新疆西准噶尔苏云河斑岩型钼矿的剥露和保存条件：来自裂变径迹和(U-Th)/He热年代学的约束*

2021-09-24王雅美尹继元袁超肖文交陈文蔡克大杨雪叶陶再礼

岩石学报 2021年8期

关键词：径迹准噶尔钼矿

王雅美尹继元袁超肖文交陈文蔡克大杨雪叶陶再礼

1. 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083

2. 中国地质科学院地质研究所，自然资源部深地动力学重点实验室，北京 100037

3. 中国科学院广州地球化学研究所，同位素地球化学国家重点实验室，广州 510640

4. 中国科学院新疆生态与地理研究所新疆矿产资源研究中心，乌鲁木齐 830011

5. 中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029

斑岩型钼矿床是全球Mo金属最主要的来源之一(Hart, 2007; Sillitoe, 2010)，通常形成于俯冲带上方的岩浆弧中或俯冲后碰撞带中(Richards, 2009; Wilkinson, 2013)。已有研究表明，成矿岩体通常就位于3～5km深度(Sillitoe, 2010; 陈华勇和吴超, 2020)，矿床平均厚度为2km(Aliyarietal., 2020)。世界范围内保存完好的斑岩型矿床大多形成于中-新生代(Singeretal., 2008)，而多数古生代及其以前的斑岩型矿床常常受到长期的剥蚀而消失殆尽(Kesler and Wilkinson, 2006; Wilkinson and Kesler, 2007)。然而，还是有少量古老的斑岩型矿床得以保存下来(如内蒙古泥盆纪奥尤陶勒盖铜金矿床，新疆天山晚古生代的土屋-延东斑岩铜矿床和西准噶尔晚古生代苏云河斑岩型钼矿床等)，这些矿床的储量巨大，具备一定的经济价值。前中生代斑岩型矿床经过长期的构造演化而保存良好，必定存在特殊的保存条件，研究古老斑岩型矿床成矿后的剥露和去顶过程是理解其保存条件的关键。

近二十年来，低温热年代学(裂变径迹和(U-Th)/He定年)分析技术已经逐步发展成熟，并被广泛应用到矿床地质领域(McInnesetal., 2005; 袁万明, 2016; Yinetal., 2019)。磷灰石(AFT)和锆石(ZFT)裂变径迹和锆石 (U-Th)/He(ZHe)方法能有效提取矿床成矿期后的不同时间和温度区间内的热演化信息(Reinersetal., 2004; McInnesetal., 2005; Enkelmann and Garver, 2016)。传统的锆石U-Pb同位素体系具有较高的封闭温度，主要记录火成岩的侵位时代，含钾矿物的40Ar/39Ar测年(如：角闪石、黑云母和钾长石40Ar/39Ar)主要记录热液蚀变和成矿时代，结合含矿岩体或围岩中锆石和磷灰石等矿物的 (U-Th)/He和裂变径迹测年，可以获取金属矿床矿化、蚀变以及后期剥露过程完整的时间-温度信息。

本文以新疆西准噶尔晚古生代的苏云河斑岩型钼矿为例，通过该矿床的锆石 (U-Th)/He以及锆石和磷灰石裂变径迹热年代学的研究，结合前人已发表的辉钼矿Re-Os和锆石U-Pb年龄来约束该矿床形成和热液演化过程，旨在揭示矿床埋藏与剥露过程，探讨其特殊的矿床保存条件。

1 区域地质背景与矿床地质特征

1.1 区域地质背景

西准噶尔地区位于中国新疆维吾尔自治区境内，处于准噶尔盆地、天山和阿尔泰山、哈萨克斯坦地体所包围的一个三角形区域(图1)，是巴尔喀什-西准噶尔成矿带的重要组成部分(朱永峰, 2014; Shenetal., 2015; 申萍等, 2015)。以NEE向谢米斯台断裂为界，西准噶尔划分为北部和南部(Xuetal., 2012)。西准噶尔北部的谢米斯台和萨吾尔两条断裂控制着该地区岩浆岩的分布(Chenetal., 2010)。

图1 中亚造山带构造简图(a, 据Jahn et al., 2000修改)和西准噶尔地区地质简图(b, 据Yin et al., 2017修改)TC-塔里木克拉通；NCC-华北克拉通Fig.1 Simplified tectonic divisions of the Central Asian Orogenic Belt (a, modified after Jahn et al., 2000) and simplified geological map of the West Junggar (b, modified after Yin et al., 2017)TC-Tarim Craton; NCC-North China Craton

西准噶尔南部NE向的大断裂(如达拉布特断裂、安齐断裂、玛伊勒断裂和巴尔鲁克断裂等)十分发育(图1b)，表现为多组、多期次的时空分布特征，对区内地层、岩浆岩、构造形态及成矿等起着重要的控制作用。区域内广泛分布泥盆-石炭系地层，其中巴尔鲁克山位于西准噶尔西南部，主要出露中泥盆统巴尔鲁克组、上泥盆统铁列克组、下石炭统姜巴斯套组等地层。西准噶尔地区晚古生代花岗岩广泛分布，这些花岗岩的形成时代主要集中在早石炭世(ca. 340～320Ma)和晚石炭世至早二叠世(ca. 310～290Ma)(韩宝福等, 2006; Gengetal., 2009; Chenetal., 2010; 尹继元等, 2013)。

晚古生代以来，西准噶尔地区主要经历了俯冲增生、洋盆关闭、走滑和逆冲推覆等多个阶段(Allenetal., 1995)。达拉布特断裂在二叠纪经历了左旋走滑，使克拉玛依西岩体偏移了100km(Allenetal., 1995; Chouletetal., 2012)。古地磁资料显示，西准噶尔相对于西伯利亚在早二叠世经历了逆时针旋转，而NW向的北天山断裂则发育右旋走滑(Wangetal., 2007; Chouletetal., 2011)。准噶尔盆地地震剖面显示，西准噶尔在二叠纪被推覆到准噶尔盆地基底岩石之上(Lietal., 2017)。中亚造山带西段多数近直立的韧性剪切带的黑云母40Ar/39Ar年龄在290～245Ma之间，如额尔齐斯断裂在二叠纪(290～265Ma)发生了地壳尺度的逆冲(Briggsetal., 2007)，北天山剪切带北部在245Ma之前发生了区域性的右旋走滑事件(Charvetetal., 2007)。这些断层活动表明新疆北部在二叠至三叠纪期间发生了广泛变形。这种变形在整个中亚地区主要表现为走滑作用，并伴随着收缩变形或伸展变形(Gillespieetal., 2017, 2020)。而构造地质学、古地磁学、地震等地质资料也显示，西准噶尔在中生代发生构造活化(Chouletetal., 2013)，主要表现为区内大型断裂均发生了右旋走滑作用(余养里, 2016)。有学者认为蒙古-鄂霍兹克海的闭合和欧亚板块南缘的地块间碰撞的远程效应波及中亚西部，包括准噶尔地区(Hendrixetal., 1992; Sobel and Arnaud, 1999; Jolivetetal., 2001; Gongetal., 2021)，使西准噶尔地区在中生代构造活动非常活跃，并引发该地区整体抬升和夷平作用(Dumitruetal., 2001; 李玮等, 2007; 李丽等, 2008; Lietal., 2014)。

1.2 矿床地质特征

苏云河斑岩型钼矿位于巴尔鲁克断裂北侧(图1、图2)，矿区主要出露地层为中泥盆统巴尔鲁克组，由凝灰岩和安山质凝灰岩等组成(钟世华等, 2015)。NE向断裂构造在矿区内十分发育，控制着含矿带的分布，矿化主要发生在长英质岩石及其围岩中(图2)。矿区内共出露三个花岗斑岩体，分别为Ⅰ号、Ⅱ号和Ⅲ号岩体，其中Ⅱ号岩体出露面积最大。三个岩体均呈岩株状侵入到中泥盆统地层中。矿化主要发生在斑岩体及其接触的围岩中，矿体呈水平-缓倾的巨厚层状或似层状，主要赋存在中泥盆统巴尔鲁克组火山沉积岩中，部分赋存于花岗斑岩及花岗闪长斑岩体中(图2)。矿体与围岩无明显界限，呈渐变接触关系，目前已探明的钼储量为57万t。

图2 苏云河斑岩型钼矿矿区地质图(据Shen et al., 2017修改)Fig.2 Geological map of Suyunhe porphyry molybdenum deposit (modified after Shen et al., 2017)

矿石矿物包括辉钼矿、白钨矿、黄铁矿和黄铜矿，以及少量的辉铜矿、斑铜矿、钛铁矿和磁黄铁矿。脉石矿物以石英、钾长石、斜长石和黑云母为主。钼矿化主要出现在石英脉和细脉中(Shenetal., 2017)。钼矿化相关的围岩蚀变包括钾质、绿泥石-白云母和千枚岩蚀变。在热液活动的初始阶段，钾质蚀变广泛发育，后被绿泥石-白云母蚀变和火山碎屑围岩中的千枚岩蚀变叠加。绿泥石-白云母蚀变具有绿泥石+白云母+伊利石+石英+钛石的矿物组合，以黑云母部分至完全转变为绿泥石、斜长石转变为细粒白云母和伊利石为代表。千枚岩蚀变具有白云母+伊利石+石英+黄铁矿的矿物组合，广泛存在于火山碎屑围岩中(Shenetal., 2017)。钟世华等(2015)将苏云河钼矿成矿过程划分为3个阶段。早期流体以岩浆水为主，发育石英-钾长石脉、石英-钾长石-(黄铁矿)-辉钼矿脉、钾长石脉和无矿石英脉；中期流体以岩浆水和大气水的混合水为主，主要发育石英-辉钼矿-黄铁矿脉、石英-辉钼矿脉和石英-黄铁矿脉和无矿石英脉；晚期流体的混合水中，大气水的比例增加，为中低温、低盐度流体，主要发育石英-碳酸盐脉、石英-黄铁矿脉和无矿石英脉。中期为主要成矿阶段，而晚期脉体中几乎没有矿化。

杨猛等(2015)和Shenetal.(2017)通过测定花岗岩样品的锆石U-Pb年龄限定了侵入岩的活动年限为294～309Ma。Shenetal.(2013)和钟世华等(2015)报道苏云河钼矿中辉钼矿的Re-Os加权年龄分别为301±4Ma和295±2Ma，表明矿化发生于晚石炭世-早二叠世。对含矿斑岩及围岩中的流体包裹体进行成矿条件分析显示，主要成矿阶段流体均一温度为240～443℃，压力77.3～81.3MPa，对应成矿深度为1.9～4.8km(杨志强等, 2012; 钟世华等, 2015)。

2 样品与测试方法

2.1 样品描述

本次研究采集了4件花岗质岩石样品开展低温热年代学研究，采样位置见图2，分别为石英闪长玢岩(WJ16-02)、微细粒斑状二长花岗岩(WJ16-06)、二长闪长玢岩(WJ16-07)和二长花岗岩(WJ17-11)。所有样品均为斑状或似斑状结构，斑晶含量为35%～45%，斑晶矿物主要为斜长石(20%～30%)、钾长石(少量)、石英(约10%)、角闪石(5%～10%)和黑云母(少量)。基质主要由斜长石组成(20%～50%)，含少量钾长石、角闪石、石英、黑云母。样品中的黑云母等暗色矿物普遍被白云母及绿泥石交代呈假象(图3)。4件样品均有不同程度矿化，其中样品WJ16-07较为明显，含有大量立方体晶形的黄铁矿、辉钼矿颗粒，部分白云母被碳酸盐岩矿物交代，有轻微绿泥石化。样品WJ16-06和WJ17-11中穿插有大量石英细脉，绿泥石化蚀变较强。样品的基本情况见表1。

表1 苏云河钼矿样品位置和热年代学分析方法汇总Table 1 Summary of sample localities and thermochronological analysis in the Suyunhe Mo deposit

图3 苏云河地区花岗质岩石的正交偏光镜下照片(a、b)石英闪长玢岩(WJ16-02)；(c、d)二长花岗岩(WJ16-06)；(e、f)二长闪长玢岩(WJ16-07). Ksp-钾长石；Pl-斜长石；Bi-黑云母；Chl-绿泥石；Hbl-角闪石；Mus-白云母；Cbn-碳酸盐Fig.3 Microscopic photos of granitic rocks in the Suyunhe area (under CPL)(a, b) quartz diorite porphyrite (WJ16-02); (c, d) monzodiorite porphyrite (WJ16-06); (e, f) monzogranite (WJ16-07). Ksp-K-feldspar; Pl-plagioclase; Bi-biotite; Chl-chlorite; Hbl-hornblende; Mus-muscovite; Cbn-carbonate

2.2 样品测试方法

2.2.1 锆石和磷灰石裂变径迹测年

裂变径迹分析是在美国亚利桑那大学地球科学系完成，锆石和磷灰石颗粒通过外探测器方法进行测年。磷灰石颗粒被安装在环氧树脂、氧化铝和金刚石中抛光，然后在20±1℃下用5.5M的HNO3蚀刻20±0.5秒，显示出自发裂变径迹。锆石颗粒固定在全氟烷氧基树脂上，使用金刚石进行抛光，而后在锆坩埚 220℃条件下使用KOH-NaOH共晶熔体蚀刻3～36小时(Gleadowetal., 1986)。最佳刻蚀时间取决于样品的年龄和辐射损伤，需要通过重复刻蚀和每隔3～6小时观察监测。在美国俄勒冈州立大学Triga反应堆进行照射，中子通量使用欧洲标准物质和测量研究所(IRMM)的铀玻璃IRMM 540R进行监测。照射后通过用48% HF刻蚀20分钟揭示出诱发径迹。最后利用奥林巴斯BX61显微镜和Kinetek自动分级系统计算自发和诱发的裂变径迹密度。裂变径迹的长度和Dpar值使用FTStage软件进行校准，裂变径迹年龄采用Hurford and Green (1983)推荐的Zeta校准方法IUGS计算，以获得±1σ误差的中心年龄。根据Hurford (1990)的建议，通过反复校准包括Durango、Fish Canyon磷灰石和Fish Canyon锆石在内的大量国际公认的年龄标准，获得了磷灰石和锆石IRMM 540R和IRMM541 Zeta校准因子分别为351.9±3.8和116.0±1.3。详细分析流程依据Thomson and Ring (2006)的标准。

2.2.2 锆石(U-Th)/He测年

锆石(U-Th)/He测年在美国科罗拉多大学波尔得分校热年代学研究和仪器实验室完成。锆石颗粒首先在显微镜下进行挑选，主要观察锆石颗粒的尺寸，形状和包裹体等情况。由于α粒子的射出效应的存在，需要对实测年龄进行校正。将挑选好的锆石颗粒进行拍照，并在镜下测量锆石颗粒的长、宽和高及锥体的长度，根据测量结果计算α校正系数。完成测量后锆石颗粒装入铌囊中。用四极质谱仪来测定4He/3He值，4He含量用同位素稀释法测定。完成4He含量分析后，锆石颗粒需要经历多次消解。第一次消解时样品中加入200μL含235U-230Th-145Nd稀释剂的HF酸。将小瓶加盖，堆放在125mL的聚四氟乙烯瓶中，然后放置在高压釜(Parr)中，在220℃下消解72小时。消解过的溶液在90℃的热盘上蒸干后，加入200μL 7:1 HNO3:HF的混合液，然后加盖，在90℃的热盘消减4个小时。矿物溶解后用1～3mL的双去离子水稀释，使用Agilent 7900型四极杆电感耦合等离子体质谱仪(Q-ICP-M_S)进行U、Th和Sm含量分析。详细的分析流程请参考Johnsonetal.(2017)。

3 测试结果

3.1 裂变径迹测年结果

3.1.1 磷灰石裂变径迹测年结果

本文采集的4件样品均进行了磷灰石裂变径迹分析。在每个样品中挑选出20个质量良好的磷灰石颗粒进行测试，测试结果如表2和图4所示。4件样品的平均裂变径迹长度为13.4～14.0μm，均显示为较窄的单峰分布(图4)，暗示样品快速通过部分退火带(Gleadowetal., 1986; 吕红华等, 2013)。所有样品均通过卡方检验(P(χ2)>5%，表2)，显示了单一的单颗粒年龄，即样品的年龄可以反映其经历的构造热事件。样品的中心年龄分别为190±13.8Ma(样品WJ16-02)、126±7.3Ma(样品WJ16-06)、186±13.9Ma(样品WJ16-07)和146±6.1Ma(样品WJ17-11)。4件样品的平均Dpar值在2.02～2.45μm之间，大于标准矿物磷灰石的蚀刻半径(Donlicketal., 1999, 2005)，表明其较高的耐退火率。

图4 苏云河斑岩钼矿区磷灰石裂变径迹年龄雷达图(左)和径迹长度分布图(右)Fig.4 Radial plots (left) and track length distribution (right) of apatite fission track of the Suyunhe Mo deposit

3.1.2 锆石裂变径迹测年结果

样品WJ17-11进行了锆石裂变径迹分析。在样品中挑选14个质量良好的锆石颗粒进行测试，所有单颗粒年龄分布在193～317Ma之间，且通过卡方检验(P(χ2)>5%)，说明单颗粒年龄聚合性较好。中心年龄采用IUGS推荐的Zeta校准方法计算(Hurford and Green, 1983)，本次实验锆石的Zeta值为116.0±1.3，其中心年龄为247±15.8Ma(表2)。

3.2 锆石(U-Th)/He测年结果

样品WJ16-06的锆石(U-Th)/He分析结果见表3。4个锆石颗粒的(U-Th)/He年龄分别为209±1Ma、208±2Ma、238±2Ma、239±2Ma(表3)，其加权平均年龄为224±1Ma。该样品的单颗粒ZHe年龄或者加权年龄都明显比其锆石U-Pb年龄更年轻，表明这些数据是可靠的，能反映岩体就位以来的冷却过程。

表3 苏云河钼矿的锆石(U-Th)/He结果Table 3 Zircon (U-Th)/He results from the Suyunhe Mo deposit

3.3 HeFTy软件模拟

本文使用HeFTy软件对样品进行热历史模拟，以便更好地了解样品所经历的时间-温度信息。输入数据包括磷灰石裂变径迹的单颗粒年龄、长度、蚀刻半径以及C轴投影夹角等。扩散动力学模型引自Ketchametal.(2007)的多元动力学模型，动力学参数用Dpar值，初始径迹长度为16.3μm(Donelicketal., 1999)。长度拟合最优方程选用Kolmogorov-Smirnov Test，计算方法选择Monte Carlo(Ketchametal., 2009)。起始点限制条件为温度280～320℃，年龄260～280Ma(图5)，温度的限制必须高于ZFT封闭温度，年龄的限制范围是ZFT和锆石U-Pb的年龄之间。同时假定模拟终点的地表温度为20±3℃。其中模拟结果分为良好热历史曲线(GOF>0.5)和较好热历史曲线(GOF>0.05)。每件样品的模拟直到良好路径达到100条时才会停止，模拟结果见图5。其中，最佳拟合路径和加权平均路径分别用黑色和蓝色曲线标注。本研究热史模拟年龄的GOF值均大于0.9，径迹长度GOF值大于0.6，说明本次热模拟结果可信。AFT、ZFT、ZHe的封闭温度区间分别为60～110℃、210～270℃、160～200℃(Gleadowetal., 1986; Green, 1989; Corrigan, 1991)。由于裂变径迹在高于封闭温度时退火作用几乎在瞬时发生，而低于封闭温度时退火速率极低(Gleadowetal., 1986)，因此，退火模型仅在封闭温度(PAZ)范围内有效，不应过度解释PAZ以外获得的冷却曲线。本文的热历史模拟结果显示苏云河斑岩钼矿经历了一期快速冷却，即中三叠世至早白垩世(240～120Ma)。

图5 苏云河钼矿花岗质岩石样品的热历史模拟结果紫色区域代表拟合良好；绿色区域代表拟合可接受；蓝色线代表加权平均路径；黑色线代表最佳拟合曲线；方框代表模拟初始值限制；4个样品均输入AFT年龄作为初始条件；GOF代表拟合良好值；TL代表径迹长度.封闭温度范围为：AFT：60～110℃，ZHe: 160～200℃，ZFT：210～270℃Fig.5 Results of HeFTy thermal history modeling of selected granitic samples from the Suyunhe porphyry Mo deposit

3.4 剥露速率计算

本文使用矿物对法、年龄-封闭温度法和热史模拟法计算苏云河钼矿的剥露速率(丁汝鑫等, 2007; 常远和周祖翼, 2010; 吕红华等, 2013)。矿物对法是指对同一样品采用不同方法进行测年，而后根据封闭温度差和年龄差的比来计算剥露速率。年龄-封闭温度法为已知样品年龄和封闭温度，假定区域的地温梯度和当今地表温度来计算剥露速率。而热史模拟法是根据模拟曲线及冷却区间的划分来计算剥露速率。因此，热史模拟法较之其他两种方法，更能体现每个阶段的剥露速率和揭顶量的差异。由于AFT、ZHe和ZFT的封闭温度分别为60～110℃、160～200℃和210～270℃(Hurford and Green, 1983; Ketchametal., 1999; Reinersetal., 2004; Enkelmann and Garver, 2016)，计算时，AFT、ZHe与ZFT的封闭温度分别取85℃、180℃和240℃，计算结果见表4。根据热史模拟法的计算结果，苏云河钼矿在中二叠世-早白垩世(240～120Ma)的剥露速率为49.0～56.7m/Myr，在早白垩世至今(120～0Ma)的剥露速率为6.7～21.7m/Myr。

表4 基于年龄-封闭温度法、矿物对法和热史模拟法估算苏云河斑岩型钼矿不同时期的剥露速率Table 4 Denudation rate of different periods from the Suyunhe porphyry Mo deposit based on age-closure temperature, mineral pairs and thermal modeling method

4 讨论

4.1 苏云河斑岩型钼矿的岩浆-热液演化过程

斑岩型矿床主要形成于汇聚板片边缘，是复杂岩浆和热液过程的产物，其就位古深度通常小于6km(Wilkinson and Kesler, 2007; Richards, 2009; Sillitoe, 2010; Cookeetal., 2014)。准确掌握岩浆-热液-冷却过程是探索斑岩矿床形成、演化和保存机制的基础 (McInnesetal., 2005; Wilkinson and Kesler, 2009)。传统锆石U-Pb同位素体系具有较高的封闭温度，主要记录火成岩的侵位时代(Cherniak and Watson, 2001)，辉钼矿Re-Os年龄，锆石裂变径迹和(U-Th)/He年龄主要记录成矿和热液活动时代(Green, 1989; Suzukietal., 1996)。杨猛等(2015)报道了苏云河钼矿区I#含矿花岗岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为309±4Ma。而Shenetal.(2017)得到苏云河花岗岩和花岗闪长岩的SIMS锆石U-Pb年龄为298～294Ma。这些锆石U-Pb年龄结果表明，苏云河钼矿区侵入岩岩浆活动时限为晚石炭-早二叠世。Shenetal.(2013)和钟世华等(2015)报道苏云河钼矿中辉钼矿的Re-Os加权年龄分别为301±4Ma和295±2Ma，表明矿化发生于晚石炭世晚期到早二叠世。苏云河钼矿区花岗岩的侵位时限与成矿年龄在误差范围内一致，表明这些花岗岩可能与钼矿化密切相关。另外，苏云河矿床绿泥石化蚀变广泛发育。三种类型的绿泥石化蚀变被识别出来，分别为绿泥石化蚀变Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ型。Ⅰ型绿泥石赋存于深部花岗岩中，以原生黑云母或角闪石的置换为特征。除绿泥石蚀变外，绢云母蚀变常被观察到，并取代花岗岩中的斜长石或长石；Ⅱ型绿泥石主要赋存于含矿石英脉或细脉中，Ⅱ型绿泥石与辉钼矿有密切的关系，因此它们的化学成分可以用来测定钼矿化的物理化学条件；Ⅲ型绿泥石也伴有绢云母。但它们赋存于浅层火山沉积序列中，并形成蚀变边，与贫瘠的石英脉或细脉接壤(钟世华等, 2015; Caoetal., 2020)。类型Ⅱ的绿泥石化蚀变是相对高的温度(319～353℃)，与所测量的流体包裹体温度一致(钟世华等, 2015; Caoetal., 2020)。而类型Ⅰ和Ⅲ绿泥石化蚀变的温度较低(247～319℃)。锆石裂变径迹的封闭温度刚好可以控制晚期绿泥石化蚀变的上限，这表明该矿床的低温蚀变不晚于240Ma。因此，苏云河斑岩型矿床可能经历了长期的(>55Myr)蚀变过程。

4.2 苏云河斑岩型钼矿的矿床保存和剥露史

通常，岩浆从岩浆房上侵到浅部地壳过程中，由于岩浆与围岩巨大的温度差，导致岩浆与围岩之间快速的热传导过程而快速降温，其冷却速率可达1000℃/Myr，甚至更高(McInnesetal., 2005; Harrisetal., 2008; Fuetal., 2010; Lietal., 2014)。苏云河花岗岩和花岗闪长岩从锆石U-Pb(298～294Ma)到ZFT(247±16Ma)封闭温度的平均冷却速率仅为10.1～19.7℃/Myr，比典型的斑岩型矿床小两个数量级。这可能有以下三种原因：(1)花岗岩就位较深，围岩温度大于ZFT部分保留区，导致ZFT系统长时间没有计时；(2)花岗岩的ZFT年龄被成矿后岩浆热液事件所重置；(3)成矿后接受了较厚的埋藏，矿体被埋藏至较深的位置，埋藏温度高于ZFT的部分保留区，重置了ZFT年龄。根据邵洁琏计算成矿压力和深度的经验公式(杨志强等, 2012)，获得苏云河斑岩钼矿成矿深度为1.9～4.8km(钟世华等, 2015)。假定地表温度为20℃，地温梯度为25℃/km。苏云河斑岩钼矿最大侵位深度对应的围岩温度为140℃左右。花岗岩的形成温度明显高于围岩温度。因此，这些花岗岩只是浅部就位，第一种可能排除。苏云河地区已报道的最年轻的锆石U-Pb年龄为293.7±2.3Ma(Shenetal., 2017)，在早二叠世之后没有岩浆活动的证据，而且也没有受到后期流体交代的迹象，第二种可能也排除。西准噶尔在晚石炭至早二叠世主要为伸展背景(Gengetal., 2009; Yinetal., 2010; 尹继元等, 2013)，十分有利于接受沉积。由于断裂构造作用，西准噶尔在～285～260Ma经历了普遍剥蚀过程(Gillespieetal., 2020)，这可能为矿区之上的盖层提供了物源。此外，位于准噶尔盆地西南端的石炭纪碎屑岩样品的热历史模拟也显示，它们经历了二叠纪至中三叠世的埋藏过程，该样品至少被加热至～120℃，导致其AFT年龄重置(Glorieetal., 2019)。因此我们认为，苏云河钼矿可能也经历了一期快速埋藏过程，其温度超过ZFT的部分保留区，导致其年龄重置。

以地温梯度25℃/km和ZFT封闭温度210～270℃计算(Hurford and Green, 1983; Brandonetal., 1998)，若要重置ZFT年龄，样品的温度至少到达270℃，对应最大的埋藏深度为10km(图6a, b)。根据WJ16-06和WJ17-11两组样品的矿物对计算结果，苏云河钼矿208～126Ma的冷却速率为1.1℃/Myr，247～146Ma的冷却速率为1.5℃/Myr，明显低于晚石炭-中三叠世期间的冷却速率，说明中三叠世以来矿体和围岩的温度已经基本平衡。因此，厚埋藏应该发生于中三叠世之前。斑岩的侵位古深度为1.9～4.8km，需要在晚石炭至中三叠世期间覆盖约5.2～8.1km的盖层。

图6 苏云河斑岩型钼矿侵位、埋藏和剥露模型图纵坐标是以294Ma时古地表海拔为0km设置的参考系.(a)花岗岩质岩浆侵入到中泥盆统地层中，岩浆作用和成矿作用几乎同时形成；(b)矿床在早二叠世-中三叠世之间接受了较厚的沉积；(c)中三叠世-早白垩世期间经历了快速的快速剥露过程；(d)早白垩世以后经历缓慢剥露过程Fig.6 Schematic diagrams of emplacement, burial and exhumation of the Suyunhe porphyry Mo deposit

自中三叠世开始，矿床进入快速冷却阶段。对准噶尔盆地西北缘的物源研究表明，在这一阶段西准噶尔为盆地提供了大量的碎屑沉积(蔚远江等, 2020)。热史模拟结果和沉积学证据均表明，矿床在三叠纪至早白垩世发生了快速冷却。根据热史模拟法的计算结果，苏云河钼矿中三叠世-早白垩世(240～120Ma)的剥露速率为49.0～56.7m/Myr，揭顶量为7.4～9.2km(图6c)。

早白垩世之后，矿床进入缓慢冷却阶段，苏云河钼矿所受剥蚀作用明显减缓。根据热史模拟法的计算结果，其平均剥露速率为6.7～21.7m/Myr，较之中三叠世-早白垩世已经明显减缓。在缓慢冷却阶段，该地区的揭顶量为0.8～2.6km。此外，准噶尔盆地的沉积学相关研究表明，白垩纪末期以来，准噶尔盆地受全球气候变冷和青藏高原隆升共同影响，干旱化程度不断加强(王熠哲等, 2019)，这种干旱性气候在中生代晚期及新生代一定程度上限制了西准噶尔的剥蚀作用(Pullenetal., 2020)。这些证据表明苏云河钼矿在晚白垩世之后经历了缓慢剥露过程，直至裸露至地表(图6d)。

4.3 西准噶尔中生代快速冷却事件

目前，一些学者认为西准噶尔地区中生代经历快速冷却过程(Yinetal., 2018)，也有学者认为是缓慢冷却过程(Gillespieetal., 2020)。本文获得的ZFT、ZHe和AFT年龄结果表明西准噶尔地区经历了漫长的中生代冷却过程(247～126Ma)。热模拟也显示该地区经历了一期连续的冷却和剥露过程(图7)。样品WJ16-06和WJ17-11使用矿物对法计算结果表明，其在224～126Ma和246～145Ma期间的冷却速率分别为1.1℃/Myr和1.5℃/Myr，指示了相对快速的冷却。这些结果与准噶尔盆地在中生代接受了巨厚的沉积一致。比如：准噶尔盆地西北缘的红山嘴地区在三叠纪持续拗陷并发生沉积补偿，湖盆内充填巨厚的三叠-白垩系沉积(高阳等, 2016)。这些中生代沉积岩物源来自于西北地区，由厚层的砾岩和沉积角砾岩组成，岩石成分成熟度差、碎屑颗粒分选差，均支持这一期的快速剥露(Hendrixetal., 1992)。另外，前期在西准噶尔包古图地区也获得相似的中生代的ZHe和AHe热年代学数据(Yinetal., 2018)。这表明这一时期的快速冷却不仅仅局限于苏云河地区，而是整个西准噶尔地区。前人的研究显示，西准噶尔地区中生代经历多期次的快速冷却事件，可能与区域南部的远程效应有关(如：羌塘和昆仑-柴达木碰撞或者羌塘和拉萨碰撞)(Hendrixetal., 1992; Dumitruetal., 2001)。然而，西准噶尔在二叠-三叠纪呈现由NW向SE的逆冲、旋转的区域构造(何登发等, 2018)，这些构造活动并非受到由南向北的挤压应力而形成的。本文的研究结果表明，单一的构造事件的远程效应很难解释如此漫长的冷却过程。相比而言，区域内走滑-逆冲断层的活动可能更好地解释这期冷却过程。

图7 苏云河钼矿综合的热史模拟汇编黑色圆点表示样品处于封闭温度区间中间时的年龄Fig.7 Interpreted thermal history of the Suyunhe Mo deposit derived from the modeling

首先，本文在苏云河地区获得的磷灰石裂变径迹数据(190～126Ma)和西准噶尔南部地区获得的磷灰石(U-Th)/He数据(237～120Ma)都比较分散(Yinetal., 2018)。Gillespieetal.(2020)在西准噶尔地区也获得比较分散的磷灰石裂变径迹结果(307～177Ma)(图8)。而热模拟结果也显示西准噶尔地区经历漫长的中生代快速冷却过程(图5、图7)。其次，西准噶尔地区在晚古生代末期到中生代由广泛发育走滑断层转换为走滑逆冲断层(Allenetal., 1995; Allen and Vincent, 1997; Laurent-Charvetetal., 2003; Chouletetal., 2012)，并发育多组逆冲推覆体，由西向东依次为塔尔巴哈台-萨吾尔推覆体、巴尔鲁克-谢米斯台推覆体、加依尔推覆体，呈前展式活动，红车断裂带、克百断裂带和乌夏断裂带处于冲断前锋部位，同时伴有地块旋转(何登发等, 2018)。第三，准噶尔盆地西北缘在三叠纪发生了强烈挤压变形，侏罗-白垩纪虽然构造作用有所减弱，但地层内部存在多期局部不整合，说明局部的断层活动仍然活跃(隋风贵, 2015; 胡小文等, 2020)。最后，Yangetal.(2012)通过地震剖面分析显示，准噶尔盆地南隆起的断裂活动时限一直持续到白垩纪。西准噶尔东南缘断裂带在三叠纪-侏罗纪发育右旋走滑活动(余养里, 2016)。综上所述，西准噶尔地区在中生代断裂活动频繁，在时间上很难与某个特定的构造事件或者远程效应相关。因此，我们认为西准噶尔地区中生代的快速冷却过程可能与区内发生的走滑-逆冲作用有关。

图8 西准噶尔不同类型低温年代学年龄统计图图中数据来自本研究、Yin et al. (2018)和Gillespie et al. (2020). 与图中标示出的冷却区间相关的主要构造事件有：古亚洲洋的闭合(310～250Ma)(Gillespie et al., 2020; Glorie et al., 2019)；区域内走滑-逆冲断层活化(240～120Ma)Fig.8 Low temperature geochronological data summary of different dating systems in the West Junggar