅化、碳酸盐化、绿泥石化、绢云母化、钾长石化、高岭土化。

该矿床具有两大成矿阶段：第一阶段是原始地层中铜的沉积形成矿源层阶段。第二阶段形成细脉矿石。是铜的活化转移并在有利的构造部位富集形成巨大再生矿体。用Re-Os法测定年龄为（210±30）Ma，对其中的12个样品铅同位素测定的年龄为250～260Ma。

该矿床除主要组分铜外，铅、锌、银、铼、镉也具工业意义，此外还含砷、锑、铋、钼、钴、锇等元素。属哈萨克斯坦重要的超大型铜矿床。

吉尔吉斯塔拉斯州的达列砂岩型铜矿产于晚泥盆-早石炭世地层中。

新疆境内的砂岩型铜矿，主要有三个时代，石炭纪砂岩型铜矿，主要产于秦祁昆造山系的西昆仑造山带昆盖山等一带的石炭纪裂谷带的裂谷边缘向内，如盖孜-特克里曼苏砂岩型铜矿。裂谷中心相的火山岩带中产与火山-沉积建造有关的块状硫化物型铜矿。晚二叠世砂岩型铜矿产于伊犁盆地的陆相沉积盆地中；中-新生代的砂岩型铜矿产于塔里木陆内盆地的周边。

三、岩浆型铜镍矿床

它们常与早古生代及晚古生代晚期的镁铁—超镁铁杂岩有关，分布在科克舍套地块及扎尔马—萨吾尔带中。如南玛克苏特铜镍矿床。由于在原苏联欧洲北部有超大型的诺里尔斯克矿床，因此，对中亚地区该类矿床研究较差，但不等于它不是重要类型。如新疆北准噶尔的喀拉通克铜镍矿、东天山黄山等铜镍矿均达大型规模，它们与碳纪—二叠纪后碰撞伸展环境中形成的基性-超基性杂岩有关。

四、与华力西中酸性岩侵入体有关的矽卡岩型铜矿

个别也可形成大型矿床，如巴尔喀什北缘的萨亚克铜矿床，吉尔吉斯贾拉拉巴德州的库鲁杰列克等矿床，成矿时代为早石炭世。

五、火山-沉积型铜矿

如阿富汗的艾纳克铜矿，属特提斯成矿域，位于印度板块与欧亚板块缝合带的西北侧，喀布尔市东南约30km，矿床产于喀布尔前寒武纪地块晚前寒武纪的凹槽内，凹槽具三层结构；下构造层为早元古喀布尔群由角闪岩、片麻岩、结晶片岩组成的褶皱基底，中构造层为晚前寒武-寒武纪洛依赫瓦尔群，属潟湖-三角洲相沉积，已变质为绿片岩和角闪岩，厚880m为重要含矿层位，上构造层为新近纪磨拉石建造。该矿床分中、西、南3个矿区，以中部矿区最大。矿体与围岩整合产出，共分4个矿化层，含铜最富的是砂质和细粒白云质大理岩。铜储量500×104t以上。原生矿石为侵染状、细脉侵染状，主要矿石矿物为黄铜矿、斑铜矿次为黄铁矿、闪锌矿等。艾纳克铜矿资源总量（中部+西部）为1133×104t，Cu平均品位164%，最低品位04%，相应的矿石量为6909×108t（阿富汗矿产部书面报告，2007）。

钼矿多与斑岩铜矿伴生，或与高温热液型钨钼共生如科克腾克尔Mo储量430kt具世界级规模，扎涅特钼矿也属高温热液型大型矿床，为独立钼矿，成矿期多为晚石炭世—早二叠世，一般略晚于同带斑岩铜矿成矿期，多属后碰撞期产物。

东准噶尔古生代造山带是研究与认识中亚造山带演化的重要地区，反映了古亚洲洋演化的重要阶段，前人对其地质构造做了大量的研究，提出了各种观点及认识，在准噶尔洋盆演化时限、构造属性、板块边界、造山带模型、前寒武纪基底性质及东和西准噶尔对比等重大地质构造问题上尚未形成共识。

1211 板块边界划分

与东准噶尔地区地质构造密切相关的主要是西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块边界划分的问题，不同学者从各自的研究角度出发提出了不同的认识。李春昱等（1982）强调图瓦贝（Tuvaella）动物群出现的构造位置的分界意义，主张以斋桑-卡拉麦里-红石山缝合带作为西伯利亚板块与哈萨克斯坦板块的分界线。何国琦等（1994）主张以科克森他乌-阿尔曼太蛇绿岩带为泥盆纪末—石炭纪初哈萨克斯坦板块与西伯利亚板块的缝合带。张良臣等（1990，2003）认为应以查尔斯克-乔夏哈拉缝合带作为西伯利亚板块与哈萨克斯坦板块的分界线。陈哲夫等（1997）据开合构造理论提出以额尔齐斯晚古生代构造混杂带作为边界，其北部为阿尔泰陆缘开合构造系，南部为准噶尔陆间开合构造系。成守德（2000）提出以额尔齐斯-布尔根缝合带作为西伯利亚板块与哈萨克斯坦板块的界线。

1212 洋盆演化

通过对区内阿尔曼太和卡拉麦里两条重要的蛇绿岩的研究，提出了不同认识。李锦轶等（1999）认为卡拉麦里蛇绿岩代表泥盆纪初形成、早石炭世晚期关闭的洋盆。舒良树等（2003）根据卡拉麦里蛇绿岩套红色硅质岩中的放射虫鉴定成果，确定其时代为晚泥盆世法门期—早石炭世杜内期，代表蛇绿岩形成的晚期年龄。张海祥等（2003a）获得的库尔提蛇绿岩中斜长花岗岩SHRIMP U-Pb年龄为（372±19）Ma，代表了库尔提弧后盆地的扩张时代，由此认为古亚洲板块向西伯利亚板块俯冲消减作用应始于晚古生代早期。龙晓平等（2006）通过石炭纪火山岩的研究，提出东准噶尔地区晚石炭世仍存在洋内俯冲消减作用，准噶尔洋的闭合应发生在晚石炭世之后。肖文交（2006a）在阿尔曼太蛇绿岩斜长花岗岩中获得SHRIMP U-Pb年龄为（503±7）Ma，认为阿尔曼太蛇绿岩是古亚洲洋在晚寒武世—早奥陶世的残余。张招崇等（2006）根据东准噶尔北部俯冲花岗岩SHRIMP U-Pb年龄为（381±6）Ma和（376±10）Ma，提出准噶尔洋由西南向北东俯冲的时间间隔可能为408～376Ma。唐红峰等（2007）根据卡拉麦里蛇绿岩伴生的斜长花岗岩SHRIMP U-Pb年龄为（373±10）Ma，认为其代表了卡拉麦里蛇绿岩的形成年龄。汪帮耀等（2009）测得卡拉麦里蛇绿岩辉长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为（3299±16）Ma，根据地球化学研究提出蛇绿岩形成于大洋中脊，卡拉麦里洋盆形成于泥盆纪初期，最终闭合于早石炭世谢尔普霍夫期。

1213 造山带模型

各位研究者在板块增生模式、俯冲极性和构造属性等方面都提出了不同的认识。李春昱（1982）提出了西伯利亚、哈萨克斯坦板块碰撞增生演化模式。Zonenshain等（1990）和Mossakovsky等（1992）认为该地区地壳演化模式为西伯利亚古陆的不断侧向增生。Sengor等（1993）认为该区地壳形成于岛弧向洋的持续增生及后来的走滑断裂造成的构造叠置，蛇绿岩为增生杂岩，不存在碰撞带。何国琦等（2001）提出早古生代期间伴随着卡拉麦里和阿尔曼太早古生代洋的闭合形成了早古生代卡拉麦里-麦钦乌拉、阿尔曼太-北塔山两条造山带，额尔齐斯-南蒙古晚古生代洋可能是在增生了的西伯利亚古陆内部拉张、发育形成的次生洋盆。梁云海（2004）提出准噶尔是在新元古代早期形成的克拉通基底上裂解，经历了多旋回手风琴式开合运动，由一系列沟-弧-盆体系挤压拼贴在一起，于石炭纪末期最终固结成的新的古亚洲大陆。成守德等（2005）认为北天山-准噶尔洋盆主体封闭于加里东晚期，形成了夹持于斋桑、南天山洋盆之间的早古生代统一大陆，构成了哈萨克斯坦-准噶尔古板块。肖文交（2006b）认为阿尔曼太蛇绿岩与岛弧火山岩组成了洋内弧，向北拼贴到阿尔泰地体南缘，形成科迪勒拉型俯冲边缘，东准噶尔带是阿尔泰南缘在古生代向南增生的弧碰撞-增生造山带。毛启贵等（2008）根据对东准噶尔碱性花岗岩的研究，认为侧向增生和垂向增生均表现为向南增生的极性，在东准噶尔的增生过程中，俯冲带不断向南后退，各种块体不断拼贴到西伯利亚板块南缘。李锦轶等（2009）认为卡拉麦里蛇绿岩和南蒙古蛇绿岩所代表的古洋盆，可能属于弧后盆地或边缘海盆，古洋盆关闭是古洋岩石圈板块向北俯冲的结果。

1214 准噶尔基底认识

对于准噶尔基底的认识，不同研究者分歧较大，主要有洋壳、陆壳、地幔底垫改造的古基底等不同认识。江远达（1983）、李继亮（1989）、Carroll等（1999）认为准噶尔盆地基底是较为典型的洋壳。吴庆福（1989）、黄汲清（1990）认为准噶尔盆地基底由前寒武纪地块组成。肖序常等（1990）认为准噶尔盆地基底为含有陆壳碎块的洋壳。张前锋等（1996）根据东准噶尔小石头泉获得的前寒武纪变质岩年龄数据［Sm-Nd等时线，（670±81）Ma］认为准噶尔存在前寒武结晶基底。韩宝福等（1999）提出准噶尔盆地基底不是简单的洋壳或陆壳，而是受幔源岩浆底垫作用改造的基底。李锦轶等（2000，2006a，2006b）提出准噶尔盆地与吐-哈盆地基底是一个古陆，均由陆壳组成，但南北有差异，北部为线型正负航磁异常，为古生代造山带；南部为面型航磁异常，为单一的陆壳基底。袁超等（2006）通过对扎河坝钾质玄武岩的研究，认为热消减机制曾经广泛出现在准噶尔板块演化的不同历史时期，岛弧地体在准噶尔盆地基底中占有相当大的比例。

1215 东、西准噶尔对比

对于古生代时期是否存在统一的准噶尔洋以及东、西准噶尔蛇绿岩带是否可对比连接均存在不同认识。肖序常等（1990）认为，西准噶尔达拉布特蛇绿岩与东准噶尔卡拉麦里蛇绿岩基本是同期形成，代表了晚古生代早期洋盆，可能与斋桑及以西晚古生代洋盆贯通，向东断续与晚古生代“中亚蒙古洋盆”相连。唐红峰等（2007）根据卡拉麦里蛇绿岩形成时代及地球化学特征与西准噶尔进行对比，认为晚古生代早期可能存在统一的准噶尔洋。李锦轶等（2009）根据卡拉麦里断裂带的运动学特征及古俯冲带向北俯冲的极性，认为卡拉麦里构造带与北天山蛇绿岩带、斋桑造山带及达拉布特蛇绿岩带难以对比。

1地质和研究概况

主要包括华北陆块中西段和燕辽地区两个钼矿集区，涉及两个Ⅲ级成矿带，分别是华北陆块北缘东段Fe-Cu-Mo-Pb-Zn-Ag-Mn-U-磷-煤-膨润土成矿带和华北陆块北缘西段Au-Fe-Nb-REE-Cu-Pb-Zn-Ag-Ni-Pt-W-石墨-白云母成矿带（徐志刚等，2008）。华北陆块是由最古老（太古宙—古元古代）结晶基底形成的稳定克拉通。华北陆块北缘呈近东西向横亘于华北陆块的最北部，以华北陆块北缘断裂为界，主要包括燕辽联合地块和阴山联合地块两大构造单元（李俊建等，2006）。

燕辽联合地块是指以营口-沈阳-开源（伊通-伊兰）断裂以西，吴旗-打通-张家口断裂以东，康保-胃肠-赤峰-开源断裂（大致北纬42°10′）以南，永定河-杨河断裂以北的广大燕山地区。包括冀北-辽西的大部分及内蒙古赤峰的部分地区。以尚义-赤城-平泉和凌源-北票断裂为界，可进一步划分为南北两个拼合带。南部拼合带结晶基底为太古宇，东段冀东地区为迁西岩群、遵化岩群、滦县岩群、双子山群；北京密怀地区为密云岩群、四合堂岩群；张宣地区为桑干岩群。在太古宇结晶基底上，除冀东青龙河地区覆盖有古元古界青龙河群外，大面积不整合覆盖在结晶基底上的是以蓟县剖面为代表的中-新元古界，其底界的年龄大体为1800 Ma。中生界陆相碎屑岩和火山岩广泛分布在断陷盆地中。北部拼合带结晶基底是新太古界—古元古界，从东到西依次为建平岩群、单塔子岩群、红旗营子岩群。缺失中新元古界和古生界盖层沉积，中生界陆相碎屑岩和火山岩直接不整合覆盖在早前寒武系结晶基底之上，与南部拼合带明显不同。侵入岩主要包括沿克拉通与造山带交界的边缘地区分布的受古亚洲洋和中朝古陆与西伯利亚古陆碰撞挤压形成的早古生代加里东期和晚古生代华力西期花岗岩类，后碰撞期强烈挤压导致地壳增厚深熔形成的印支期后碰撞花岗岩以及中生代燕山期中晚期受太平洋伊泽奈崎板块NW—N向亚洲大陆下快速斜冲形成的花岗岩类。

阴山联合地块范围为乌拉特前旗-呼和浩特（乌拉山-大青山山前）断裂以北，北缘“台槽”分界断裂以南的阴山地区，东以吴旗-大同-张家口断裂与燕辽联合地块相接，西部以宝音图隆起西缘断裂与中亚造山带相连。以临河-集宁断裂为界可以划分为乌拉山-大青山、狼山-渣尔泰山南北两个拼贴带。南部拼贴带呈东西带状分布，南移乌拉特前旗-呼和浩特断裂为界与鄂尔多斯盆地为邻，结晶基底为中太古界兴和岩群、新太古界集宁岩群、乌拉山岩群、色尔腾山群和古元古界二道凹群。主要由三部分岩石组成：一是斜长角闪岩、斜长角闪片麻岩为主的变中基性火山岩，为绿岩建造；二是一套富铝含石墨、堇青石、石榴子石、矽线石片岩、片麻岩和镁质大理岩组成孔兹岩系；三是古元古界的变质碎屑岩-碳酸盐岩建造。除此之外，大面积分布的是变深成岩，包括TTG岩套、紫苏花岗岩和变镁铁质侵入岩。北部拼贴带主体是中元古界的渣尔泰山群和白云鄂博群，是次稳定环境下以碎屑岩和碳酸盐岩为主的浅变质岩系，含有多个火山岩夹层，属准盖层性质的沉积，与东部燕辽联合地块蓟县剖面的中元古界长城系和蓟县系盖层有着明显的区别，应当是不同环境下的沉积，新元古代后两者才拼贴到一起。除了前寒武纪的地层和岩浆岩外，阴山联合地块内大面积出露有古生代加里东期、华力西期花岗岩类和中生代印支期和燕山期花岗岩类和燕山期花岗岩类及火山岩。

2与成矿有关的花岗岩地球化学特征

华北陆块北缘集区内与钼矿有关的侵入岩体主要岩性为闪长玢岩、花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、二长花岗岩、黑云母正长花岗岩、花岗斑岩等。岩石SiO2含量集中在5768%～7878%之间，Al2O3含量集中在1034%～1655%之间，变化较大，K2O+Na2O含量集中在622%～114%之间，K2O/Na2O值变化范围很大，平均值712；其中闪长玢岩、花岗闪长岩等偏中性的岩石K2O/Na2O值多数小于1，花岗岩、花岗斑岩、花岗闪长斑岩等岩石K2O/Na2O值多数大于1。在SiO2-（Na2O+K2O）图上，岩石投点总体上位于亚碱性系列区（图6-13a）；在K2O-SiO2图（图6-13b）上，岩石均属于高钾钙碱性系列和钾玄岩系列。岩石A/CNK值变化较大，集中在066～125之间，平均值098。在铝饱和指数图解上（图6-13c），所有样品的投影点集中于准铝质到过铝质的过渡区间，总体属准铝质-过铝质岩石。

图6-13 华北陆块北缘钼矿集区与成矿有关花岗质岩体主元素相关图解

在微量元素蛛网图（图6-14a）上，燕辽地区各类成矿岩石基本类似，除安妥岭钼矿成矿岩石相对亏损Rb，Th，Nb，富集Ba，U外，均表现为富集大离子亲石元素Rb，K和高场强元素Th，U，Pb，亏损大离子亲石元素Ba，Sr和高场强元素Nb，Ta，P，Ti和轻稀土，均显示为岩浆陆壳成因。由于安妥岭岩体SiO2的含量介于6404%～7646%之间，MgO的含量介于032%～242%之间，并且具有高的Sr含量（3012×10-6～116361×10-6），低的Y含量（369×10-6～857×10-6），Sr/Y值介于4291～16799之间，梁涛（2010）将其厘定为埃达克质岩石；小寺沟成矿岩体亦表现出埃达克质岩石地球化学亲和性（戴雪灵等，2010）。华北陆块北缘西段两个岩体的微量元素蛛网图（图6-14b）表现出较明显的差异性，但是由于沙德盖岩体所给出的微量元素不全，不便于对比，总体上，沙德盖岩体更亏损Nb和富集Hf，查干德尔斯岩体更富集Th，U和Pb。侯万荣等（2011）和赵庆英等（2009）将沙德盖岩体厘定为A型花岗岩。稀土元素燕辽地区总量介于5255×10-6～26421×10-6，（La/Yb）N=410～8220，轻重稀土分馏明显，δEu变化较大，可以分为两种两类：一是δEu略大于1或约等于1，在稀土元素蛛网图上（图6-14c）显示为弱的Eu正异常或负异常，主要为寿王坟、小寺沟、大草坪和安妥岭等成矿岩体，岩石类型为花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、闪长玢岩和石英二长斑岩等；一是δEu明显小于1，在稀土元素蛛网图上显示较强烈的Eu负异常（图6-14d），主要为兰家沟、杨家杖子、大庄科和撒岱沟门，岩石类型为花岗岩或二长花岗岩。且兰家沟、杨家杖子、大庄科三个矿床的成矿母岩富集Tm，Yb，Lu等重稀土。暗示这两类岩石具有不同的岩石成因或者经历了不同的岩浆演化过程。

图6-14 华北陆块北缘与成矿有关花岗岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图和稀土元素球粒陨石标准化图

3钼成矿作用特点

（1）钼矿床类型及其基本特点

矿集区内钼矿床成因类型有斑岩型、矽卡岩型、爆破角砾岩型、热液脉型等。成矿时代集中在中生代（附表1），以燕山期为主。燕山期钼矿赋矿地层主要有中元古界蓟县系碳酸盐岩、寒武系—奥陶系灰岩、白云岩、页岩以及侏罗系—白垩系火山碎屑岩。陈毓川等（2003）依据矿床成矿系列和区域矿床成矿谱系思想将华北板块北缘矿床划分出18个矿床成矿系列，反映了本区矿床的演化及分布规律和区域地壳演化史，指出华北板块北缘经历了4个主要的地壳演化和成矿时期，成矿时代整体表现出太古宙和元古宙成矿作用从东部到西部时代分别趋新，古生代成矿作用在东、西两区各显特色，中生代成矿作用从东向西推进，强度趋弱。燕辽矿集区内已知的钼矿床（点），大多沿深断裂带及其旁侧分布，或在深断裂带与其他断裂的交汇部位产出，总体上呈带状分布，与深断裂带延伸一致。特别是北部的尚义北票深断裂带和南部的怀涞锦西深断裂带为最主要的导岩导矿构造，对中生代中酸性火山喷发、岩浆侵入和钼矿床起着控制作用。区内钼矿床成矿元素常具有分带性，具体表现为：水平方向上以岩体为中心，内部为钼矿富集带，岩体以外围岩经常是铁铜或铅锌矿的富集带。

（2）成岩成矿作用期次及其分布特征

Ⅰ与成矿有关花岗质岩浆的活动期次

华北陆块北缘钼矿集区群内成钼岩体形成年龄统计见附表1。根据本次统计结果，华北陆块北缘与钼成矿作用有关花岗质岩体从早古生代到早白垩世均有分布。

华北陆块北缘西段钼矿集区与钼成矿作用相关岩体的精确年代学数据较少，花岗质岩浆活动可以划分为晚奥陶世（440～450 Ma）、早石炭世（353～322 Ma）、晚二叠世（250～260 Ma）和晚三叠世（220～230 Ma）四期（图6-15a）。其中，晚奥陶世花岗质岩浆活动主要为白乃庙多金属矿区，其破碎斑岩型矿石SHRIMP锆石U-Pb年龄为445±6 Ma（侯万荣等，2010）、花岗闪长斑岩的Sm-Nd等时线年龄为440±40 Ma（聂凤军等，1993）；早石炭世花岗质岩浆活动主要为哈达门沟金矿化区的大桦背二长-钾长花岗岩基，其形成年龄为353～322 Ma，且矿区内含金钾化蚀变岩绢云母的 Ar-Ar年龄323±3 Ma（聂凤军等，2005），暗示了哈达门沟的花岗质岩浆活动应该集中在353～322 Ma（聂凤军等，2005）；晚三叠世钼成矿作用有关的花岗质岩浆活动主要为查干德尔斯似斑状黑云母二长花岗岩岩体，其SHRIMP锆石U-Pb年龄为2533±28 Ma和2538±37 Ma（刘翼飞等，2012），岩体周边形成了多个钼矿床；晚三叠世的花岗质岩浆活动主要为沙德盖岩体黑云母正长花岗岩，SHRIMP锆石U-Pb年龄为2216±21 Ma（侯万荣等，2011）和西沙德盖斑状花岗岩，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为2229±082 Ma（侯万荣等，2010），后者为西沙德盖钼矿床的直接赋矿围岩。

燕辽地区与钼成矿作用相关的花岗质岩浆活动强烈，可以划分为中-晚三叠世（220～235 Ma）、早侏罗世（180～190 Ma）、中侏罗世（160～170 Ma）、晚侏罗世—早白垩世（140～145 Ma）和早白垩世中期（120～135 Ma）五个期次（图6-15b）。中-晚三叠世主要包括撒岱沟门的二长花岗岩TIMS锆石U-Pb年龄为2271±27 Ma（段焕春等，2007），以及辽宁河坎子斑岩型多金属矿，其与成矿密切相关的碱性正长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为2348±12 Ma（聂凤军等，2011），大草坪（-杨树沟）矿区内花岗岩年龄集中在220～233 Ma（TIMS锆石U-Pb年龄，段焕春等，2007），但与成矿关系不密切，与成矿相关岩体为早白垩世花岗闪长岩；早侏罗世与钼成矿相关花岗质岩浆活动主要集中在八家子-杨家杖子矿田，目前只搜集到两个精确年龄，分别为杨家杖子二长花岗岩或花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄集中在182～189 Ma（吴福元等，2006）和松北花岗斑岩脉LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为181±2 Ma（张遵忠等，2009）；中侏罗世与钼成矿相关岩浆活动有精确年龄数据的目前只有辽宁肖家营子矿区内的细粒闪长岩，其SHRIMP锆石U-Pb年龄为1699±14 Ma（代军治等，2008）；晚侏罗世—早白垩世与钼成矿相关花岗质岩浆活动主要为河北安妥岭钼矿床中的石英二长斑岩和花岗闪长斑岩（SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为1413±15 Ma和1394±17 Ma，梁涛，2010）以及大湾钼矿区的花岗斑岩、流纹斑岩，其全岩 Rb-Sr等时线年龄为142 Ma（马国玺，1995）。此外，高永丰等（2011）获得了河北木吉村铜钼矿区内髫髻山组火山岩中成矿母岩闪长玢岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为1417±16 Ma；段焕春等（2007）对大草坪（-杨树沟）矿区内的花岗闪长岩进行了TIMS锆石U-Pb定年，得到1343±12 Ma和140±15 Ma两个年龄数据，与辉钼矿Re-Os年龄相近，反映了矿区内花岗闪长岩与钼成矿密切相关；早白垩世中期与钼成矿相关花岗质岩浆活动主要包括小寺沟的花岗闪长斑岩全岩Rb-Sr等时线124±19 Ma（黄标等，1989）、寿王坟钼矿区的花岗闪长岩（130 Ma，全岩Rb-Sr等时线年龄，张德全等，1998）。

胶东-辽东钼矿集区内成矿岩体年龄数据较少，主要包括石柱子岩体南东部的花岗闪长岩及石英斑岩（130 Ma，锆石U-Pb 年龄，孙锐钢等，2009）、姚家沟斑状花岗岩 SHRIMP锆石 U-Pb 年龄为1845±16 Ma（Yu et al，2009）、华铜铜钼多金属矿区的斑状花岗岩（160 Ma，张志乾等，2009）以及牙山含斑中细粒二长花岗岩1177±29 Ma（SHRIMP锆石U-Pb年龄，邱连贵等，2008），大致可分为早侏罗世、中晚侏罗世和早白垩世三期（图6-15 c）。

图6-15 华北陆块北缘钼矿集区群成岩成矿年龄直方图

Ⅱ钼的成矿期次

结合上述与钼成矿作用有关花岗质研究活动的期次划分，对华北陆块北缘的钼成矿期次进行了厘定。从目前已有的精确定年资料来看，华北陆块北缘西段与燕辽地区和胶东辽东是存在有明显不同的，前者钼成矿作用主要集中在前中生代，而后两者主要集中在中生代，且以燕山期成矿为主。

华北陆块北缘西段钼成矿作用主要分为三叠纪、早二叠世、中泥盆世和晚奥陶世—早志留世（图6-15 a）。三叠纪钼成矿作用可以进一步分为两期，一是大苏计钼矿（辉钼矿Re-Os等时线年龄为2225±32 Ma，张彤等，2009）和西沙德盖钼矿床（辉钼矿Re-Os等时线年龄为2264±33 Ma，侯万荣等，2010），代表印支期晚期的钼成矿作用；另一是查干德尔斯花岗岩体周边的钼矿床，主要包括北部的查干花钼矿床（辉钼矿Re-Os等时线年龄为2427±35 Ma，蔡明海，2011 a）和南部的查干德尔斯钼矿床（辉钼矿Re-Os等时线年龄243±22 Ma，蔡明海，2011b），代表印支期早期的钼成矿作用，可以与西拉木伦钼矿集区内早三叠世钼成矿作用进行对比。早二叠世钼成矿作用主要为苏尼特右旗都仁乌力吉苏木境内的毕力赫金矿，其内辉钼矿Re-Os等时线年龄为2727±16 Ma（卿敏等，2011），代表了毕力赫金矿中早二叠世钼成矿作用。哈达门沟金矿的成矿时代存在有争议，不同学者不同测试方法给出了不同的成岩成矿时限，这些年龄数据集中在132～139 Ma，203～247 Ma，270～287 Ma，311～351 Ma，477 Ma等几个时间段（侯万荣等，2011），反映了哈达门沟金矿复杂的金成矿作用。侯万荣等（2011）报道了113号矿脉中辉钼矿Re-Os等时线年龄为3866±61 Ma，属中泥盆世，表明哈达门沟矿区在华力西期早期确实存在有钼成矿作用。晚奥陶世—早志留世钼成矿作用主要为白云鄂博 Fe-Nb-REE矿床，其矿体中辉钼矿 Re-Os模式年龄为439±8 Ma（刘兰笙等，1996），黄铁矿Re-Os等时线年龄为439±86 Ma（刘玉龙等，2005），以及白乃庙铜钼矿床（辉钼矿Re-Os等时线年龄444±30 Ma，侯万荣等，2010或4450±34 Ma，Li et al，2012），代表了加里东期区内钼成矿作用。其中，刘玉龙等（2005）认为加里东期的年龄数据并不能代表白云鄂博稀土矿的主要成矿年龄，只是说明其在加里东期经历了地壳成因的热扰动事件，并经历了一次成矿作用（刘兰笙等，1996）；此外，李文博等（2008）还获得了白乃庙铜钼矿床中含矿石英脉中黑云母Ar-Ar等时线396±2 Ma和白云母Ar-Ar等时线358±2 Ma。

燕辽地区钼矿集区内钼成矿作用可以划分为中晚三叠世（237～222 Ma）、早—中侏罗世（165～191 Ma）、晚侏罗世晚期—早白垩世早期（148～140 Ma）和早白垩世（图6-15 b）。中晚三叠世（237～222 Ma）钼成矿作用主要为河北撒岱沟门钼矿（辉钼矿Re-Os模式年龄237～238 Ma，引自代军治，2008）和辽宁河坎子钼矿（辉钼矿Re-Os等时线年龄2228±32 Ma，聂凤军等，2011），代表了区内印支期晚期的钼成矿作用，可与华北陆块北缘西段的印支期晚期钼成矿作用对比。早—中侏罗世（165～191 Ma）钼成矿作用主要集中在早侏罗世，矿床主要分布在八家子-杨家杖子矿田，包括兰家沟钼矿（辉钼矿Re-Os等时线年龄1865±07 Ma，黄典豪等，1996；1816±65 Ma，Han et al，2009）、杨家杖子钼矿（辉钼矿Re-Os模式年龄187±2 Ma～191±6 Ma，黄典豪等，1996）和新台门钼矿（辉钼矿Re-Os加权平均年龄183±3 Ma，张遵忠等，2009）。此外，黄典豪等（1996）获得了肖家营子矽卡岩型钼矿中石英-辉钼矿脉中辉钼矿的一个模式年龄为 177±5 Ma，代军治等（2007）获得了矽卡岩中辉钼矿Re-Os等时线年龄为1655±46 Ma，暗示肖家营子钼矿可能存在有两期钼成矿作用。晚侏罗世晚期—早白垩世早期（148～140 Ma）钼成矿作用主要分布在河北北部和山西东北部，主要包括河北的寿王坟铜钼矿（辉钼矿Re-Os模式年龄148±4 Ma，黄典豪等，1996）、大庄科钼矿（辉钼矿Re-Os模式年龄1447±107 Ma～1471±66 Ma，黄典豪等，1996）、大草坪钼矿（辉钼矿Re-Os模式年龄140±23 Ma，段焕春等，2007）、木吉村钼矿（辉钼矿Re-Os等时线年龄1425±14 Ma，高永丰等，2011）、安妥岭14783±095 Ma（梁涛等，2010）和大湾钼矿（辉钼矿Re-Os模式年龄1444±74 Ma，黄典豪等，1996）以及山西的后峪钼矿（1487 Ma，陈平等，2001）。早白垩世钼成矿作用目前只有小寺沟有辉钼矿 Re-Os同位素模式年龄，为134±3 Ma（黄典豪等，1996）。

胶东辽东地区钼成矿作用主要集中在中侏罗世和早白垩世晚期（图6-15 c）。中侏罗世钼成矿作用主要包括辽宁姚家沟钼矿（辉钼矿Re-Os等时线年龄1688±39 Ma，方俊钦等，2012）和山东邢家山钼钨矿（辉钼矿Re-Os等时线年龄1614±25 Ma，刘善宝等，2011），明显早于胶东的金成矿时代（130～110 Ma）；早白垩世晚期的钼成矿作用目前仅见（柳振江等，2010）莱州市南宿饰面石材花岗石矿区的民采废弃花岗岩采坑中五件辉钼矿的加权平均年龄为1178±7 Ma，与胶东的主要金成矿时代一致。

（3）成矿流体及成矿物质来源

华北陆块北缘钼矿集区内钼矿床流体地球化学研究多集中在燕辽钼矿集区内，矿集区内中生代主要钼矿床中包裹体类型多样，主要有水溶液包裹体（包括富气和富液相包裹体）、含液相CO2 三相包裹体、含子矿物多相包裹体等（表6-5）。各矿床成矿阶段包裹体的均一温度变化范围很大，以大庄科钼矿的温度变化最大，集中在161～630℃，含子矿物包裹体一般盐度很高（大于30%），水溶液包裹体、含CO2三相包裹体盐度一般集中在03%～224%，成矿流体密度变化于0194～189 g/cm3，集中在06～101 g/cm3。成矿流体气相成分一般以H2O，CO2为主，其次为CO2，CO，N2，个别矿床含有有机类气体如CH4 （大湾、安妥岭），液相成分阴离子以Cl-，为主，其次为F-，等；阳离子以K+，Na+，Ca2+，Mg2+为主，小寺沟铜钼矿中发现了Mo4+阳离子。总体上，华北陆块北缘钼矿集区内成矿流体属于（中）高温中低盐度或高盐度的NaCl-CO2-H2 O体系。流体包裹体氢氧同位素显示，其 δD值范围为-1481‰～-66‰，δ18 O值木吉村铜钼矿的变化范围很大为-124‰～801‰，其余范围为63‰～110‰，δ18 O水 值的范围为-1064‰～94‰。位于岩浆水或雨水线和岩浆水之间区域，多数矿床δ18 O水 相比岩浆水的δ18 O水值低，说明来自围岩天水的加入改变了成矿流体δ18 O水 值。矿石中各硫化物硫同位素组成显示，本区中生代主要矿床 δ34 S 值范围为04‰～80‰，最大值大于芮宗瑶等（1984）统计的中国斑岩型铜钼矿床的δ34 S的变化范围-5‰～+5‰和世界上典型的斑岩铜或钼矿床主成矿期硫化物的δ34 S的变化范围+28‰～+48‰，与及罗铭玖等（1991）统计的中国钼矿床的δ34 S的变化范围-4‰～+7‰（均值-077‰～+466‰）基本一致，说明本区内钼矿床热液硫源的一致性，以深源硫为主。

表6-5 华北陆块北缘钼矿集区主要钼矿床包裹体及硫同位素特征

4成矿动力学背景

华北陆块北缘西段钼矿集区与钼有关的成岩作用主要发生于晚奥陶世（440～450 Ma）、早石炭世、晚二叠世（250～260 Ma）和晚三叠世（220～230 Ma）四个时间段内，而钼成矿作用主要集中在三叠纪、早二叠世、中泥盆世和晚奥陶世—早志留世，成岩成矿作用时间跨度均较大。其中，单独的钼成矿作用主要发生在三叠纪，包括印支期早期的查干德尔斯花岗岩和西沙德盖岩体周边的钼成矿作用和印支期晚期的大苏计钼成矿作用，其余多数为伴生钼成矿作用（表）。燕辽地区与钼成矿作用相关的成岩成矿作用主要集中在中晚三叠世（237～222 Ma）、早-中侏罗世（165～191 Ma）、晚侏罗世晚期—早白垩世早期（148～140 Ma）和早白垩世四个阶段。说明华北陆块北缘钼成矿作用主要集中在印支期和燕山期，并以燕山期为主。

由于华北陆块北缘夹持于华北陆块、古亚洲洋和太平洋三大巨型构造域之间，古生代时期，华北陆块、古亚洲洋壳和西伯利亚板块发生了多次俯冲、碰撞和对接（侯万荣等，2010）：中奥陶世早古生代洋壳俯冲到中志留世末的古亚洲洋闭合，构造体制由有拉张体制转为挤压，伴随了花岗闪长岩、花岗岩的侵位，在白乃庙、白云鄂博地区发生了伴生Mo多金属成矿作用；沿华北陆块北缘深大断裂分布的早泥盆世偏碱性的岩浆杂岩体的发现，说明此时区内处于伸展构造背景，应处于弧陆碰撞后伸展阶段（侯万荣等，2011），引发近EW走向的开原-崇礼-固阳大断裂的活化，深部岩浆和成矿流体向上运移，形成了哈达门沟金钼多金属成矿作用；晚二叠世—三叠纪西伯利亚板块与华北-蒙古板块的碰撞缝合，导致了本区一系列深达地幔的以EW向为主、NE向次之的断裂构造（如平泉-古北口断裂、赤峰-围场-多伦断裂等），为后期成矿流体及物质运移提供了有利条件（张拴宏等，2007；代军治等，2006），发育了区内沙德盖A型花岗岩（赵庆英等，2009；侯万荣等，2011），将区内印支期与钼成岩成矿有关的构造环境限定为古生代末期向中生代构造转换的后碰撞/后造山伸展环境（聂凤军等，2011；刘翼飞等，2012）；随后本区进入燕山期陆内造山阶段，经历五期造山幕，即前造山幕—初始造山幕（J1），早期造山幕（J2），峰期造山幕（J3），晚造山幕和后造山幕。在同造山阶段（早期、峰期和晚期），发育大规模的金属成矿作用（邓晋福等，2009）。本次统计结果显示，华北陆块北缘钼矿集区内燕山期钼成矿作用可分为早-中侏罗世（165～191 Ma）、晚侏罗世晚期—早侏罗世早期（148～140 Ma）和早白垩世三个阶段，分别对应同造山幕（早期、峰期和晚期）。在早侏罗世，玄武质岩浆底侵开始对本区下地壳进行加热，同时下地壳增厚，至中晚侏罗世—早白垩世，增厚下地壳局部拆沉，下地壳物质发生大量局部熔融，产生中酸性岩浆（邓晋福等，2006，2009）。这些岩浆连同成矿流体沿早期形成的区域性断裂带上升侵位到浅部地壳，产生了本区众多的燕山期钼多金属矿床。