新疆东天山铁岭钼矿区含矿正长花岗岩的岩石成因：锆石U-Pb 年代学、地球化学及Hf 同位素约束*

2022-11-02陈邦学徐胜利付瑞鑫

地质科学 2022年4期

陈邦学徐胜利来甲张玺付瑞鑫李平

（1.中化地质矿山总局陕西地质勘查院西安 710000；2.陕西省煤层气开发利用有限公司西安 710000；3.中国科学院广州地球化学研究所广州 510640；4.新疆维吾尔自治区地质调查院乌鲁木齐 830000）

中亚造山带（CAOB）位于东欧克拉通、西伯利亚克拉通、塔里木克拉通和华北克拉通之间（图1a），是世界上现存最复杂的复合增生型造山带之一，也是全球最大的大陆成矿域（Xiao et al.，2015；Gao et al.，2015）。其主要由岛弧、微陆块、海山、洋岛、增生杂岩等组成，被认为与古亚洲洋俯冲消减及增生事件有关（Xiao et al.，2008，2010，2015；Gao et al.，2015；Wang et al.，2017；高俊等，2019；肖文交等，2019）。中亚造山带内蕴藏着丰富的矿产资源和能源，发育有世界级的金矿、铜矿、钼矿等，成为资源勘查和成矿理论研究的重要基地（高俊等，2019；肖文交等，2019）。东天山作为中亚成矿域的重要组成部分（图1b），发育VMS 型铜（锌）矿、斑岩型铜钼（金）矿、岩浆硫化物型铜镍矿、造山带型金矿、浅成低温热液型金矿等多种矿床成因类型（图1c），是我国重要矿产资源基地。目前随着研究的不断深入和勘查力度的不断加大，东天山斑岩型铜钼矿床成岩成矿时代方面获得大量的数据（Zhang et al.，2005；李华芹等，2006；吴云辉等，2013；吴艳爽等，2013；Shen et al.，2014；王银宏等，2015；王超等，2015；Zhang et al.，2015；刘彬等，2016；林涛等，2017；Sun et al.，2017；Wu et al.，2017；Han et al.，2018；Wang et al.，2018a；Li et al.，2021）（图 1c，表 1）。目前发表的数据显示斑岩型铜钼在成岩成矿时代具有明显的差异，斑岩型铜矿主要集中形成于早石炭世（除三岔口斑岩型铜钼矿形成于晚志留世）（Shen et al.，2014；王超等，2015；林涛等，2017；Wang et al.，2018b），斑岩型钼矿主要集中形成于早中三叠世（Zhang et al.，2005；李华芹等，2006；吴云辉等，2013；吴艳爽等，2013；王银宏等，2015；Zhang et al.， 2015；刘彬等， 2016， Sun et al.， 2017； Wu et al.， 2017； Han et al.，2018），大致可以概括为“早铜晚钼”。前人普遍认为东天山的钼矿成岩成矿集中爆发于印支期（Zhang et al.，2005；李华芹等，2006；吴云辉等，2013；吴艳爽等，2013；Shen et al.，2014；王超等，2015；王银宏等，2015；Zhang et al.，2015；刘彬等，2016；林涛等，2017；Sun et al.，2017；Wu et al.，2017；Han et al.，2018；Wang et al.，2018a），但近些年新发现的铁岭钼矿形成于晚石炭—早二叠世（Li et al.，2021），表明东天山斑岩型钼矿成岩成矿存在多个期次。

图1 研究区大地构造位置及矿床分布简图（据Wang et al.，2018a 修改）Fig.1 The tectonic location of the Tieling Mo deposit in the East Tianshan，Xinjiang（modified from Wang et al.，2018a）

表1 新疆东天山铜钼矿床地质特征表Table 1 Geological characteristics of the Cu/Mo deposits in eastern Tianshan of Xinjiang

铁岭斑岩型钼矿为近些年新发现，与东戈壁、白山超大型斑岩钼矿同位于东天山觉罗塔格多金属成矿带，表明该带具有寻找斑岩型钼矿的良好潜力。目前铁岭斑岩型钼矿的成岩成矿时代、地球动力学背景、岩石地球化学特征等研究尚浅。因此，准确厘定成岩成矿时代、分析地球动力学背景和岩石地球化学特征，对揭示该区域斑岩型钼矿成矿规律，对找矿探矿均有重要意义。

1 区域地质

东天山地区位于中亚造山带南缘，地质构造复杂，壳幔作用强烈，是全球显生宙陆壳增生最典型的增生型造山带（Xiao et al.，2008，2010，2015；Gao et al.，2015；Wang et al.，2017；高俊等，2019，2022；肖文交等，2019）。东天山地区主要由3 个构造单元组成，依据区域性大断裂、岩石组合及地层展布等特征，自北向南可依次划分为博格达—哈尔里克、觉罗塔格和中天山3 个构造单元（李锦轶等，2006；舍建忠等，2018）。其中觉罗塔格构造带，依据康古尔断裂、雅满苏断裂及阿奇克库都克断裂，进一步划分为大南湖—头苏泉岛弧带、康古尔—黄山剪切带和阿奇山—雅满苏岛弧带（图1c）。

研究区主要位于觉罗塔格构造带之阿奇山—雅满苏岛弧带内。阿奇山—雅满苏岛弧带位于雅满苏断裂和阿奇克库都克断裂之间，出露地层由下至上分别为石炭系阿齐山组中酸性海相火山岩、雅满苏组碳酸盐岩夹碎屑岩、土古土布拉克组浅海相火山—沉积岩，以及二叠系陆相火山—磨拉石建造。岩浆岩主要以花岗岩为主，发育少量中基性岩脉。铁岭钼矿位于阿奇山—雅满苏岛弧带西段，矿区出露地层为上石炭统土古土布拉克组，主要岩性为安山岩—流纹岩组合。矿区侵入岩十分发育，主要岩性为正长花岗岩、二长花岗岩、细粒花岗岩、花岗闪长岩，脉岩主要有辉长岩和闪长玢岩（图2a）。已施工的钻孔矿化地段岩性以花岗闪长岩和正长花岗岩为主（图2b）。辉钼矿主要赋存于正长花岗岩中，呈薄膜状、浸染状、团块状（图3a）、少量呈细脉状分布在石英脉与围岩接触面上。金属矿物主要有辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿及少量镜铁矿；脉石矿物主要为石英、钾长石等。围岩蚀变有硅化、泥化、绢云母化、绿泥石化及部分阳起石化、黝帘石花、绿帘石化、黑云母化。其中，硅化、钾长石化与钼矿化关系密切。

图2 铁岭钼矿矿区地质图（a）和铁岭Mo 矿A-B 号勘探线剖面图（b）Fig.2 Geological map of the Tieling Mo deposit（a）and geological section A-B exploration line of Tieling Mo deposit（b）

2 岩相学特征

正长花岗岩：浅肉红色，细粒结构，块状构造，受后期构造影响，岩石呈碎裂细粒状结构，碎裂网脉状构造（图3a）。岩石主要由钾长石（65%～75%）、石英（21%～25%）、绿泥石（3%～5%）及磁铁矿（少量）构成，部分样品出现绿帘石（3%）、阳起石（5%）、电气石（2%）、黄铁矿（3%）、斜长石（1%）。钾长石呈他形粒状、板状粒径0.1～2 mm，为正长石，具强泥化，部分具明显压碎现象；石英由重结晶细粒、微粒集合体组成，分布于钾长石之间，具波状消光。绿泥石主要的呈鳞片集合体状分布长石、石英之间，少量呈不规则微裂隙状分布，有的绿泥石之间分布少量微粒状石英，部分绿泥石为黑云母蚀变产物；个别样品钾长石之间不均匀分布的半自形板状斜长石，具泥化、轻度绢云母化；磁铁矿呈他形粒状分布长石、石英之间或长石、绿泥石之间，有的分布绿泥石中，粒径为0.03～0.48 mm。受碎裂岩化作用影响岩石裂隙中充填绿泥石及少量绿帘石、绢云母、电气石、阳起石、黄铁矿等矿物（图3b）。

图3 铁岭钼矿正长花岗岩照片（a）和显微镜下照片（b）Fig.3 Photos of syenite in Tieling Mo deposit（a）and microscopic photo（b）

3 样品信息和分析方法

本次主微量元素分析样品采自东天山铁岭钼矿区钻孔ZK9-3 不同深度的正长花岗岩中，共采集7 件，进行了详细的薄片鉴定和化学分析。年代学样品采集于ZK9-3 钻孔194 m 处（图2b），为含辉钼矿正长花岗岩，共采集1 件，并进行锆石U-Pb 定年测试和Hf 同位素组成测试。

样品主、微量元素分析由新疆地质矿产实验研究所完成，其中主量元素采用X 射线荧光光谱仪（XRF），分析误差小于1%，检测方法依据为国标GB/T14506.28-2010；微量元素利用等离子质谱仪（PE300D）进行测定，分析精度优于5%～10%，检测环境温度10 ℃～24 ℃，湿度30%～65%。检测方法依据为DZ/T0223-2001。

锆石挑选和制靶委托河北省廊坊区域地质矿产调查研究所实验室完成。样品经严格粉碎、重液分离和磁选，之后在双目镜下挑选出晶型好、无裂隙、干净透明的锆石晶体，再将锆石样品置于环氧树脂中固结后进行抛光，使锆石内核完全暴露，然后送往重庆宇劲科技有限公司完成进行阴极发光（CL）照相。锆石U-Pb 定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所LA-ICP-MS 实验室完成，定年分析仪器为Finnigan Neptune型ICP-MS 及与之配套的Newwave UP 213 激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25 μm，以He 为载气。对锆石标准的定年精度和准确度在1%（2σ）左右，锆石U-Pb 定年以锆石GJ-1 为外标，U、Th 含量以锆石M127 为外标进行校正。测试过程中在每测定5～7 个样品前后重复测定两个锆石GJ-1 对样品进行校正，并测量一个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPSDataCal 程序（Liu et al.，2010），锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0 程序获得（Ludwig，2003）。详细实验测试过程可见侯可军等（2009）。

锆石Hf 同位素是在锆石U-Pb 定年的同一颗锆石相同部位测定的，由南京聚谱检测科技有限公司，利用Nu NPII 型多接收器电感耦合等离子质谱和RESOlution S155 激光剥蚀系统对锆石Hf 同位素进行原位测定，详见测试流程侯克军等（2007）。εH（ft）值计算采用的176Lu 衰变常数为1.867×10-11a-1，球粒陨石现今的176Hf/177Hf = 0.282 772 和176Lu/177Hf =0.033 2，亏损地幔Hf 模式年龄（TDM1）计算采用的现今亏损地幔176Hf/177Hf = 0.283 25和176Lu/177Hf = 0.038 4；二阶段Hf 模式年龄（TDM2）采用平均大陆壳176Lu/177Hf = 0.015 进行计算。

4 锆石U-Pb 年龄和Hf 同位素组成

4.1 锆石U-Pb 年龄

本次采集含矿正长花岗岩中锆石大多呈无色透明，呈自形短柱状，长宽比在1∶2～1∶1，晶面光洁清晰，且发育韵律环带（图4），Th/U 比值处于0.22～0.81 之间平均值为0.45（＞0.4），且Th，U 之间具有良好的正相关性，属于典型的岩浆锆石。在LA-ICP-MS 分析时，选择内部纯净，没有包裹体和裂隙的部位打点。本次挑选30 颗锆石，共分析30 个点，分析结果见表2，选取谐和度较高的16 个点，其206Pb/238U 年龄加权平均值为286±1.9 Ma（MSWD = 0.03）（图5），代表成岩年龄。

图4 锆石阴极发光照片Fig.4 Cathode Luminescence image of zircon

图5 锆石U-Pb 谐和图和加权年龄Fig.5 U-Pb concordia diagrams of zircons

果结析分g results龄atin U-Pb 年b d-P石Zircon U锆2表Table 2 1σ4344444444444444 8Ub/236 285 285528528528285 286 285 286628628728285 286 286 28/M 6P20 a 1σ6456878656545745值龄素b/23年5U 6535810968682326位7P 29282929302929282828282828292929同20 1σ61162627454143332328231724351919 b6Pb/20 637 28 29355 371548343 333531291 310529300 246235347 37 7P20 1σ05 76 058 058405231068090680299 0.00 0.00 0.00 0.00 0.0006 0.0006 0.0005 0.0006 0.0005 0.0005 0.0006 0.0006 0.0005 0.0005 0.00 7 51 b/2 38U 2 534352539 1 5249526205123552 0.04 0.04 0.0453 0.04 0.0452 0.04 0.04 0.0452 0.0453 0.04 0.045356 0.04 0.045253 0.04 0.04 0.00 5 30.04 6 206P 1σ7871 7 5 074 112 6 96 6 999582863973631 524 650 884858 0.00 0.00 60比0.00值0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00同b/23素位5U 6 855 45794667134237137226931145 0.3393 0.33 0.33 0.3356 0.32 0.3283 0.33 0.32 0.3258 0.35 0.3276 0.3204 0.3244 0.3330 0.3385 0.33 21 207P 1σ14 3 07 49 11114 5 806 917 46588 1560 0.00 0.00 0.00 0.0015 0.0013 0.00 0.0009 0.0011 0.0009 0.0007 0.0009 0.0013 0.0008 0.0009 0.00 6P 6 b 4121 3 b/209 36 0.00 047 4167133313126822142521824500936533 0.0541 0.05 20 7P 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 10-6/UTh 0.22 0.46 0.40 0.81 0.46 0.60 0.45 0.37 0.44 0.34 0.41 0.53 0.36 0.41 0.05 0.52 0.37/×量U106415 3 96763787860含317738234 15 64 2733325424164430素元Th2386125 8 29772443712 71 124 114 139896823 2832 11号01480457890编-1-5-6-7-8-1-1-1-1-2-2-2-2-2-2-3点TL TL TL TL TL TL TL TL TL TL TL TL TL TL TL TL测20202020202020202020202020202020

4.2 Hf 同位素组成

含矿正长花岗岩的锆石Hf 分析结果见表3，其Hf 组成较为均一，176Hf/177Hf 值为0.282 878～0.282 959，平均值为0.282 922。εH（ft）变化范围为+9.51～+12.69，平均值为+12.24，为较高的正值。二阶段模式年龄TDM2为699～493 Ma，变化范围较窄，平均值为586 Ma。

表3 锆石Hf 年龄分析结果Table 3 Zircon Hf dating results

续表3

5 岩石地球化学特征

5.1 主量元素特征

样品分析结果见表4，SiO2的含量介于64.69%～76.85%，平均为74.33%，属于酸性岩范畴。在侵入岩TAS 分类图中，落于花岗岩区域（图6a）。Al2O3含量介于11.39%～12.28%，平均为11.89%，A/CNK 介于1.02～1.11 之间，在A/NK-A/CNK 图解主要落于过铝质区域（图6b），属于过铝质花岗岩。全碱含量（K2O+Na2O）介于8.78%～9.79%，平均为9.19%。里特曼指数σ（除17TL-YQ-5 σ = 3.8）均小于3.3（2.35～3.13），整体上属于高钾钙碱性系列。

图6 （Na2O+K2O）-SiO2图解（a.Middlemost，1994）；A/NK-A/CNK 图解（b.Peccerillo and Taylor，1976）Fig.6 （Na2O+K2O）-SiO2 diagram（a.Middlemost，1994）；A/NK-A/CNK diagram（b.Peccerillo and Taylor，1976）

果结析/×10-6分ositions of the volcanic rocks素10-6 comp/×元量/%微量主品rare earth elem en t样4表trace an dMajor/%，Table 4-TL-6 4 20YQ 5.92 0.47 2.78 3.6.5951.08 2.01 0.34 1.52 0.66 0.32 0.31 0.09 0.42 0.13 0.44 0.12 0.76 0.15 2.6 8.35 2.45 1.02 1.90-TL-54 3 20YQ 6.75 0.42 2.58 3.24.6822.32 4.11 0.6 2.66 0.94 0.4 0.54 0.16 0.64 0.19 0.55 0.15 0.87 0.23.1.3143.34 1.91 1.57-TL-49 6 20YQ 8.64 0.42 3.09 3.18.4872.96 5.26 0.73 3.03 1.07 0.43 0.59 0.16 0.69 0.23 0.63 0.18 0.99 0.21 3.5.1173.66 2.14 1.50-TL-31 6 20YQ .3110.63 4.64 4.518 10.210.1182.11 6.58 1.39 0.44 0.99 0.22 1.05 0.29 0.91 0.21 1.32 0.25 6.3.0447.41 5.54 1.09-TL-29 4 20YQ 5.74 0.49 2.37 3.6.4887.2121.35 4.5 1.03 0.32 0.7 0.14 0.62 0.18 0.56 0.13 0.85 0.16 3.8.7297.90 6.08 1.09-TL-118 6 20YQ .6100.37 3.71 3.06.7877.61.9131.57 4.94 0.99 0.31 0.75 0.15 0.77 0.21 0.67 0.14 1.06 0.19 5.1.2337.44 5.15 1.06-TL-55 5 17YQ 4.81 0.32 4.02 2.61.5845.34.3101.26 4.99 1.03 0.35 0.98 0.18 1.08 0.22 0.64 0.13 0.91 0.14 7.1.5275.44 4.21 1.05品号ThTaNbHfZrLaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuY/b）N EE u样编LRΣR EEEE HR La/Y δE 8（-49 5 20 TYQL-6 75.7 0.00 0.13 11.3 1.81 0.18 0.01 0.24 0.34 0.52 8.7 0.02 0.68.8992.67 1.05 1.111 1800158 13 73 503712.43 79 TL--54631 28 20YQ 88.5760.13 0.00 11.5 1.69 0.18 0.010.1 0.26 2.27 6.48 0.02 0.578.7992.35 1.03 1.07 13751076.8 54 743932.47 79-TL-483118 20YQ .505 0.14 0.00 75.6112.1 0.13 0.01 0.12 0.25 1.26 7.86 0.00 0.65.77 2.63 1.056 1.10 99156712104066 444.81 85 TL--3.81 5 0.12 0.00 3 72 15 20YQ 34.611 760.92 0.07 0.01 0.11 0.22 2.1 7.03 0.01 0.67.74 2.54 1.01 991.05 171210.4683959 2533.29 73-TL-2.4 6 0.1687 5 2 9 60 20YQ 0.00 74.2121.76 0.07 0.010.10.21.1 8.69 0.02 0.83.6993.13 1.06 1.090 175013.6824273 6713.15 97-TL-1.4 4521 92 20YQ 47 0.13 760.00.8111.05 0.1 0.01 0.05 0.2 2.2270.02 0.7.70 2.620 1.02 991.05 1594.9691459 3933.47 79 TL--597445 17YQ .65 0.20 6 0.00 64.912.6112.98 0.04 0.68 0.64 1.18 7.89 0.06 0.82.8983.80 1.11 1.24 16271312678 3412 66281.73品号SiO2 TiO2O3 K O3 O3O OOO5I样编Cr2 Al2 Fe2FeO Mn MgO CaO Na2 K2P2LO totalσ A/CN A/NK RbBaSrKTiPU

5.2 微量元素特征

稀土总量 ΣREE = 8.35×10-6～44.06×10-6，平均为 24.92×10-6，整体含量偏低，低于平均陆壳成分。具有较高的轻、重稀土元素比值（LREE/HREE = 2.45～7.90），（La/Yb）N= 1.02～6.08 反映轻稀土富集，重稀土亏损，轻重稀土分馏明显。δEu 具有正异常，表明源区未发生斜长石的分离结晶。稀土元素球粒陨石标准化分布图，表现为变化规律一致，近似“海鸥式”分布的特征（图7）。

微量元素蛛网图显示，铁岭钼矿正长花岗岩的大离子亲石元素（LILE）Rb、K、Ba、U 等富集，Th、Sr 亏损，高场强元素（HFSE）Nb、Ta、Ti、P 等强烈亏损，Zr、Hf 等轻微富集，整体含量低于平均陆壳成分（图7）。

图7 稀土球粒陨石配分模式图和微量元素原始地幔标准化蛛网图（平均地壳数据引自Rudnick and Gao，2003；底图据 Sun and Mcdonough，1989）Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams of the volcanic rocks in Jiamante area（data of average crust after Rudnick and Gao，2003；base map after Sun and Mcdonough，1989）

6 讨论

6.1 岩石侵位时代及成因

东天山觉罗塔格多金属成矿带，是新疆重要的斑岩型钼成矿带。目前，该带内已经发现东戈壁、白山超大型斑岩钼矿。前人对东戈壁、白山超大型斑岩钼矿成岩成矿年龄做了大量工作，表明东戈壁斑岩型钼矿（成岩年龄：236～227 Ma（U-Pb）；成矿年龄：233 Ma（Re-Os））和白山斑岩型钼矿（成岩年龄：239～226 Ma（U-Pb）；成矿年龄：228～223 Ma（Re-Os））（Zhang et al.，2005；李华芹等，2006；吴云辉等，2013；吴艳爽等，2013；王银宏等，2015；Zhang et al.，2015；刘彬等，2016；Wang et al.，2016；Sun et al.，2017；Wu et al.，2017；Han et al.，2018；Wang et al.，2018a）成岩与成矿作用同期，均属印支期。铁岭钼矿为近些年新发现，位于东天山觉罗塔格多金属成矿带西段，李平等对铁岭钼矿矿区不同孔位含矿花岗斑岩进行锆石U-Pb 测年获得成岩年龄为 298.4±0.7 Ma，辉钼矿 Re-Os 同位素测年，获得成矿年龄为（304.5～299.0）±7.7 Ma，认为铁岭钼矿成岩与成矿作用同期，均为晚石炭世末期（Li et al.，2021）。本次研究样品采自铁岭钼矿区钻孔（ZK9-3）194 m 处的含矿正长花岗岩，锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年结果为286±1.9 Ma 属于早二叠世，与李平等（Li et al.，2021）获得成岩成矿年龄较为接近。考虑到东天山从晚石炭世末期—早二叠世，大地构造背景主要以碰撞后伸展作用为主，作为关键的动力构造转折期（挤压转向伸展），及野外手标本观察存在两期矿脉相互穿切关系，综合认为铁岭钼矿含矿岩体包括晚石炭世末期的含矿花岗斑岩（Li et al.，2021）和早二叠世的含矿正长花岗岩两个侵入期次，表明铁岭钼矿形成于晚石炭世末期—早二叠世。

锆石是Hf 同位素测定的理想矿物。锆石中的Lu/Hf 比值很低，通常176Lu/177Hf 比值小于0.002，因176Lu 衰变生成的176Hf 极少。因此，锆石的176Hf/177Hf 比值可以代表该锆石形成时的176Hf/177Hf 的比值，从而为讨论岩石成因提供重要信息（吴福元等，2007）。铁岭钼矿床深部正长花岗岩具有较为均一的176Hf/177Hf 值，其εH（ft）值为9.51～12.69。在锆石εH（ft）-t图解中（图8），样品均位于亏损地幔和球粒陨石演化线之间，与新生下地壳部分熔融成因的东隔壁钼矿含矿花岗斑岩、白山钼矿的含矿花岗岩的εH（ft）相近（刘彬等，2016；Sun et al.，2017；Wu et al.，2017；Han et al.，2018）。铁岭钼矿的含矿正长花岗岩体地壳二阶段模式年龄TDM2为699～493 Ma，变化范围较窄，平均值为586 Ma。综上，我们认为铁岭钼矿的正长花岗岩形成于新生下地壳的部分熔融。

图8 Hf 同位素组成图Fig.8 Hf isotope composition plot

6.2 地球动力学背景

东天山地区位于中亚造山带南缘，是新疆显生宙构造—岩浆事件以及陆壳增生最显著的地区之一。自显生宙以来经历了洋壳扩张、俯冲碰撞造山、造山后期伸展及板内演化等复杂地质过程（Xiao et al.，2008，2010，2015；Gao et al.，2015；Wang et al.，2017；高俊等，2019；肖文交等，2019）。

东天山地区古亚洲洋自晚寒武世已经打开，随后，北天山洋自晚奥陶世—中-晚志留世向北俯冲形成了大南湖岛弧（周涛发等，2010；Du et al.，2018）。泥盆纪—早石炭世期间，北天山洋持续双向俯冲，在北部大南湖地区和南部卡瓦布拉克地区形成了泥盆纪岩浆弧（周涛发等，2010）。晚石炭世，随着俯冲增生作用的结束古天山洋闭合，准噶尔板块和塔里木板块碰撞对接形成了康古尔—黄山剪切带，随后弧后扩张，导致了阿齐山—雅满苏裂谷的形成（Xiao et al.，2008，2010，2015；Gao et al.，2015；Wang et al.，2017；高俊等，2019；肖文交等，2019）。从晚石炭世末期—早二叠纪世，主要以碰撞后伸展作用为主，此时大量幔源岩浆沿着康古尔断裂（基性—超基性侵入体年龄大约在300～270 Ma 之间）侵位，导致新生下地壳垂向增生加厚部分熔融形成了具岛弧性质的花岗质岩浆，并形成铁岭斑岩型钼矿。二叠纪末期，进入板内演化阶段，尤其是在早中三叠世发生了岩浆活动由高钾钙碱性系列向碱性—过碱性系列的转变（周涛发等，2010；Du et al.，2018），形成了东戈壁、白山超大型斑岩钼矿床。

周涛发等（2010）将东天山觉罗塔格地区花岗岩划分为晚泥盆世、早石炭世、晚石炭世—晚二叠世和早中三叠世等4 个岩浆活动期，分别对应东天山前碰撞、主碰撞、后碰撞和板内演化这4 个构造演化阶段（周涛发等，2010）。前人普遍认为东天山斑岩型钼矿成岩成矿主要爆发在早-中三叠世板内演化阶段。本次研究的铁岭含矿正长花岗岩在Nb-Y 和Rb-（Y+Nb）图解中主要落入岛弧—同碰撞花岗岩区域（图9）。由此可见，铁岭钼矿的成矿作用发生于晚石炭世末期—早二叠纪世同碰撞向伸展过渡地球动力学背景下。

图9 Nb-Y（a）和Rb-（Y+Nb）（b）构造判别图（据Pearce et al.，1984）Fig.9 Tectonic discrimination diagrams porphyritic granite from the Tieling Mo deposit Nb-Y（a）and Rb-（Y+Nb）（b）（after Pearce et al.，1984）