内蒙古大苏计斑岩钼矿床花岗质杂岩年代学、地球化学、Hf同位素组成及其地质意义*

大苏计钼矿床位于燕辽成矿带最西端的内蒙古集宁地区。燕辽成矿带早期发现的钼矿床主要集中于该成矿带中东段的河北省北部和北京北部的燕山地区及辽西地区(陈毓川等，2003；代军治等，2006；Han et al.，2009；黄凡等，2011；Jiang et al.，2014)。近年来，在燕辽成矿带最西端的凉城断隆内相继发现了大苏计大型、曹四夭超大型及泉子沟中型斑岩钼矿床，其中大苏计探明的钼金属量有望超过20万t(聂凤军等，2012)，曹四夭探明的钼金属量达到176万t(王国瑞等，2014；Wu G et al.，2017)，预示燕辽成矿带最西端集宁地区同样具有巨大的钼矿找矿潜力。目前，大苏计钼矿已经开采，但是前人对该矿床的研究仍然处于比较薄弱的阶段，研究工作仅限于矿石组分和特征(于玺卿等，2008；李恒友，2012)、物化探异常(于玺卿等，2008)、成矿流体特征(吴昊等，2014)和成矿年龄等方面(张彤等，2009；吴昊等，2014)，对于该矿床内发育的斑岩体的形成时代、岩石地球化学、同位素地球化学及岩体与成矿的关系尚未进行过相关研究。鉴于此，本文在详细的野外地质调查基础上，对大苏计钼矿床内不同斑岩体分别进行了系统的镜下鉴定、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、全岩主微量元素分析及锆石Lu-Hf同位素测试，目的是查明大苏计杂岩体属性、岩石成因及与钼矿化的关系，为更好地理解华北克拉通北缘集宁地区斑岩钼矿床成岩成矿作用提供岩石学方面的资料，同时为区域上导找同类和/或类似矿床提供借鉴和参考。

1 区域地质背景

大苏计斑岩钼矿床位于华北克拉通北缘中段内蒙台隆的凉城断隆内(图1a)(李香资等，2012；聂凤军等，2012)。凉城断隆的北界为固阳-武川-尚义东西向断裂(图1b)，南侧为山西台隆(内蒙古自治区地质矿产局，1991；聂凤军等，2012)。该区自太古宙末期至三叠纪，一直处于上升隆起状态，因而前寒武纪变质岩系广泛裸露(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。新元古代—古生代期间，华北克拉通与西伯利亚克拉通之间经历了古亚洲洋的发生、发展和消亡，并于石炭纪—二叠纪晚期闭合，形成兴蒙造山带(任继舜等，1988)。晚三叠世，兴蒙造山带进入后碰撞演化阶段，受其影响，凉城断隆发育印支期中酸性侵入岩，伴随斑岩型钼矿化，大苏计钼矿床就形成于该时期(张彤等，2009；聂凤军等，2012；吴昊等，2014)。侏罗纪—白垩纪期间，包括凉城断隆在内的内蒙古中东部地区进入陆内活化阶段，发生强烈的构造-岩浆活动(毛景文等，2013)，大什字金矿、驼盘金矿、太阳坡金矿、李清地铅-锌-银矿、泉子沟钼矿和曹四夭钼矿与该期构造-岩浆活动相关(祝新友等，2005；于玺卿等，2008；聂凤军等，2012；Wang et al.，2017；Wu G et al.，2017)(图1b)。

区域上出露的地层包括古太古界兴和群、中太古界集宁群、中太古界乌拉山群、新太古界色尔腾山群、古元古界二道凹群、中新元古界渣尔泰山群和什那干群、古生界、中生界和新生界(内蒙古自治区地质矿产局，1991)(图1b)。兴和群主要分布在兴和县东南部，岩石主要为条带状混合质紫苏斜长麻粒岩、二辉麻粒岩夹辉石斜长片麻岩及斜长角闪岩；集宁群广泛分布于研究区及其外围，主要岩石有片麻岩、斜长片麻岩、含石墨片麻岩、混合岩及透辉大理岩等，乌拉山群主要分布于察哈尔右翼中旗南部，主要为变粒岩、片麻岩、大理岩等；色尔腾山群仅出露在察哈尔右翼中旗西部地区，主要有石英岩、变粒岩、石英片岩等。二道凹群主要分布于呼和浩特以北地区，主要有变粒岩、二长石英片岩、黑云阳起钠长片岩等。渣尔泰山群和什那干群主要出露于商都地区，主要为石英砂岩、粉砂质页岩、泥岩及碳酸盐岩等。古生界零星分布于察哈尔右翼中旗西部和察哈尔右翼前旗南部，主要岩性为砾岩、砂岩、页岩及煤线。该区的新生界主要为古近系渐新统乌兰戈楚组和呼尔井组、新近系中统老梁底组和汉诺坝组、新近系上新统宝格达乌拉组和第四系；古近系和新近系大面积分布于研究区北部的低洼盆地中，除了汉诺坝组为伊丁玄武岩和橄榄玄武岩外，其他各组由砂岩、砾岩、泥岩和页岩等组成(王国瑞等，2014；Wu G et al.，2017)；第四系主要沿河谷分布，为冲积物、洪积物及风成沉积物。

区域断裂发育，主要呈近EW向、NEE向、NE向和NW向展布(图1b)。近EW向的固阳-武川-尚义断裂属岩石圈断裂，形成于新太古代—古元古代，该断裂是南侧太古宙—古元古代凉城断隆与北侧中-新元古代狼山-渣尔泰山-白云鄂博裂陷槽的界线。NEE向的临河-包头-呼和浩特-集宁断裂形成于中生代，它是凉城断隆内的重要断裂，其北侧是乌拉山和大青山，南侧是河套平原，构成了山脉与平原之间的天然分界线(内蒙古地质矿产局，1991)。NEE向的岱海-黄旗海断裂和NW向的商都-兴和-蔚县断裂均形成于中生代，控制了中生代火山-侵入岩的分布(聂凤军等，2012)。NE向的呼和浩特-河曲断裂形成于新生代，构成河套断陷与清水河凸起的界线(内蒙古地质矿产局，1991)。

区域岩浆活动贯穿于从前寒武纪经古生代到中生代地壳演化全过程。前寒武纪英云闪长岩、钾长花岗岩和黑云母花岗岩以及华力西期钾长花岗岩分布广泛，占全部出露地质体面积的40%(于玺卿等，2008；李香资等，2012)。中生代花岗岩主要分布于察哈尔右翼中旗的西部，而花岗斑岩、正长花岗斑岩、石英斑岩多零星分布于大苏计和曹四夭地区，与该区的钼矿化关系密切(陈旺等，2006；于玺卿等，2008；张彤等，2009；王国瑞等，2014；吴昊等，2014；Wu H Y et al.，2016；Wang et al.，2017；Wu G et al.，2017)。

2 大苏计钼矿床和岩体地质特征

大苏计钼矿床位于内蒙古卓资县境内，地理坐标：东经112°42′30″ ～ 112°44′00″；北纬40°43′00″ ～ 40°44′30″。截止目前，累计查明钼金属资源储量149 358 t，其中，硫化矿143 613 t，平均品位0.135%，氧化矿5745 t，平均品位0.089%(内蒙古有色地质勘查局，2013)。矿体自西向东呈不规则的大透镜体产出，主要的钼矿体均隐伏于地下，赋矿岩石主要为印支期花岗质杂岩(图2)，矿体赋矿标高在1470～740 m之间，上部为氧化矿体，下部为硫化矿体(图3)。在斑岩体外围及围岩中零星发育少量脉状铅锌矿化，规模较小，不构成工业矿体。关于大苏计钼矿床地质特征详细描述见吴昊等(2014)。

  

图 1 内蒙古大苏计钼矿床大地构造位置图(a)和大苏计钼矿床区域地质简图(b)(据聂凤军等，2012资料改编)1—第四系；2—古近系—新近系；3—中生界；4—古生界；5—中新元古界；6—古元古界二道凹群；7—新太古界色尔滕山群；8—中太古界乌拉山群；9—中太古界集宁群；10—古太古界兴和群；11—燕山期花岗岩类；12—印支期花岗岩类；13—华力西期花岗岩类；14—前寒武纪花岗岩类；15—地质界线；16—断裂；17—华北克拉通；18—兴蒙造山带；19—金矿床；20—铅-锌-银矿床；21—钼矿床；22—城市/城镇主要断裂：①—固阳-武川-尚义断裂；②—临河-包头-呼和浩特-集宁断裂；③—岱海-黄旗海断裂；④—呼和浩特-河曲断裂；⑤—商都-兴和-蔚县断裂Fig. 1 Tectonic location map (a) and simplified regional geological map of the Dasuji Mo deposit in Inner Mongolia (b) (modified after Nie et al., 2012)1—Quaternary; 2—Palaeogene and Neogene; 3—Mesozoic; 4—Paleozoic; 5—Meso-Neoproterozoic; 6—Paleoproterozoic Erdaowa Group; 7—Neoarchean Seertengshan Group; 8—Mesoarchean Wulashan Group; 9—Mesoarchean Jining Group; 10—Paleoarchean Xinghe Group; 11—Yanshanian granitoids; 12—Indosinian granitoids; 13—Variscan granitoids; 14—Precambrian granitoids; 15—Geological boundary; 16—Fault; 17—North China Craton; 18—Xing'anling-Mongol orogenic belt; 19—Gold deposit; 20—Lead-zinc-silver deposit; 21—Molybdenum deposit; 22—City/town Names of numbered faults: ①—Guyang-Wuchuan-Shangyi fault; ②—Linhe-Baotou-Hohhot-Jining fault; ③—Daihai-Huangqihai fault; ④—Hohhot Hequ fault; ⑤—Shangdu-Xinghe-Yuxian fault

花岗质杂岩为大苏计钼矿床的成矿母岩，多呈小岩株状产出，出露面积约0.5 km2。该杂岩体主要岩石类型为石英斑岩、正长花岗斑岩和花岗斑岩(图2)。

石英斑岩：主要出露于矿区中部，呈小岩株侵入前寒武纪片麻状英云闪长岩中，为主要含矿岩体。多发育高岭土化及绢云母化。灰白色-肉红色，斑状结构，块状构造，斑晶约占30%，基质约占70%(图4a、b)。斑晶主要为石英和钾长石，含少量黑云母，石英约占斑晶总量70%，钾长石约占25%，黑云母约占5%。石英多为半自形-他形，多呈浑圆状，大小在0.2～1.5 mm之间，波状消光，石英表面多具有裂纹；钾长石为柱状、长条状，晶形好于石英，大小在0.5～2.0 mm之间，多发育卡式双晶，多数钾长石表面发生泥化现象；黑云母呈片状，自形程度较高，平行消光。基质为隐晶质，成分为长英质矿物。

为提高长大纵坡沥青路面各项路用性能，本试验段施工选用高低温性能均较好的中石化产东海牌SBS（I—D）型改性沥青，其主要技术指标如表1所示。

正长花岗斑岩：主要出露于矿区中部，侵入于石英斑岩之中，亦为主要含矿岩体。多发育高岭土化及绢云母化。灰白色-灰黄色，斑状结构，块状构造，斑晶约占60%，基质约占40%(图4c、d)。斑晶主要为钾长石和石英，钾长石约占70%，石英约占30%。钾长石斑晶发生较强烈蚀变，主要有高岭土化和绢云母化，已看不出原有晶体形态；石英晶体呈浑圆状，大小在0.3～2.0mm之间，波状消光；基质为隐晶质，成分为长英质矿物。

这场伟大的自我革命，证明中国共产党完全有能力反对腐败。全面从严治党的理论和实践，为解决共产党的腐败变质走出“历史周期率”初步找到了“秘笈”。正因为如此，习近平新时代中国特色社会主义思想，把当代中国马克思主义提到了新高度，同毛泽东思想、邓小平理论一样，实现了马克思主义的基本原理同当代中国实践和时代特征相结合的又一次历史性飞跃，是对中国特色社会主义理论体系的极大丰富和发展。

从本研究结果可以看出，IS组患者血硒含量明显低于对照组及CS组，且IS组患者血硒含量与Cobb角呈负相关。但微量元素硒在IS的发生发展中到底扮演一个什么样的角色，还需建立动物模型以观察低硒环境下IS的发生发展情况。本研究的不足之处在于仅收集了本院病例，未进行多中心的研究。因此，本研究下一步将扩大样本量，开展多中心研究；并且在普遍缺硒的山西地区进行膳食结构的调整，对IS患者尤其是初期患者定量给予微量元素硒的摄入，定期观察疾病的发生及进展情况，以进一步研究IS与微量元素硒的关系。

  

图 2 内蒙古大苏计钼矿床地质简图(据聂凤军等，2012，资料改编)1—第四系；2—中太古界集宁群片麻岩、变粒岩和混合岩；3—中生代花岗斑岩；4—中生代正长花岗斑岩；5—中生代石英斑岩；6—太古宙片麻状英云闪长岩；7—新元古代辉绿岩脉；8—钼矿体；9—钻孔及编号；10—勘探线及编号；11—采样位置Fig. 2 Simplified geological map of the Dasuji Mo deposit in Zhuozi County, Inner Mongolia (modified after Nie et al., 2012)1—Quaternary; 2—Mesoarchean gneiss, granulitite and migmatite of the Jining Group; 3—Mesozoic granite porphyry; 4—Mesozoic syenogranite porphyry; 5—Mesozoic quartz porphyry; 6—Archean gneissic tonalite; 7—Neoproterozoic diabase dike; 8—Mo orebody; 9—Drill hole and its serial number; 10—Exploration line and its serial number; 11—Sampling location

花岗斑岩：主要出露于矿区中北部，以岩株或岩脉产出，侵入石英斑岩之中，该岩体矿化较弱。多发育高岭土化及绢云母化。灰白色-肉红色，斑状结构，个别具有花岗结构，块状构造，斑晶约占50%，基质约占50%(图4e、f)。斑晶主要为钾长石和石英，钾长石约占60%，石英约占40%。钾长石呈半自形-他形，大小在0.5～3.0 mm之间，发育卡式双晶体，表面多发育泥化及绢云母化；石英也呈半自形-他形，大小在0.3～3.0 mm之间，波状消光，表面多发育裂纹；基质为隐晶质，成分为长英质矿物。

3 样品和实验方法

本次对采自大苏计杂岩体不同岩性的31件样品进行了主量、稀土和微量元素分析，对1件石英斑岩(样品DS-1)、1件正长花岗斑岩(样品DS-12)和1件花岗斑岩(样品DS-49)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析。石英斑岩和正长花岗斑岩均采自于地表岩体露头，采样具体位置见图2，花岗斑岩采自ZK1502钻孔中。

  

图 3 大苏计钼矿床0号勘探线剖面图(据内蒙古有色地质矿产局，2013)1—第四系；2—花岗斑岩；3—正长花岗斑岩；4—石英斑岩；5—太古宙片麻状英云闪长岩；6—新元古代辉绿岩脉；7—地质界线；8—断层;9—钼氧化矿石；10—钼硫化矿石；11—钻孔及编号Fig. 3 Geological section along No. 0 exploration line of the Dasuji Mo deposit (after Inner Mongolia Nonferrous Geological Explo-ration Bureau, 2013)1—Quaternary; 2—Granite porphyry; 3—Syenogranite porphyry; 4—Quartz porphyry; 5—Archean gneissic tonalite; 6—Neoproterozoic diabase dikes; 7—Geological boundary; 8—Fault; 9—Oxidized Mo ore; 10—Primary Mo ore; 11—Drill hole and its serial number

主量、微量及稀土元素分析测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，主量元素使用X-射线荧光分析(XRF)，微量元素分析使用仪器为电感耦合等离子体质谱谱仪(ICP-MS法)，实验过程中温度为20℃，相对湿度30%。主量元素分析精度除TiO2为1.5%，P2O5为2.0%，其余均优于1%，稀土和微量元素分析精度优于5%。

锆石由廊坊诚信地质服务公司通过常规的重液和磁选进行初选，最后在双目镜下根据锆石颜色、自形程度、形态等特征初步分类，挑选出具有代表性的锆石。将分选好的锆石用环氧树脂制靶、打磨和抛光。锆石的阴极发光(CL)图像在北京锆年领航科技有限公司完成，仪器为日本JEOL公司生产的JSM6510型扫描电子显微镜。LA-MC-ICP-MS U-Pb定年测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成，锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-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40 μm，频率为10 Hz，能量密度约为2.5 J/cm2，以He为载气。信号较小的207Pb、206Pb、204Pb(+204Hg)、202Hg用离子计数器(multi-ion-counters)接收，208Pb、232Th、238U信号用法拉第杯接收，实现了所有目标同位素信号的同时接收并且不同质量数的峰基本上都是平坦的，进而可以获得高精度的数据，均匀锆石颗粒的207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U测试精度(2δ)均为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度在1%(2δ)左右。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，数据分析前用锆石GJ-1进行调试仪器，锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127(w(U)：923×10-6，w(Th)：439×10-6，Th/U：0.475；Nasdala et al.，2008)为外标进行校正。测试过程中在每测定10个样品前后重复测定2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ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2009)，测量过程中绝大多数分析点的206Pb/204Pb>1000，未进行普通铅校正，204Pb由离子计数器检测，204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响，对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得(Ludwig，2003)。详细实验测试过程见侯可军等(2009)。

1.1 临床资料 选取同期收治的48例妊娠高血压综合征产后出血产妇作为研究对象，均无凝血功能异常、子宫畸形等状况；无严重肾、肝、肺、心等器官功能异常；产妇及家属均知晓本研究，并自愿签订书面同意书。利用信封抽签法分为观察组和对照组各24例，对照组年龄22～39(28.6±2.5)岁；初产妇8例，经产妇16例；产次(1.37±0.25)次；孕周38～40(39.15±0.3)周。观察组年龄23～40(29.3±2.1)岁；初产妇9例，经产妇15例；产次(1.51±0.32)次；孕周38～41(39.06±0.5)周。两组一般资料比较差异无统计学意义(P>0.05)。

锆石Lu-Hf同位素测试工作在中国地质科学院大陆构造与动力学国家重点实验室完成。实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径为42 μm，测定时使用锆石国际标样GJ-1作为参考物质，分析点与U-Pb定年分析点为同一位置。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军(2007)。分析过程中锆石标准GJ-1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282 008±0.00 0025(2σ，n=26)(侯可军等，2007)。

  

图 4 大苏计斑岩钼矿床蚀变岩石野外及镜下代表性照片a. 石英斑岩；b. 石英斑岩基质中的泥化(+)；c. 正长花岗斑岩；d. 正长花岗斑岩中的硅化、绢云母化、泥化和白云母化(+)；e. 花岗斑岩;f. 花岗斑岩中的绢云母化和泥化(+)Bi—黑云母；Kf—钾长石；Ms—白云母；Q—石英；Ser—绢云母；(+)—偏光显微镜下的正交偏光Fig. 4 Representative photomicrographs of altered rocks from the Dasuji porphyry Mo deposita. Quartz porphyry ; b. Argillization in groundmass of quartz porphyry (+); c. Syenitegranite porphyry; d. Silicification-sericitization-argillization-muscovitization in syenitegranite porphyry (+); e. Granite porphyry; f. Sericitization-argillization in granite porphyry (+)Bi—Biotite; Kf—K-feldspar; Ms—Muscovite; Q—Quartz; Ser—Sericite; (+)—Crossed nicols under polarizing microscope

4 测试结果

4.1 锆石U-Pb定年

大苏计杂岩体石英斑岩(样品DS1)、正长花岗斑岩(样品DS12)和花岗斑岩(样品DS49)样品的定年结果见表1。分析的3件样品中的绝大多数锆石均呈无色-淡黄色，阴极发光图像显示，锆石具清楚的生长韵律环带(图5a～c)，全部锆石具有高的Th/U比值(0.63～3.67)。上述特征指示大苏计杂岩体中的锆石均为岩浆成因(Pupin，1980；Koschek，1993)。

4.1.1 石英斑岩(样品DS1)

该样品中的锆石大部分为自形晶，多数呈长柱状，少量为短柱状，大小集中在50～150 μm，长宽比介于1～2之间(图5a)。在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图(图6a)中，11颗锆石的11个分析点均落在谐和线上及其附近，其206Pb/238U年龄的加权平均值为(234±3)Ma(MSWD=0.52)(图6b)，该年龄代表了大苏计矿区石英斑岩的结晶年龄。

夏国忠让战士们检查武器装备，负伤的做好简单包扎治疗，派几个人严密监视敌人的动向，其它人好好休息一下，为最后的战斗做好准备。

石英斑岩11颗锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范围分别为0.029 018～0.119 092和0.000 703～0.002 273，176Hf/177Hf比值为0.282 122～0.282 315。锆石的εHf (t)值为-18.0～-11.4，平均值为-14.2(图9a)。fLu/Hf值介于-0.98～-0.93之间，普遍小于镁铁质地壳的fLu/Hf(-0.34，Amelin et al., 2000)和硅铝质地壳的fLu/Hf(-0.72，Vervoort et al., 1996)，因此,二阶段模式年龄更能反映其源区物质从亏损地幔分离的时间(第五春荣等，2007)。石英斑岩锆石Hf同位素二阶段模式年龄tDM2为1984～2405 Ma，平均值为2164 Ma(图9b)。

大爱与大恨，应该仅仅是属于舞台的。真实的人生，该有更多的宽容，有更多转圜的余地。尽管目前我离“不嗔不怨、不怒不恨”的境界还很远很远，然而，至少，我已懂得了在“大爱”和“大恨”之间，有个“中庸之道”。

该样品中的锆石多为半自形，较石英斑岩中锆石的晶形差，多数呈长柱状，少量为短柱状，颗粒大小变化较大，大小集中在40～200 μm，长宽比介于1～2之间(图5b)。在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图(图6c)中，11颗锆石的11个分析点均落在谐和线上，其中有5个分析点(DS12.1、DS12.3、DS12.5、DS12.7和DS12.10)年龄相对较老，其206Pb/238U加权平均年龄为(237±4) Ma(MSWD=0.11)，为捕获锆石的形成年龄；剩余6个分析点的206Pb/238U加权平均年龄为(225±4)Ma(MSWD=0.68)(图6d)，该年龄代表了大苏计矿区正长花岗斑岩的结晶年龄。

4.1.3 花岗斑岩(样品DS49)

该样品中的锆石均为自形晶，主要呈长柱状，个别为短柱状，大小集中在40～200 μm，长宽比介于1～3之间(图5c)。在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图(图6e)中，9颗锆石的9个分析点均落在谐和线上及其附近，其中有3个分析点(点DS49.1、DS49.5和DS49.6)年龄相对较老，介于228～235 Ma之间，为捕获锆石的形成年龄；剩余6粒锆石的206Pb/238U加权平均年龄为(220±4)Ma(MSWD=0.14)(图6f)，该年龄代表了大苏计矿区花岗斑岩的结晶年龄。

4.2 元素地球化学特征

大苏计杂岩体11件石英斑岩、10件正长花岗斑岩和10件花岗斑岩样品的主量、稀土及微量元素分析结果分别见表2、表3和表4。

4.2.1 石英斑岩

主量元素特征：石英斑岩具有高的w(SiO2)和w(K2O)，分别为75.05%～78.84%和4.92%～7.54%；其w(Al2O3)和w(Na2O)较低，分别为11.94%～13.81%和0.21%～1.92%。低的w(Na2O)主要由于蚀变引起，岩石总体富硅和K。w(MgO)、稀土元素特征：石英斑岩具有低的稀土元素含量，其总量介于48.2×10-6～83.1×10-6，稀土元素总量明显低于正常花岗岩范围(通常大于100×10-6；Allegre et al.，1978)，由于稀土元素在一般的中高级变质作用中不具有明显活动性(赵振华等，1997)，因此笔者认为石英斑岩如此低的稀土元素含量很可能是岩石经历了高分异过程。w(Yb)为2.26×10-6～3.64×10-6。在球粒陨石标准化的稀土元素配分图解(图8a)中可见样品轻稀土元素和重稀土元素均具富集的特征，其(La/Yb)N为3.00～5.60，曲线总体呈“V”字型，具中等-强烈的Eu负异常(δEu=0.29～0.52)，表明岩浆源区以斜长石残留为主或岩浆经历了斜长石的分离结晶作用。

  

图 5 内蒙古大苏计杂岩体锆石CL图像a. 石英斑岩；b. 正长花岗斑岩；c. 花岗斑岩Fig. 5 CL images of zircons from the Dauji complex in the Dasuji Mo deposita. Quartz porphyry; b. Syenogranite porphyry; c. Granite porphyry

w(CaO)和w(FeO+Fe2O3)分别为0.07%～0.21%、0.04%～0.29%和0.15%～1.04%，铝指数A/CNK为1.37～1.71，分异指数DI介于92.4～96.9。在岩浆岩R1-R2判别图解(图7a)中，石英斑岩样品均落入正长花岗岩区域；在A/CNK-A/NK图解(图7b)中，样品显示出过铝质-强过铝质的特征；在w(SiO2)-w(K2O)图解(图7c)中，投影点全部落入高钾钙碱性系列区域。

  

图 6 大苏计杂岩体锆石U-Pb谐和图Fig. 6 Zircon U-Pb concordia diagrams for the Dasuji complex

 

表 2 大苏计杂岩体中石英斑岩的主量、稀土及微量元素分析结果Table 2 Contents of oxides and REE and trace elements of Quartz porphyry from Dasuji complex

  

组分DS1DS2DS3DS4DS5DS6DS7DS8DS9DS10DS11w(B)/%SiO276.4177.2275.25576.8175.0575.6576.7178.8477.7977.9476.69TiO20.070.130.120.120.140.130.120.120.120.120.12Al2O313.1412.6813.6112.7413.8113.1412.5411.9412.5512.4412.72Fe2O30.580.060.160.050.140.210.120.070.150.080.07FeO0.460.100.220.100.180.100.100.100.170.200.22MnO0.0600000000.010.010MgO0.180.080.140.090.200.210.110.150.090.070.14CaO0.290.040.110.060.150.150.100.060.050.040.13Na2O1.920.250.320.230.330.311.690.210.230.211.24K2O4.927.546.76.946.847.136.986.686.226.786.48P2O50.020.020.020.020.020.020.020.020.020.020.02LOI1.521.512.932.442.682.471.141.422.211.691.76总和99.5799.6399.5699.6099.5499.5299.6399.6199.6199.6099.59K2O/Na2O2.5630.321.129.721.023.24.1331.427.431.75.20A/CNK1.461.471.711.591.681.551.191.561.741.601.37w(B)/10-6La16.515.915.816.720.321.520.918.713.916.923.0Ce20.821.020.421.927.728.429.224.917.922.035.0Pr1.641.722.211.732.462.432.672.161.791.853.22Nd4.484.456.134.486.545.847.025.865.064.618.44Sm0.650.680.910.660.960.891.050.770.820.681.45Eu0.080.110.150.100.140.130.090.080.110.110.20Gd0.620.790.870.750.930.820.880.760.790.881.49Tb0.190.210.240.200.230.250.210.140.220.220.33Dy1.652.021.901.761.991.881.621.271.691.912.53Ho0.430.520.490.480.510.510.450.320.440.470.57Er1.842.261.881.972.062.111.711.381.771.912.23Tm0.400.460.430.450.440.460.360.300.390.410.50Yb3.043.643.173.483.373.682.692.262.93.123.59Lu0.460.520.470.500.530.530.430.340.450.500.52∑REE52.854.355.155.268.269.469.359.248.255.683.1Eu/Eu*0.390.460.520.440.450.460.290.330.410.430.40(La/Yb)N3.662.943.363.244.063.945.245.583.233.654.32Sr28.528.121.332.436.241.928.521.524.130.540.2Rb408448381404416451391368341433369Ba83.997.120592.310410884.688.473.786.296.6Th21.319.244119.729.237.523.645.023013.2189Nb122120144113132133135123125125129Zr152148169147158159152149142148159Cs1.551.391.441.952.172.181.110.980.981.191.39Ga17.618.320.419.519.521.220.118.718.319.319.9Hf6.646.77.787.037.177.687.37.126.386.497.52Sc1.221.371.61.221.561.561.131.011.171.251.35Cr0.260.760.090.360.135.330.150.000.190.320.54V1.982.032.041.91.912.252.031.691.782.852.54Ni0.750.810.600.450.501.550.330.300.480.380.52U5.356.7411.14.594.755.014.643.576.625.0610.3Y11.413.91412.813.413.612.48.9812.813.517.5Ta7.847.579.287.638.638.838.998.188.338.348.69Sr/Y2.502.021.522.532.703.082.302.391.882.262.30

注：比值单位为1。

 

表 3 大苏计杂岩体中正长花岗斑岩的主量、稀土及微量元素分析结果Table 3 Contents of oxides and REE and trace elements of Syenitegranite porphyry from Dasuji complex

  

组分DS12DS13DS14DS15DS16DS17DS18DS19DS20DS21w(B)/%SiO271.8871.2470.3370.9170.0368.7971.8467.6171.5070.98TiO20.560.570.530.530.520.750.590.590.540.51Al2O316.9016.5516.0215.7016.8215.5016.0415.4916.0916.11Fe2O30.190.791.091.000.411.350.133.560.040.16FeO0.310.300.310.280.660.630.430.490.470.10MnO0.010000.010.020.010.010.010MgO0.280.290.180.250.191.240.250.320.220.24CaO0.060.070.070.060.090.390.100.090.130.35Na2O0.150.150.290.220.282.320.290.260.330.33K2O4.344.136.015.996.256.256.045.966.417.56P2O50.120.110.140.110.140.060.100.160.130.07LOI4.995.24.514.424.032.243.634.913.653.14总和99.7999.4099.4899.4799.4399.5499.4599.4599.5299.55K2O/Na2O29.527.520.626.922.22.6920.8323.1919.2523.05A/CNK3.353.412.252.262.281.372.232.202.081.72w(B)/10-6La12188.510910212274.976.277.9137112Ce197155201174221122128133246205Pr20.516.321.918.024.913.013.713.826.322.6Nd64.552.777.056.285.943.346.344.586.480.2Sm8.887.0811.706.6412.106.157.045.5113.4012.50Eu1.071.001.711.061.751.631.711.191.931.64Gd5.374.966.424.065.904.195.203.567.837.89Tb0.710.710.790.530.710.550.750.480.891.14Dy3.683.773.622.593.52.683.702.403.495.41Ho0.640.700.670.450.580.510.710.430.520.89Er2.162.342.161.621.651.411.871.401.432.43Tm0.360.400.360.260.310.220.320.220.220.40Yb2.452.632.441.961.841.411.981.521.412.50Lu0.350.360.340.240.260.190.270.210.230.35∑REE429336439370482272288286527455Eu/Eu*0.440.490.550.580.560.930.830.770.530.47(La/Yb)N33.322.730.135.144.735.825.934.665.530.2Sr457311414333422437446374352272Rb308280281309289332248312266352Ba5245098466811102174613061197922902Th19.419.621.918.925.314.111.516.332.826.6Nb68.570.562.361.161.930.239.647.268.056.2Zr474512464463505405395437556470Cs2.472.002.902.273.403.304.531.852.262.15Ga26.525.327.822.928.724.022.722.831.628.9Hf12.513.312.211.713.310.310.111.314.212.6Sc3.623.883.602.775.178.093.234.683.773.41Cr2.412.052.483.151.5739.25.998.604.621.92V27.827.424.824.922.056.726.034.520.323.5Ni1.341.350.820.791.966.991.222.081.890.67U5.194.964.893.082.594.534.103.822.453.79Y18.820.317.913.715.312.419.411.812.722.4Ta3.613.983.703.443.551.792.202.803.683.16Sr/Y24.315.323.124.327.635.223.031.727.712.1

注：比值单位为1。

 

表 4 大苏计杂岩体中花岗斑岩的主量、稀土及微量元素分析结果Table 4 Contents of oxides and REE and trace elements of granite porphyry from Dasuji complex

  

组分DS49DS50DS51DS52DS53DS54DS55DS56DS57DS58w(B)/%SiO274.9473.8675.3376.9175.7575.5573.6075.9074.4776.01TiO20.150.160.150.140.180.150.150.150.150.15Al2O312.9313.0912.5911.8312.2112.3612.9212.4311.7112.27Fe2O30.610.700.850.040.310.070.550.600.780.59FeO0.610.650.560.540.290.380.980.531.660.52MnO0.150.090.160.020.040.030.220.051.010.15MgO0.280.430.340.270.330.310.400.340.210.30CaO0.270.540.270.440.570.550.600.350.150.22Na2O2.692.061.941.822.051.712.642.200.1852.18K2O5.025.245.185.915.766.554.954.905.034.94P2O50.040.040.040.020.020.020.050.040.040.04LOI1.872.672.111.632.071.872.432.063.992.19总和99.5399.5499.5399.5499.5799.5999.4799.5299.3899.59K2O/Na2O1.872.542.673.252.813.831.882.2327.192.27A/CNK1.251.301.351.161.151.131.201.301.951.32w(B)/10-6La45.848.545.356.566.345.546.347.745.652.9Ce76.679.574.699.410978.276.178.374.987.8Pr7.587.877.289.999.997.517.457.587.278.65Nd23.824.421.628.528.621.922.522.321.926.1Sm3.353.443.194.274.033.283.433.363.223.32Eu0.500.510.440.250.180.260.460.410.460.48Gd2.512.692.343.593.462.842.42.342.32.55Tb0.390.410.360.690.680.540.400.350.410.40Dy2.142.352.044.204.383.492.202.082.212.20Ho0.460.480.470.970.950.820.470.450.510.48Er1.731.811.563.363.543.051.671.581.871.72Tm0.360.370.340.670.690.590.360.330.390.35Yb2.613.052.604.884.394.482.642.662.922.73Lu0.420.470.420.710.650.610.440.410.500.44∑REE168176163218237173167170164190Eu/Eu*0.500.490.470.190.150.250.460.430.490.48(La/Yb)N11.810.711.77.8110.26.8511.812.110.513.1Sr16416116660.933.453.5156155135149Rb389417361348282359384374369428Ba50441943913264.7205440350440396Th43.343.941.689.893.384.840.841.139.246.7Nb80.179.877.914214312685.380.376.679.9Zr137133132157165163134135120142Cs8.668.406.171.891.661.876.266.085.277.78Ga23.623.722.823.822.623.023.821.428.925.6Hf5.145.095.257.417.557.185.105.334.895.65Sc3.853.993.802.162.132.333.843.614.004.23Cr1.381.451.380.270.250.402.251.351.456.62V6.967.997.992.992.733.167.877.397.559.38Ni2.712.202.580.460.441.483.802.668.108.93U11.510.74.3022.513.823.83.778.263.139.45Y16.118.115.132.730.726.416.615.917.816.4Ta6.886.556.409.9611.39.137.496.886.606.64Sr/Y10.28.9011.01.861.092.039.409.757.589.09

注：比值单位为1。

微量元素特征：在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图(图8b)中，石英斑岩样品富集Rb、K、Th、U、Ta、Nb、Nd、Zr、Hf，强烈亏损Ba、Sr、P和Ti 。岩石具有低的w(Sr)(21.3×10-6～41.9×10-6)，w(Y)为8.98×10-6～17.5×10-6，Sr/Y介于1.52～3.08之间。基性组分w(Cr)和 w(Ni)低，分别为0.004×10-6～0.764×10-6和0.298×10-6～1.55×10-6，指示岩浆可能为地壳来源而非地幔来源。

锆石是重要的富含Hf的矿物，由于其具有较低的Lu/Hf比值(吴福元等，2007b)，且其封闭温度较高，因此许多研究者通过锆石中Hf同位素特征探讨岩石源区特征。

4.2.2 正长花岗斑岩

主量元素特征：正长花岗斑岩蚀变较强，岩石烧失量较大。去烧失量归一后岩石w(SiO2)和w(Al2O3)分别为70.37%～75.66%和15.86%～17.79%，w(K2O)、w(Na2O)及全碱含量分别为4.36%～7.81%、0.15%～2.37%和4.52%～8.77%，低的w(Na2O)和高的w(Al2O3)主要由于蚀变引起。w(MgO)、w(CaO)和w(FeO+Fe2O3)分别为0.19%～1.27%、0.06%～0.40%和0.27%～4.27%，岩石中w(TiO2)(0.53%～0.77%)明显高于石英斑岩和花岗斑岩，铝指数A/CNK为1.37～3.35，分异指数DI介于84.1～89.9。在岩浆岩R1-R2判别图解(图7a)中，正长花岗斑岩样品主要落入正长花岗岩区域，个别落在二长花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解上，样品显示出过铝质-强过铝质的特征(图7b)。在w(SiO2)-w(K2O)图解(图7c)中，投影点全部落入高钾钙碱性系列区域。

稀土元素特征：正长花岗斑岩稀土元素含量相对较高，其总量介于272×10-6～527×10-6，w(Yb)为1.41×10-6～2.63×10-6。在球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线上，样品普遍具有轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的特征，轻重稀土元素分馏程度明显，其(La/Yb)N为22.7～65.5，曲线总体呈右倾型，Eu负异常中等-微弱(δEu=0.44～0.93)(图8c)，反映岩浆源区有一定斜长石残留或岩浆经历了斜长石的分离结晶作用。

正长花岗斑岩属高钾钙碱性系列，w(SiO2)为70.37%～75.66%，w(Al2O3)为15.86%～17.79%，w(K2O+Na2O)为4.52%～8.77%，w(K2O)/w(Na2O)值偏大，介于2.69～29.5之间，导致比值偏大的原因主要为，w(Na2O)明显偏低，通过对比岩石主量数据中烧失量与w(Na2O)的关系，发现烧失量越大，w(Na2O)越低，说明低的w(Na2O)主要是由于岩石蚀变引起。Eu负异常中等-微弱(δEu=0.44～0.93)，分异指数DI介于84.1～89.9之间，表明岩石分异程度中等。岩石富集Rb、La、Nd、Zr和Hf，强烈亏损Sr、P和Ti，弱亏损Ba、Ta和Nb，暗示岩浆演化过程中可能经历了磷灰石和钛铁矿的分离结晶作用。正长花岗斑岩w(Sr)相对较高(161×10-6～457×10-6)。对于正长花岗斑岩，首先排除了其为A型花岗岩的可能，因为一般A型花岗岩具有贫铝(<15%)、贫Sr和明显Eu负异常(δEu<0.30)的特征(解洪晶等，2012；张旗等，2012)，而该区正长花岗斑岩具有高的w(Al2O3)(15.86%～17.79%)和w(Sr)(161×10-6～457×10-6)，且Eu负异常(δEu=0.44～0.93)相对于A型花岗岩明显偏高。因此笔者认为正长花岗斑岩不属于A型花岗岩，而根据其不发育典型的S型花岗岩中含有的富铝矿物(如堇青石和石榴石)和具有较低的w(P2O5)，笔者判别其属于正常的I型花岗岩(李献华等，2007)。

4.2.3 花岗斑岩

主量元素特征：花岗斑岩具有高的w(SiO2)和w(K2O)，其值分别为73.6%～76.91%和4.90%～6.55%，w(Al2O3)和w(Na2O)较低，其值分别为11.71%～13.09%和0.19%～2.69%，低的w(Na2O)主要由于蚀变引起。w(MgO)、w(CaO)和w(FeO+Fe2O3)分别为0.21%～0.43%、0.15%～0.60%和0.45%～2.44%，铝指数A/CNK为1.13～1.95，分异指数DI介于87.1～93.8。在岩浆岩R1-R2判别图解(图7a)中，花岗斑岩样品主要落入正长花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解(图7b)中，样品显示出强过铝质的特征。在w(SiO2)-w(K2O)图解(图7c)中，投影点全部落入高钾钙碱性系列区域。

成立物流企业财务风险控制工作小组, 企业各责任部门负责人都必须参加，财务部门的总监为财务风险控制工作小组的主要负责人，其主要工作为组织领导企业财务风险的预防和处理工作，并监小组成员开展工作。工作原则为以下四点。

稀土元素特征：花岗斑岩具中等的稀土元素含量，其稀土元素总量介于162×10-6～218×10-6，w(Yb)为2.60×10-6～4.88×10-6。在球粒陨石标准化的稀土元素配分图解中可见样品普遍具有轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的特征，岩石的轻稀土元素分馏明显，但重稀土元素分馏不明显，其(La/Yb)N为6.85～13.1，曲线总体呈右倾型，具有中等-强烈的Eu负异常(δEu=0.15～0.50)(图8e)，反映岩浆源区以斜长石残留为主或岩浆经历了斜长石的分离结晶作用。

微量元素特征：在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图(图8f)中，花岗斑岩样品明显富集Rb、Th、Nd、Zr、Hf和Yb，强烈亏损Ba、Sr、P和Ti。岩石w(Sr)介于33.4×10-6～166×10-6，w(Y)为15.1×10-6～32.7×10-6，Sr/Y介于1.09～11.0之间。基性组分w(Cr)和 w(Ni)分别为0.25×10-6～6.62×10-6和0.44×10-6～8.93×10-6。

4.3 锆石Hf同位素组成

大苏计杂岩体石英斑岩样品DS1、正长花岗斑岩样品DS12和花岗斑岩样品DS49的锆石Hf同位素分析结果列于表6。

  

图 7 大苏计杂岩体R1-R2分类图解(a， 据De la Roche et al., 1980)、A/CNK-A/NK图解(b， 据Mania et al., 1989)和w(SiO2)-w(K2O)图解(c， 据Peccerillo et al., 1976)Fig. 7 The R1-R2 (a, after Streckeisen et al., 1979), A/CNK-A/NK (b, after Mania et al., 1989) and w(SiO2)-w(K2O)(c, after Peccerillo et al., 1976) diagrams for the Dasuji complex in Dasuji Mo deposit

4.3.1 石英斑岩

4.1.2 正长花岗斑岩(样品DS12)

4.3.2 正长花岗斑岩

正长花岗斑岩6颗岩浆结晶锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范围分别为0.040 076～0.264 938和0.000 813～0.004 673， 176Hf/177Hf比值为0.282 314～0.282 415，εHf (t)值为-11.6～-8.1，平均值为-9.87(图9a)，fLu/Hf值介于-0.98～-0.86之间，Hf同位素二阶段模式年龄tDM2为1774～1990 Ma，平均值为1884 Ma(图9b)。5颗捕获锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范围分别为0.053 070～0.137 461和0.001 100～0.00 270 4，176Hf/177Hf比值为0.282 240～0.282 417，εHf (t)值为-13.8～-7.8，平均值为-10.8，fLu/Hf值介于-0.97～-0.92之间，Hf同位素二阶段模式年龄tDM2为1760～2142 Ma，平均值为1953 Ma。

  

图 8 大苏计杂岩体稀土元素配分曲线(a,c,e)和微量元素蛛网图(b,d,f)(标准化数值分别采用Boynton, 1984；Taylor et al., 1985)Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns (a,c,e) and primitive mantle-normalized trance element diagrams for the Dasuji complex (b,d,f) (data of chondrite and primitive mantle after Boynton ，1984 , Taylor et al. ，1985, respectively)

大苏计杂岩体与华北克拉通北缘超大型曹四夭及大型撒岱沟门斑岩钼矿成矿岩体特征对比见表5。发现其成矿岩体均属花岗岩系列，均富硅和碱，高钾、低钠，均属于高钾钙碱性系列，大苏计和曹四夭成矿岩体为过铝质，而撒岱沟门成矿岩体属准铝质；大苏计成矿岩体相对于曹四夭成矿岩体明显富集高场强元素Nb、Ta、Zr和Hf，相对于撒岱沟门成矿岩体明显富集Nb和Ta，而亏损Ba；稀土元素配分曲线均为右倾型，其中大苏计成矿岩体Eu负异常程度与曹四夭成矿岩体相当，而明显强于撒岱沟门成矿岩体。大苏计成矿岩体与曹四夭及撒岱沟门成矿岩体均属于高分异的I型花岗岩。

研究组治疗有效率为91.18%，对照组治疗有效率为79.41%，研究组在治疗有效率的比较上明显优于对照组（P＜0.05）。 见表 1。

  

图 9 大苏计杂岩体锆石εHf (t)和tDM2直方图Fig. 9 Histograms of εHf (t) versus tDM2of the zircons from the Dasuji complex

4.3.3 花岗斑岩

花岗斑岩6颗岩浆结晶锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范围分别为0.053 398～0.092 573和0.001 058～0.001 719，176Hf/177Hf比值为0.282 046～0.282 350，εHf(t)值为-21.1～-10.3，平均值为-17.1(图9a)。fLu/Hf值介于-0.97～-0.95之间，Hf同位素二阶段模式年龄tDM2为1907～2587 Ma，平均值为2338 Ma(图9b)。3颗捕获锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范围分别为0.071 050～0.133 586和0.001 296～0.00 251 3，176Hf/177Hf比值为0.282 253～0.282 276，εHf (t)值为-13.6～-12.8，平均值为-13.2，fLu/Hf值介于-0.96～-0.92之间，Hf同位素二阶段模式年龄tDM2为2070～2126 Ma，平均值为2100 Ma。

5 讨 论

5.1 岩浆活动期次

通过野外露头及深部钻孔调查研究，发现正长花岗斑岩多侵入于石英斑岩之中，而花岗斑岩多侵入到正长花岗斑岩及石英斑岩之中，说明矿区内存在先后3期岩浆活动。本次工作分别对3种岩石进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，结果显示石英斑岩结晶年龄为(234±3)Ma，正长花岗斑岩结晶年龄为(225±4)Ma，花岗斑岩结晶年龄为(220±4)Ma。本次定年结果与野外观察地质现象一致。因此,该矿区内存在3期岩浆活动，时间分别为(234±3)Ma(石英斑岩)、(225±4)Ma(正长花岗斑岩)和(220±4)Ma(花岗斑岩)，3期岩浆活动均为印支期。张彤等(2009)获得大苏计钼矿4件辉钼矿样品的Re-Os等时线年龄为(222.5±3.2)；吴昊等(2014)通过对该矿区内5件辉钼矿样品测年，获得Re-Os等时线年龄为(223.5±5.5)Ma，模式年龄加权平均值为(223.9±1.4)Ma。大苏计矿床成矿年龄与正长花岗斑岩和花岗斑岩的结晶年龄在误差范围内一致，但考虑到花岗斑岩中亦发育少量钼矿化，因此，笔者认为大苏计斑岩钼矿床的成矿岩体为花岗斑岩。曾庆栋等(2011)对华北克拉通北缘中生代斑岩钼(铜)矿研究后认为，该区钼矿床的形成多与中生代杂岩体的晚期浅成侵入相有关。

5.2 岩石属性及类型划分

关于花岗岩的分类，国内外学者从不同方面提出了多种分类标准，当前主流的分类方法主要是依据花岗岩源区组成及构造环境划分，主要分为I型、S型、M型和A型。在探讨上述4种花岗岩的同时，其实还存在一种高分异花岗岩，其具有高的w(SiO2)，多数大于70%，具有高的Rb/Sr比及明显的Eu负异常(陶继华等，2013)，无论是I 型、S 型或者是A 型花岗岩，由它们高度分异结晶作用后形成的高分异花岗岩，其矿物组成和化学成分都趋近于低共结的花岗岩，往往具有相似的地球化学特征，因此高分异花岗岩的鉴别就变得异常困难(吴福元等，2007a)。

微量元素特征：在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图(图8d)中，正长花岗斑岩样品明显富集Rb、La、Nd、Zr和Hf元素，强烈亏损Sr、P和Ti元素，具有弱的Ba、Ta和Nb元素亏损。岩石的w(Sr)介于272×10-6～457×10-6，w(Y)为11.8×10-6～22.4×10-6，Sr/Y介于12.1～35.2之间。基性组分w(Cr)和 w(Ni)较石英斑岩有所增高，w(Cr)为1.38×10-6～39.2×10-6，w(Ni)为0.67×10-6～7.00×10-6。

石英斑岩与花岗斑岩具有相似的地球化学特征，均属于高钾钙碱性系列。其w(SiO2)介于73.60%～78.84%，w(Al2O3)为11.71%～13.81%，w(K2O+Na2O)为6.45%～8.67%，w(K2O)/w(Na2O)值较大，介于1.87～31.7之间，由上可知导致此值偏大的原因为岩石蚀变。岩石总体具有高硅、富碱，低w(MgO)、w(CaO)和w(FeO+Fe2O3)及明显的铕负异常(δEu=0.15～0.52)特征。分异指数较高(DI介于87.1～96.9)，表明岩石均经历了高程度分异演化过程。岩石的HFSE和LILE分异明显，富集Rb、K、Th、U、Ta、Nb、Nd、Zr和Hf元素，强烈亏损Ba、Sr、P和Ti，也反映了高分异花岗岩的微量元素特征，并暗示岩浆演化过程中可能经历了磷灰石和钛铁矿的分离结晶作用(Li et al., 2007)，因此笔者认为石英斑岩和花岗斑岩均为高分异的花岗岩。由于已经证实正长花岗斑岩不属于A型花岗岩，因此同期形成的石英斑岩和花岗斑岩首先排除了其为A型花岗岩的可能，根据它们不发育典型的S型花岗岩中含有的富铝矿物(如堇青石和石榴石)和具有较低的w(P2O5)，笔者判别其属于高分异的I型花岗岩(李献华等，2007)。

表 5 大苏计岩体与区域典型斑岩钼矿成矿岩体特征对比表Table 5 Feature comparison between the Dasuji complex and other intrusions related to typicalporphyry Mo deposits on the northern margin of the North China craton

 

听着，孔志浩，你奔的不是自己的家丧，奔的是国丧，是军丧，是一六三师弟兄为父母尽的最后一次孝。现在我命令你，孔志浩，你不但要杀进衢州城，不但要扶棺出殡，还要替我们办一个风风光光的大丧，孔志浩，你听明白了没有？”

纵观国内大多数斑岩钼矿床， 与成矿相关的斑岩体多为高分异的花岗岩，如安徽沙坪沟超大型钼矿(于文，2012)、 东秦岭鱼池岭斑岩钼矿(周坷， 2008) 和银家沟斑岩-矽卡岩型钼多金属矿(Wu G et al.，2014)、大别山千鹤冲和汤家坪(高阳，2014)、宝音图斑岩钼矿(屈云燕， 2013)、黑龙江岔路口斑岩钼矿(刘军，2013)等，其成矿岩体均具有较高的w(SiO2)(多数大于75%)和高的分异指数DI(多大于90)，说明斑岩钼矿床的形成与这种超酸性且具有高分异特征的花岗岩具有密切关系。骆文娟等(2010)研究认为，Mo相对于Cu属于不相容元素，在岩浆分异演化过程中，容易优先进入流体相，而铜则均匀分布于早期结晶矿物中，因而高度演化的岩浆往往富集Mo，在适当的温度、压力条件下Mo沉淀成矿。

5.3 岩石源区探讨

其次，莫扎特创作的作品都是用古钢琴演奏的，这也使得很多钢琴奏鸣曲需要通过弹奏古钢琴来还原当时的演奏效果，由于古钢琴是没有踏板的，所以在钢琴奏鸣曲的乐谱上并没有出现踏板标记，所以我们在用现代钢琴进行乐曲演奏时就需要分析作品来明确踏板的具体使用方式。

石英斑岩εHf (t)值为-18.0～-11.4， 平均值为-14.2， tDM2为1984～2405 Ma， 平均值为2164 Ma。 εHf (t)值分布范围在较窄的范围内， 表明其源区组分比较单一， 在t-εHf (t)图解中(图10)， 石英斑岩所有点均落入Yang等(2006)建议的燕山褶皱带岩浆岩区， 而远离Xiao等(2004)和Chen 等(2009)建议的中亚造山带岩浆岩区域 ，同时位于古元古代地壳Hf同位素演化区域。对于上述Hf同位素组成，目前有2种可能的解释： ① 太古宙地壳与中生代地幔物质的混合熔融 ；② 古元古代地壳物质的部分熔融。 Dong 等(2012)和 Wan 等(2013)通过对大青山—乌拉山一带变质杂岩中铁镁质岩石锆石SHRIMP U-Pb定年， 获得了2450～2370 Ma、 1970～1920 Ma和 ～1850 Ma 三组年龄， 他们认为古元古代也是该区重要的地壳增生阶段；刘平华等(2013)报道了大青山—乌拉山地区铁镁质岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb 年龄为2450～1930 Ma； 笔者通过对曹四夭地区兴和群和集宁群中2个二辉麻粒岩LA-ICP-MS锆石 U-Pb定年，获得其形成年龄为2425～2115 Ma(未发表数据)。考虑到该区古元古代地壳增生事件时间与矿区石英斑岩Hf同位素二阶段模式年龄tDM2(1984～2405 Ma)较吻合，因此笔者认为石英斑岩很可能来自于古元古代地壳物质的部分熔融。

第二，完善国家绿色金融支持体系。政府需要加快相关法律法规的制定以及政策实施，加速建设并完善金融支持体系，加强对绿色金融市场的管理控制，优化市场准入机制，从而最大限度的提高绿色金融对生态产业以及整个绿色产业的正效应。

  

图 10 大苏计杂岩体年龄-εHf (t)图解(据Xiao et al.，2004；Yang et al.，2006；Chen et al.，2009改编)Fig. 10 Diagrams of εHf (t) versus age for the Dasuji complex (after Xiao et al., 2004; Yang et al., 2006; Chen et al., 2009)

正长花岗斑岩的εHf (t)值为-11.6～-8.1，平均值为-9.87，tDM2为1774～1990 Ma，平均值为1884 Ma。εHf (t)值分布范围在较窄的范围内，表明其源区组分比较单一，在年龄-εHf (t)图解(图10)中，正长花岗斑岩所有点均落入燕山褶皱带内岩浆岩区，而远离中亚造山带内岩浆岩区域，同时位于古元古代地壳Hf同位素演化区域。同样存在壳幔混源和单一地壳来源2种解释，结合上述区域地壳增生事件，笔者认为正长花岗斑岩很可能来自于古元古代晚期地壳物质的部分熔融。由于正长花岗斑岩具有相对较大的εHf (t)值，结合前文正长花岗斑岩地球化学特征(相对高的w(Cr)和 w(Ni))，笔者认为其更可能来自于基性程度较高的下地壳。

花岗斑岩的εHf (t)值为-21.1～-10.3，平均值为-17.1，tDM2为1907～2587 Ma，平均值为2338 Ma。εHf (t)值分布范围在较窄的范围内，表明其源区组分比较单一，在年龄-εHf (t)图解(图10)中，花岗斑岩所有点均落入燕山褶皱带内岩浆岩区，而远离中亚造山带内岩浆岩区域，同时位于新太古代-古元古代地壳Hf同位素演化区域。结合上述分析，笔者认为花岗斑岩主要来自于古元古代地壳物质的熔融，并有少量新太古代地壳物质的参与。

5.4 地球动力学背景

大苏计杂岩体的岩石类型为石英斑岩、正长花岗斑岩和花岗斑岩，岩石均属高钾钙碱性系列。它们普遍富集Rb、Th、U、K、La、Ce、Zr和Hf，强烈亏损Ba、Sr、P和Ti。此外，这些岩石的Ce、Zr、Hf、Sm、Y和Yb含量明显低于Pearce等(1984)建议的洋中脊花岗岩相应元素的含量。除了正长花岗斑岩外，岩石普遍具有明显的Eu负异常。上述的地球化学特征表明大苏计杂岩体形成于同碰撞或后碰撞环境。前已述及，这些岩石主要属于高分异的I型花岗岩，暗示其不可能形成于同碰撞环境。在图11a中，大苏计杂岩体中的石英斑岩和花岗斑岩主要落入后造山花岗岩区域，而正长花岗斑岩均落入岛弧、大陆弧和大陆碰撞花岗岩区域；在图11b中，大苏计杂岩体主要落入后造山花岗岩区域及其附近；在图11c中，大苏计杂岩体中的石英斑岩和花岗斑岩主要落入板内花岗岩区域，而正长花岗斑岩样品落入后碰撞花岗岩区域；在图11d的R1-R2图解中，大苏计杂岩体的样品主要在后造山花岗岩区域附近。上述花岗岩形成环境判别图表明大苏计杂岩体形成在后碰撞或后造山环境。

近年来一个更为有趣的现象被不断报道，也就是睡眠不足会导致儿童体重增加，容易出现肥胖。在本课题组进行的针对汉族儿童的研究发现，在3～4岁儿童中睡眠时间少于9h的儿童发生肥胖的危险是睡眠大于11h的4．76倍［2］。更具说服力的报道来自一篇有关睡眠不足与肥胖关系的荟萃分析研究，研究者对涉及不同国家63万人数据进行分析后发现，与每天睡眠＞10h的儿童及青少年相比，睡眠≤10h的发生肥胖率增加89%［3］。进一步分析原因后发现，睡眠不足后导致与食欲密切相关的瘦素水平下降，以及胃泌素水平升高可能是其中机制之一。

大量研究事实表明，古生代末期，随着古亚洲洋自西向东的逐渐关闭，华北板块与西伯利亚板块逐渐拼合成为一个整体，从此进入陆内演化阶段。而关于古亚洲洋何时、何地全面闭合也一直存在争议，但是大部分学者认为二者最终拼合的时间为二叠纪末—早三叠世，地点为索伦山—林西(西拉沐伦)—长春—延吉一线(代军治等，2006；李锦轶等，2009；周振华等，2010；Zhou et al., 2012)。聂风军等(2011)以大量张性断裂、碱性和高钾钙-碱性侵入岩体或火山岩(246～199 Ma)及具有幔源组分的花岗岩的出现为依据，认为自中三叠世开始，受地壳重力塌陷、岩石圈的拆沉作用和软流圈上涌等因素影响，华北克拉通北缘及其北侧兴蒙造山带处于后碰撞伸展阶段。而曾庆栋等(2012)则认为，华北板块与西伯利亚板块的碰撞作用持续到了三叠纪中期，因为在三叠纪早-中期发现了磨拉石沉积建造及具有同碰撞特征的花岗岩(236～248 Ma)，这些发现标志着该区强烈碰撞造山作用的发生和碰撞过程的结束( 刘伟等，2003; 2007；Davis et al.，2004；李锦轶等，2007) 。虽然对于华北板块与西伯利亚板块持续碰撞时间上存在不同认识，但是一致认为在三叠纪晚期，该区已经进入后碰撞伸展阶段。大苏计矿床内石英斑岩、正长花岗斑岩和花岗斑岩均形成于晚三叠世(220～234 Ma之间)，因此岩石的形成均与后碰撞或后造山伸展作用相关。

6 结 论

(1) 大苏计矿区内存在3期岩浆活动，由早到晚依次为石英斑岩、正长花岗斑岩和花岗斑岩，锆石U-Pb年龄分别为(234±3)Ma、(225±4)Ma和(220±4)Ma，岩浆活动均发生在印支期。

在春季的“大麦黄”和秋季的白露前一星期，使用1次杀纤毛虫的药物，隔日再用1次消毒药物，以预防寄生虫病的发生。

(2) 大苏计杂岩体为高硅、富碱的高钾钙碱性系列岩石，正长花岗斑岩为正常的I型花岗岩，而石英斑岩和花岗斑岩均为高分异的I型花岗岩，岩石均形成于后碰撞或后造山伸展环境。

(3) 石英斑岩来自于古元古代地壳物质的部分熔融； 正长花岗斑岩来自于古元古代晚期地壳物质的部分熔融； 花岗斑岩也主要为古元古代地壳物质部分熔融的产物， 但有少量新太古代地壳物质参与。

  

图 11 大苏计杂岩体形成的构造环境判别图a. w(SiO2)对w(Al2O3)判别图(底图据Maniar et al, 1989)；b. w(MgO)对w(TFeO)判别图(底图据Maniar et al,, 1989)；c. w(Y+Nb)对w(Rb)判别图(底图据Pearce, 1996)；d. R1对R2判别图(底图据Batchelor et al, 1985)CAG—大陆弧花岗岩类；CCG—大陆碰撞花岗岩类；CEUG—与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类；IAG—岛弧花岗岩类；ORG—大洋中脊花岗岩；POG—后造山花岗岩类；Post-COLG—后碰撞花岗岩；RRG—与裂谷有关的花岗岩类；Syn-COLG—同碰撞花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；WPG—板内花岗岩；Ⅰ—地幔分异的花岗岩；Ⅱ—板块碰撞前的花岗岩；Ⅲ—碰撞后隆升的花岗岩；Ⅳ—晚造山花岗岩；Ⅴ—非造山花岗岩;Ⅵ—同碰撞花岗岩；Ⅶ—后造山花岗岩Fig. 11 Tectonic discrimination diagrams of the granitic complex in the Dasuji deposita. w(SiO2) versus w(Al2O3) diagram (after Maniar et al., 1989); b. MgO versus TFeO diagram (after Maniar et al., 1989); c. Y + Nb versus Rb diagram (after Pearce, 1996); d. R1 versus R2 diagram (after Batchelor et al., 1985)CAG—Continental arc granitoids; CCG—Continental collision grantoids; CEUG—Continental epeirogenic uplift granitoids; IAG—Island-arc granitoids; ORG—Oceanic ridge granites; POG—Post-orogenic granitoids; Post-COLG—Post-collisional granites; RRG—Rift-related granitoids; Syn-COLG—Syn-collisional granites; VAG—Volcanic arc granites; WPG—Within-plate granites; Ⅰ—Mantle-differentiated granites;Ⅱ—Pre-collisional granites; Ⅲ—Post-collisional uplifting granites; Ⅳ—Late-orogenic granites; Ⅴ—Anorogenic granites; Ⅵ—Syn-collisional granites; Ⅶ—Postorogenic granites

志 谢 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年得到中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室侯可军博士和王倩博士的帮助；Lu-Hf同位素测试得到中国地质科学院大陆构造与动力学国家重点实验室吴才来老师的帮助；审稿人提出了很好的修改意见；再此一并志以诚挚的感谢。

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