小兴安岭霍吉河钼矿区含矿花岗岩类特征及成矿年龄*

张琳琳 刘翠＊＊ 周肃 孙凯 邱瑞照 冯瑶

ZHANG LinLin1，LIU Cui1＊＊，ZHOU Su1，SUN Kai2，QIU RuiZhao3 and FENG Yao1

1. 中国地质大学，北京 100083

2. 天津地质矿产研究所，天津 300170

3. 中国地质调查局发展研究中心，北京 100037

1. China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2. Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources，Tianjin 300170，China

3. Development and Research Center，China Geological Survey，Beijing 100037，China 2014-02-10 收稿，2014-06-10 改回.

辉钼矿Re-Os 测年是一种直接测定成矿年龄的新方法，近年来得到了迅速的发展。对于钼矿床，采用Re-Os 同位素体系测定辉钼矿的形成年龄，就可以直接确定主要矿化阶段的时代，其同位素比值还可以判断成矿金属的物质来源，对研究矿床成矿时代和成因具有很大的意义(谢智和陈江峰，1998)。霍吉河钼矿区位于黑龙江省逊克县境内，距伊春红星林业局霍吉河林场北6km，是黑龙江省佳木斯六院近年来新发现和正在勘查的钼矿床，目前已探明钼金属储量达到大型规模。近年来，国内众多学者对霍吉河钼矿床的产出特征、含矿岩体地球化学特征、成岩年龄、成矿地质背景等方面进行了多方研究，取得了不少重要认识，但由于本区地质演化史漫长、构造错综复杂，加之，该区基岩出露差，矿床发现时间短，科学研究尚不够系统和深入(李永峰等，2005;孙红杰，2009)。尤其是对致矿侵入体和赋矿岩体的区分、成矿物质来源、时代及其形成动力学背景等仍存在争议，影响了对该成矿带的认识及找矿方向的确立。在矿床的成岩成矿年龄方面，目前已获得的黑云母二长花岗岩锆石ICP-MS U-Pb年龄结果分别为:193.6 ±1.4Ma 和181.0 ±1.9Ma(谭红艳等，2013)、190.3 ±2.4Ma(张森等，2013)、178 ±2Ma(孙珍军，2010)、184.92 ±0.91Ma(郭嘉，2009)、184.1 ±1.5Ma(陈静，2011)和186 ±1.7Ma(杨言辰等，2012);5 个辉钼矿Re-Os 样品等时线年龄为176.3 ±5.1Ma，模式年龄加权平均为181.2 ±1.8Ma(谭红艳等，2013)。黑云母二长花岗岩的形成年龄范围较大(178 ～193.6Ma)，与成矿年龄的关系不明确。因此，本文在前人工作基础上，对霍吉河钼矿区与成矿有关的侵入岩进行了新的野外地质调查和室内研究，测定了岩石主量元素、稀土、微量元素含量和分析了铅同位素组成，并对3 件矿石中的辉钼矿样品进行了Re-Os 同位素定年，经过综合研究，探讨了该钼矿床成矿物质来源及成矿动力学背景，提出了区域进一步找矿的方向。

1 地质背景

霍吉河钼矿区位于小兴安岭-张广才岭钼成矿带北端。近年来，该成矿带还发现了鹿鸣钼矿(韩振哲等，2010;孙珍军，2010;时永明等，2007;刘翠等，2014)、翠宏山钨钼锌多金属矿(刘志宏，2009)、翠岭钼矿(杨言辰等，2012;张苏江，2009)、大黑山钼矿(葛文春等，2007)和石林公园南钼钨矿(孙珍军，2010)等钼矿床及矿化点近20 处(杨言辰等，2012)，使该带成为我国重要的钼成矿带。小兴安岭-张广才岭成矿带分布有大面积的近SN 向展布的花岗岩，其形成时代为190 ～160Ma(孙德有等，2001;Miao et al.，2004;隋振民等，2007)。葛文春等(2007)获得吉林大黑山地区与斑岩钼矿有关的花岗闪长斑岩的形成时代为170 ±3Ma;韩振哲等(2010)通过对小兴安岭东南鹿鸣-兴安-前进地区早中生代含矿花岗岩的研究，将该区成矿过程划分为三期:(1)与斑状二长花岗岩有关的Mo、Au 成矿期(225.0 ～199.4Ma);(2)与细粒二长花岗斑岩有关的Mo 成矿期(201.7 ～195.3Ma)(唐文龙，2007);(3)与正长花岗岩有关的Pb、Zn、Mo 成矿期(225 ～195Ma)。在大地构造位置上霍吉河矿区位于兴安岭-内蒙褶皱区、伊春-延寿褶皱系的五星-关松镇中间隆起带北部，北沟-十八公里复背斜西翼(韩振新等，2004;陈涛和朱书宏，2011)。矿区周围主要出露三叠系上统凤山屯组、白垩系下统光华组以及第四系全新统松散堆积层。岩基状燕山期黑云母二长花岗岩在矿区内大面积出露，石英二长斑岩和花岗细晶岩呈岩脉或岩株状出露，近南北向永续林场-霍吉河旋扭断裂(霍吉河林场南沟断裂)穿过矿区，并控制了石英二长斑岩脉的侵位(李林山等，2010;杨言辰等，2012)(图1)。

霍吉河林场南沟将矿区分为东西两个矿段，西矿段为矿区的主含矿段。西矿段矿体的总体走向由北部的北东向，向南转变为近南北走向，然后变为东西向，构成一个半环状(图1)。该矿段矿体规模大，矿化连续，厚度稳定。东矿段位于霍吉河林场南沟的东侧，矿段呈北西走向，矿体为不规则条带状、脉状或扁豆状等，厚度较小(郭嘉，2009;李林山等，2010;杨言辰等，2012)。

2 含矿花岗岩类岩石学及岩相学特征

霍吉河钼矿区内出露的岩浆岩类型较为简单，采集了矿区内东西矿段地表和钻孔岩浆岩样品23 件(图1)，对其岩石学特征进行了镜下观察，含矿岩体主要为黑云母二长花岗岩、二长花岗岩和花岗细晶岩，而石英二长斑岩并不含矿，因此本文对含矿岩石(采样位置见图1)进行了重点研究。其中7 件新鲜含矿样品的岩相学特征如下:

黑云母二长花岗岩:为矿区大面积出露的岩浆岩，目前发现的矿体绝大部分产在该岩石中。岩石手标本呈灰白色至肉红色，似斑状结构，块状构造(图2a)。主要矿物有石英(30%)、钾长石(35%)、斜长石(20%)、黑云母(10% ～15%)和白云母(1% ～5%)及少量副矿物(图2b)。其中，石英呈他形，大小约2 ～5mm;钾长石为半自形-自形晶，大小约5 ～10mm，部分钾长石表面发育裂纹，裂纹由白云母充填;斜长石呈自形-半自形，颗粒较钾长石小，约3mm，部分斜长石发育聚片双晶和韵律环带，斜长石的边缘部分蚀变为绢云母;黑云母为片状、放射状(图2d)，大小约1 ～2mm，多色性明显，部分黑云母发生绿泥石化;白云母大小约1mm，为片状或鳞片状。岩石中可见钾化、绢云母化、泥化、高岭土化等矿化蚀变(图2c)。

图1 霍吉河钼矿区地质简图及采样位置(据李林山等，2010;杨言辰等，2012)1-第四系松散堆积物;2-五道岭组中酸性火山岩;3-碱长花岗岩;4-黑云母二长花岗岩;5-爆破角砾岩;6-石英二长斑岩脉;7-花岗细晶岩;8-石英脉;9-钼工业矿体;10-钼低品位矿体;11-火山角砾岩筒;12-地质界线;13-岩石样品所在钻孔位置及采样深度;14-辉钼矿样品所在钻孔位置及采样深度Fig.1 Topography and geology sketch of Huojihe molybdenum deposit (after Li et al.，2010;Yang et al.，2012)

金属矿物主要为辉钼矿，有少量黄铁矿;反光镜下辉钼矿呈灰白色，他形，呈浸染状(图3a);黄铁矿呈浅黄色，自形。

二长花岗岩:该岩石仅出现在钻孔中，地表未出露(见图1 中17-11)，岩石呈浅肉红色(图2e)，呈不等粒结构，主要由石英(45%)、钾长石(30%)、斜长石(15%)和白云母(10%)组成。石英呈他形，粒径约1 ～3mm;钾长石呈半自形，粒径约1 ～3mm，表面发育高岭土化;斜长石呈半自形-他形，粒径约2 ～5mm，大部分蚀变为绢云母;白云母呈片状，粒径约0.05mm;在石英颗粒间可见斜长石蚀变的绢云母充填(图2f)。副矿物为锆石，自形。

金属矿物主要为辉钼矿，有少量黄铁矿;反光镜下辉钼矿呈灰白色，他形，呈细脉浸染状(图3b);黄铁矿呈浅黄色，自形。

花岗细晶岩:矿区内呈岩株状侵入到黑云母二长花岗岩内，出露面积较小(图1)。文中样品采自17-12 钻孔中，岩石手标本呈肉红色，细粒花岗结构，块状构造，矿物组成主要有石英(45%)、钾长石(40%)、斜长石(13%)和黑云母(2%)(图2g，h)。其中石英呈他形，大小约0.5mm;钾长石呈半自形，颗粒较大，约1mm，个别可见两组不完全解理;斜长石呈自形，颗粒较小，大小约0.5mm，发育聚片双晶;黑云母呈片状，自形-他形，大小约0.3mm，黄褐色-浅黄色，吸收性明显。

金属矿物主要有辉钼矿、黄铁矿和黄铜矿等。反光镜下辉钼矿呈灰白色，他形，细脉浸染状(图3c);黄铁矿呈自形，浅黄色;黄铜矿呈自形，黄色。花岗细晶岩中石英网脉发育，呈灰色，辉钼矿大都赋存在石英网脉中(图2g)。

矿区内围岩蚀变主要有钾长石化、绢云母化、硅化、高岭土化等。矿化主要有辉钼矿化、磁铁矿化和黄铁矿化等，矿化与蚀变有着密切关系。蚀变特征矿物主要为石英和绢云母，其次为黑云母，伴有钾长石和绿泥石等，且石英网脉发育，辉钼矿呈细脉状和浸染状赋存在蚀变带中。研究表明:硅化、钾长石化和绢云母化越发育，相应的矿化蚀变就越强，钼含量也越高(郭嘉，2009)。

图2 霍吉河钼矿区黑云母二长花岗岩、二长花岗岩及花岗细晶岩手标本和正交偏光下显微照片黑云母二长花岗岩手标本照片(似斑状结构)(a)和显微照片(b、c)及黑云母二长花岗岩中的团簇状黑云母(d);二长花岗岩手标本照片(e)和显微照片(斜长石均已发生绢云母化)(f);花岗细晶岩手标本照片(g)和显微照片(h). Mo-辉钼矿;Bi-黑云母;Se-绢云母;Qtz-石英;Pl-斜长石;Kf-钾长石Fig. 2 The photos and mircophotos (CPL)of biotite monzogranites， monzogranites and aplite granite from Huojihe Mo deposit

3 样品测试数据及结果讨论

3.1 测试方法

本文全岩样品主量元素在核工业北京地质研究院分析测试所和国土资源部武汉综合岩矿测试中心采用X-荧光光谱(XRF)方法完成，精度优于5%，微量元素在国土资源部武汉综合岩矿测试中心等离子体质谱(ICP-MS)实验室完成，详细的测试流程见Qin et al.(2009)。测试结果见表1。

Pb-Pb 同位素分析在天津地质调查中心实验测试室同位素实验室完成，分析流程见参考文献(彭子成和Kwak，1986;谢智等，2007;李全忠等，2007)，测试结果见表2。

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。样品处理、分析方法及流程参照有关文献(杜安道等，1994，2001;Du et al.，2004)，测试结果见表3。

图3 主要金属矿物镜下照片(a)-黑云母二长花岗岩中浸染状辉钼矿;(b)-二长花岗岩中细脉状辉钼矿;(c)-花岗细晶岩中浸染状辉钼矿Fig.3 The mircophotos of main ore minerals

3.2 主量元素特征

主量元素分析数据表明岩石SiO2较高(67.75% ～76.39%)，属酸性岩类，K2O 为3.79% ～6.26%，样品数据除去烧失量后重新换算成100%在火成岩TAS 分类图解中大多投到花岗岩区域，仅有1 个样品在花岗闪长岩与花岗岩的交界处，与野外定名一致(图4a)。在SiO2-K2O 图解中样品投入到高钾钙碱性岩和钾玄岩系列区域(图5i)。Na2O 为2.04% ～3.49%，K2O/Na2O 比值为1.09 ～2.82，均大于1，为富钾质岩石。样品Al2O3较高(11.08% ～15.38%)，铝饱和指数(A/CNK)为0.90 ～1.07，在A/CNK-A/NK 图解落入准铝质-过铝质岩石区，为铝弱过饱和岩石(图4b)。MgO 为0.31% ～1.74%，Mg#为27.1 ～48.9。CaO 和Fe2O3T 分别为0.95% ～2.79%和1.67% ～4.11%。P2O5和TiO2较低，分别为0.04% ～0.19% 和0.14% ～0.56%。岩石固结指数(SI)为3.22 ～13.46，分异指数(DI)为78.22 ～92.88;岩石里特曼指数(σ)为1.81 ～2.80，为钙碱性岩系列。

表1 霍吉河矿区岩浆岩样品主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10 -6)分析结果Table 1 Major element (wt%)，REE element and trace element (× 10 -6)compositions of the magmatic rocks from Huojihe Mo deposit

图4 霍吉河矿区花岗岩类地球化学特征图解(a)TAS 图解(Middlemost，1994);(b)A/NK-A/CNK 图解(据Maniar and Piccoli，1989). 图5、图7 的图例同此图Fig.4 Geochemical diagrams of granites from Huojihe Mo deposit

图5 霍吉河矿区花岗岩类Harker 图解(i，据Le Maitre，2002)Fig.5 Harker diagrams of granites from Huojihe Mo deposit (i，after Le Maitre，2002)

在Harker 图解中(图5)，岩石随SiO2含量的增加，Al2O3、CaO、Fe2O3T、MgO、MnO、TiO2和P2O5含量的变化线性关系不强，但整体呈降低趋势(图5a-g);而Na2O 和K2O与SiO2的含量并不呈线性关系(图5h，i)，说明矿区内上述岩石在演化过程中可能发生了岩浆混合作用，但受后期热液影响比较大，图2d 中簇状黑云母的出现同样也说明热液流体对岩石的改造作用(罗照华等，2013)。矿区岩浆岩为微弱负Eu 异常或无负Eu 异常，同时岩石具有较大的La/Sm 变化范围，表明其岩浆演化主要以部分熔融为主，分离结晶作用微弱(董昕，2008)。

3.3 稀土元素特征

样品稀土总量低至中等，∑REE 为66.70 ×10-6～159.0×10-6，LREE/HREE 为3.44 ～6.76，(La/Yb)N为8.98 ～22.08，(Ce/Yb)N为4.95 ～13.39(表1)，为轻稀土富集、重稀土亏损分馏模式。δEu 介于0.78 ～0.99，为微弱负铕异常或无异常，表明岩浆演化过程中斜长石未发生明显的分离结晶作用。在球粒陨石标准化稀土元素图(图6a)上，配分曲线总体相似，呈右倾模式。而二长花岗岩和花岗细晶岩的稀土总量明显低于黑云母二长花岗岩的范围，但这两种岩石的重稀土亏损程度较黑云母二长花岗岩轻。

邓晋福等(1996)基于实验岩石学和相平衡角度认为，Eu异常可以作为一个指示标志，如果中酸性火山岩和花岗岩类岩石具有弱的或者无负Eu 异常，说明岩浆未与斜长石平衡，其形成深度应大于50 ～60km，是具有山根的加厚陆壳;如果有明显的负Eu 异常，说明岩浆形成于正常陆壳底部或者加厚陆壳的中上部。霍吉河矿区与成矿相关的岩体稀土元素特征表明其形成于加厚的陆壳。

3.4 微量元素特征

岩石主要富集Cs、Rb、Th 等不相容元素，并表现为Ta 和Nb 负异常以及Rb 和Sr 正异常，亏损Ti 和P 元素的特征，与俯冲带岩浆地球化学特征相似(Wilson，1989;Dilek and Furnes，2011)，表示岩浆演化过程中有磷灰石及富钛矿物的分离结晶(李昌年，1992)，显示了加厚陆壳的基本特征。

矿区内含矿岩浆岩明显富集Mo、Cu、W、Pb、Zn、Cr 等金属元素，Mo、Cu 和W 的平均值分别为54.14 ×10-6、66.64 ×10-6和8.66 ×10-6，明显高于黑龙江省花岗岩Mo、Cu 和W的平均值(1.5 ×10-6、18.5 ×10-6和1.85 ×10-6)(韩振哲等，2009)。在微量元素MORB 标准化蜘蛛图(图6b)上，黑云母二长花岗岩、二长花岗岩和花岗细晶岩具有相似的配分模式。与稀土元素配分图类似，二长花岗岩的微量元素MORB 标准化模式图与花岗细晶岩更相似。

表2 霍吉河钼矿区花岗岩类的Pb 同位素分析结果及参数Table 2 Pb isotopic data of the granites from Huojihe Mo deposit

图6 霍吉河矿区岩浆岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a，标准化值据Sun and McDonough，1989)和微量元素MORB 标准化蜘蛛图(b，标准化值据Dilek and Furnes，2011)Fig.6 Chondrite-normalized REE diagrams (a，normalization values after Sun and McDonough，1989)and MORB-normalized trace elements spider diagrams (b，normalization values after Dilek and Furnes，2011)of magmatic rocks from Huojihe molybdenum deposit

二长花岗岩和花岗细晶岩是研究样品中分异指数最高(＞92)和固结指数最低的(＜5)的两件样品，具有“高度演化的花岗岩”的显著特征:富硅质、碱质，而贫钙质，过渡元素Ba、Sr 强列亏损，亲石元素(Li、Rb、Th、U、Nb)显著富集(吴澄宇和万渝生，1997)，Mo 含量最高(2 ～55 倍)，显示了更高的钼成矿相关性，与其他研究者结果一致(吴澄宇和万渝生，1997)。

3.5 Pb 同位素特征

霍吉河钼矿区内的6 件岩石样品的全岩铅同位素分析结果见表2。从表中可见，年龄校正后的黑云母二长花岗岩石 中206Pb/204Pb 比 值 为 18.291 ～18.978，平 均 值 为18.662;207Pb/204Pb 比 值 为15.551 ～15.597，平 均 值 为15.573;208Pb/204Pb 比 值 为37.730 ～38.427，平 均 值 为38.168;二长花岗岩的206Pb/204Pb 比值为17.390，207Pb/204Pb比值为15.506，208Pb/204Pb 比值为37.230;花岗细晶岩的206Pb/204Pb 比 值 为18.804，207Pb/204Pb 比 值 为15.578，208Pb/204Pb 比值为38.216，三种岩石的铅同位素比值在误差测定值范围内一致，显示它们可能为同一岩浆来源。

在铅同位素增长曲线图207Pb/204Pb-206Pb/204Pb(图7a)中，岩石主要落在地幔和造山带线之间;在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb(图7b)中，样品主要投在上地壳线和地幔线之间。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb 和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb 构造源区判别图(图7c，d)中，样品主要落在造山带与洋岛火山岩区域。综合以上铅同位素分析，矿区内岩浆岩中的铅来源比较复杂，具有混合成因铅特征。

3.6 Re-Os 同位素测年

从矿区地表及钻孔中的石英脉中选出3 件辉钼矿样品进行Re-Os 同位素分析(图1)，其中样品HJH090817-3(黑云母二长花岗岩)和HJH090817-5(花岗细晶岩)为钻孔中样品，而采自地表黑云母二长花岗岩的样品HJH090817-15 的矿物晶体较大。HJH090817-3 和HJH090817-5 的辉钼矿Re-Os 模式年龄分别为180.7 ±2.5Ma 和181.3 ±2.5Ma，在误差范围内一致(表3)。HJH090817-15 的Re-Os 模式年龄为～196.8 ±2.8Ma，高于其它2 个辉钼矿样品结果，也高于本区前人所获的黑云母二长花岗岩同位素年龄(178 ～193Ma)。

表3 霍吉河钼矿区辉钼矿Re-Os 同位素分析结果Table 3 Re-Os data for molybdenite from the Huojihe Mo deposit

图7 铅同位素207 Pb/204 Pb-206 Pb/204 Pb 及208 Pb/204 Pb-206 Pb/204 Pb 增长曲线及构造环境判别图(底图据Zartman and Doe，1981)A-地幔;B-造山带;C-上地壳;D-下地壳;OIV-洋岛火山岩Fig.7 Evolution curve of 207Pb/204 Pb vs. 206Pb/204 Pb and 208Pb/204 Pb vs. 206Pb/204 Pb and tectonic environment discrimination diagrams (after Zartman and Doe，1981)

图8 矿区岩浆岩构造环境判别图(底图据Pearce et al.，1984)Syn-COLG-同碰撞花岗岩;VAG-火山弧花岗岩;WPG-板内花岗岩;ORG-洋脊花岗岩. 图9 图例同此图Fig.8 Discrimination of tectonic setting for the magmatic rocks from Huojihe Mo deposit (after Pearce et al.，1984)

Re-Os 同位素体系是硫化物矿床形成和成矿过程中地壳物质混入程度的示踪剂和指示剂(Foster et al.，1996)。Os 是相容性元素，而Re 是中等不相容性元素，在壳幔作用中Re 更易进入熔体，使地壳相对富Re，而Os 更多保留在地幔中(谢智和陈江峰，1998)。因此，辉钼矿中的Re 含量可以指示其成矿物质的来源，即含量在100 ×10-6～1000 ×10-6之间以幔源为主;含量在10 ×10-6～100 ×10-6之间具有壳幔混合源特征;含量在1 ×10-6～10 ×10-6或更低，成矿物质则来自地壳(Mao et al.，1999;李厚民等，2007)。本文所得3 件辉钼矿样品Re 的含量分别为13.69 ×10-6、12.04 ×10-6和30.92 ×10-6，反映出霍吉河钼矿床的成矿物质具有壳幔混合特征。

4 讨论

4.1 成矿年龄及岩体

样品HJH090817-15 的Re 含量(13.69 ×10-6和12.90 ×10-6)与另2 个样品(分别为12.04 ×10-6和30.92 ×10-6)比较相差不大(表3)，但是普通Os 的含量(0.3623 ×10-9和0.3804 ×10-9)明显高于另外2 个样品(分别为0.0043 ×10-9和0.0566 ×10-9)将近2 个数量级，并且187Os/普Os 的值(77 和70)远小于同矿区其它两个辉钼矿样品(分别为5323和1035)(表3)。在辉钼矿的Re-Os 年龄测定时所测得的187Os 既包括放射成因187Os，也包括非放射成因187Os。虽然通常在利用Re-Os 同位素测年体系中含有一定量的初始187Os，但是其含量在现有的精度内对该体系的影响可以忽略(Stein et al.，1998;杜安道等，2007)。新的研究结果表明:如果普通Os 过高，不考虑非放射成因187Os，直接采用公式计算Re-Os 模式年龄，所得结果肯定偏高(李超等，2012)。这也可能是辉钼矿得到的年龄有时老于成矿侵入体的原因(邓晋福等，2009;Liu et al.，2011)。样品HJH090817-15 采自地表，晶体较大，因此推测其较高的模式年龄很有可能是受到普通Os 的影响，不予采信，而将另外2 个样品的模式年龄看做辉钼矿的形成年龄。该结果与谭红艳等(2013)获得的181.2 ±1.8Ma 的成矿年龄结果一致(该矿区5 个辉钼矿的加权平均年龄)，即霍吉河钼矿的成矿时代为～180Ma 左右(早侏罗世)，稍晚于黑云母二长花岗岩岩体的形成年龄(平均185.4Ma)，说明矿床的形成晚于或与黑云母二长花岗岩几近同时，这和野外观察到的岩体矿化情况相符。本矿区二长花岗岩和花岗细晶岩目前还没有直接的放射性测年结果，但花岗细晶岩在矿区内呈岩株状侵入到黑云母二长花岗岩明确表明其较晚的形成年龄，二长花岗岩和花岗细晶岩矿物组成以及地球化学分析结果更为接近，表明两者关系更为紧密，可能具同源性。虽然根据岩石矿物颗粒的大小解释二长花岗岩可能是花岗细晶岩的深成相，但在同一岩浆作用下出现矿物颗粒相差悬殊的两种岩石，从侵入深度的角度解释似乎有些欠妥，笔者更倾向于认为花岗细晶岩矿物颗粒较小的原因是由于流体的快速流失(罗照华等，2010)。当花岗细晶岩岩浆侵入到黑云母二长花岗岩中时，由于含矿流体流失到围岩中，造成了花岗细晶岩的快速结晶与成矿，同时流体对围岩(黑云母二长花岗岩)也进行了改造，影响了其地球化学特征和矿物形态(如图2d 中的簇状黑云母)并且成矿(罗照华等，2010)。该猜测得到笔者近期获得的黑云母二长花岗岩样品(110723-4)中黑云母40Ar-39Ar 阶段升温坪年龄(175.95 ±0.86Ma)的印证(另文发表)，该年龄与谭红艳等(2013)5 个辉钼矿的等时线年龄(176.3 ±5.1Ma)在误差范围内一致。综合以上分析，有理由认为花岗细晶岩才是钼矿床的成矿母岩，这与野外出露及岩芯中观察到的二长花岗岩和花岗细晶岩富含辉钼矿一致，同时也与微量元素表现出更高的钼成矿相关性一致。新的成矿年龄结果与刘翠等(2014)获得的鹿鸣钼矿床成矿有关花岗斑岩的年龄(174 ±2Ma)和杨言辰等(2012)获得的翠岭钼矿床与成矿有关石英二长岩的年龄(178 ±0.7Ma)基本一致，均为燕山早期及其产物。

4.2 成矿构造环境

霍吉河钼矿区与成矿有关岩浆岩在微量元素Nb-Y、Ta-Yb、Rb-Y+Nb 和Rb-Yb+Ta 构造环境判别图(图8)和Rb/30-Hf-3Ta 构造环境判别图解(图9)中主要落在火山弧花岗岩区域。

图9 微量元素Rb/30-Hf-3Ta 构造环境判别图Fig.9 Rb/30-Hf-3Ta diagram

研究区介于华北地台与西伯利亚地台之间，该区经历了古亚洲洋构造域、蒙古-鄂霍次克海和滨太平洋构造域等的长期演化、拼合及转化，因此地质过程非常复杂(刘翠等，2011)。研究表明，晚古生代及其以前东北地区的额尔古纳、兴安、松嫩三个地块就相互碰撞拼合成为一体，早侏罗世佳木斯地块又与上述已拼合的地块拼合(孙德有等，2001;李锦轶等，1999)。侏罗纪太平洋板块的俯冲作用导致已稳定的小兴安岭地区局部伸展拉张(葛文春等，2007);而北部蒙古-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(李锦轶等，2009)。那么该区具有火山弧性质的花岗岩是在太平洋向西俯冲作用下产生的，还是在蒙古-鄂霍次克海向南(或南东)俯冲形成的呢?吉黑东部绥芬河-延边地区的早侏罗世火山岩富钠、高铝和高镁，自东向西K2O 和SiO2含量呈增高趋势，而εNd(t)值具有降低的趋势，表明陆壳成熟度逐渐增高，标志着古太平洋板块向西俯冲作用的开始，暗示早侏罗世该区东部处于活动大陆边缘的构造背景(裴福萍等，2008;唐杰等，2011;Yu et al.，2012)。而最近在额尔古纳地块发现的早侏罗世(183Ma)钙碱性火山岩也被证实是在蒙古-鄂霍次克海向南(南东)俯冲作用的结果(Xu et al.，2013)。如此看来，本区同处于古太平洋板块向西俯冲和蒙古-鄂霍次克海板块向南(南东)双向俯冲之下(徐美君等，2013)。考虑到小兴安岭的北西-南东向展布，矿区的空间位置以及矿区内断裂(北北西-南南东)、矿体和岩体的展布，特别是约180Ma 的成岩、成矿时代等，本文认为该区在早侏罗世主要受蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋板块相向联合俯冲作用的影响，并导致了佳木斯地块与松嫩地块发生拼合，产生了伊春-二股地区广泛的地壳增生作用(杨言辰等，2012)，而洋壳的俯冲作用是导致该区地壳增生作用(Taylor and McLennan，1995;吴福元，1999)的主因。洋壳俯冲所形成的具有火山弧性质的岩浆导致霍吉河地区发生壳幔相互作用，最终形成该区中粗粒的黑云母二长花岗岩岩基，后来由于加厚的岩石圈发生拆沉效应(杨言辰等，2012)，导致黑云母二长花岗岩岩基的快速抬升，而岩基驱动的深部岩浆和流体快速跟随上升，侵入到岩基中形成花岗细晶岩岩株和钼矿床。由于小兴安岭-张广才岭成矿带分布有大面积印支-早侏罗世花岗岩，在该区寻找燕山早期斑岩型钼矿的前景巨大。要重点关注岩基中发育的浅成-超浅成相的花岗斑岩-花岗岩脉。

5 结论

(1)黑云母二长花岗岩、二长花岗岩和花岗细晶岩硅高，碱高，为高钾钙碱性岩-钾玄岩系列，准铝质-过铝质岩石。岩石富集不相容元素，亏损高场强元素，稀土总量不高，具有轻稀土富集、重稀土亏损的分馏模式。Harker 图解显示其岩浆演化过程中经历了岩浆混合作用，但受热液流体的改造较大，Eu 的弱负异常和无异常显示其未经历明显的斜长石分离结晶。

(2)岩石主量元素、痕量元素、稀土元素以及同位素等特征结合构造环境判别图指出上述岩石形成于火山弧的大地构造环境，并经过了明显的壳幔相互作用。

(3)霍吉河钼矿床辉钼矿Re-Os 模式年龄分别为180.7±2.5Ma 和181.3 ±2.6Ma。因此，钼矿床成矿时代为早侏罗世，稍晚或近同时于容矿岩石黑云母二长花岗岩的形成时代，推测稍晚的二长花岗岩和花岗细晶岩可能为成矿母岩。

(4)结合区域构造演化，指出霍吉河钼矿主要受蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋板块相向联合俯冲作用的影响，导致霍吉河地区发生地壳增生和壳幔相互作用，形成该区的花岗质岩石;之后的拆沉作用最终导致了该区的成矿。

(5)高度演化的花岗岩体(脉)是本区今后钼矿床的找矿方向。

致谢 黑龙江省区域地质调查所张昱、田世攀等人在野外地质工作中给予了帮助;中国地质大学(北京)狄永军、喻学惠和王瑜教授在本项目的研究与成文过程中给予了指导和帮助;罗照华教授在审稿过程中提出了大量建设性的意见和建议;在此一并表示衷心感谢!邓晋福教授指导、参与了本项目研究及野外工作，并在成文过程中提出了宝贵意见，值此邓晋福教授八十华诞之际，仅以此文庆贺邓老师80 大寿!

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