斑岩型矿床是铜、钼等金属的最重要来源，常常呈巨型矿化带产出，如环太平洋的安第斯山 斑岩铜矿化带和西南太平洋斑岩矿化带（Hedenquist et al., 1994; Candela et al., 200 5; Sillitoe, 2010）。矿床作为巨量金属异常富集的产物，在一个地区大量集中地产出， 绝非是一种孤立或者偶然的地质事件，而是地球动力学演化过程中特殊条件下、特殊阶段内 的一种特殊的地质体。因此，其形成过程及其控制因素一直是矿床学家探讨的重点（如Sill itoe et al., 2005; Groves et al., 2007; Sillitoe, 2010; 毛景文等，2005; 陈衍景等 ，2012; 侯增谦等, 2015; Chen et al., 2016）。就斑岩铜矿床而言，大洋板块俯冲是其 主要产出环境（Sillitoe et al., 2005; Groves et al., 2007; Sillitoe, 2010）。它们 的构造_岩浆_热液成矿模式已经比较成熟，强调了大洋板块在俯冲过程中的脱水及其对俯冲 板块上方地幔楔的交代和改造，促使地幔楔的熔融，从而形成具有较高水含量（弧岩浆通常 含水>6%），较高氧逸度（成矿岩浆的f(O₂)可高达NNO+2.2（NNO为Ni_NiO），地幔 楔f(O₂)可高达QFM+1.4（QFM为铁橄榄石_磁铁矿_石英），较高硫含量（如爪哇岛 弧基性包体中含硫350×10^-6～2900×10^-6，其下地幔楔中可能含硫256×10 -6～465×10^-6，并主要呈硫酸盐形式），以及较高亲硫金属元素的一套熔浆（ 如爪哇岛弧基性包体中含铜190×10^-6）（Brandon et al., 1996; Carroll et al., 1985; De Hoog et al., 2001; Richards, 2003; C andela et al., 2005; Audétat et al., 2006）。大洋板块俯冲环境下斑岩铜矿床的构造 _岩浆_热液成矿模式有效解决了斑岩成矿带形成过程中的一些关键问题，如成矿过程中所需 金属、水和硫等配体的来源及富集机制问题，并可解释不同地质历史阶段下与板块俯冲活动 有关的斑岩铜矿床的形成。斑岩钼矿床的产出环境和形成过程具多样性， 根 据其矿化特征和产出环境主要分为2种类型：与大洋板块俯冲有关的低F型钼矿床和与伸展活 动有关的高F型钼矿床（White et al., 1981; Mutschler et al., 1981; Westra et al.,1 981；Carten et al., 1988; Ludington et al., 2009a；2009b）。这两者中，高F型斑岩 钼矿床以其巨大的规模、较高的品位（Wallace et al., 1993; Brooks et al., 2004; Lud ington et al., 2009a; Chapin, 2012）和独特的成矿作用，往往更受到矿床学家的重视。 但由于缺乏同时代大洋板块的俯冲环节为其提供巨量的金属、流 体及其他配体，因此对其形成过程，尤其是成矿岩浆的源区、属性、演化过程以及钼的富集 机制等方面，研究程度远不能与大洋板冲环境中产出的斑岩型铜矿床可比。
        中国是一个钼资源量丰富的国家。据美国地质调查局的统计数据显示，中国从2007年以来已 经超越智利成为世界第一钼矿产量大国（USGS, 2009）。秦岭造山带的钼矿床非常发育，构 成了一个世界级的钼矿带（Mao et al., 2011；陈衍景等，2012）。在兴蒙造山带及相邻的 华北板块北缘也产出有大量的大型、超大型斑岩钼矿床，如岔路口、曹四夭和查干花等斑岩 钼矿床（刘翼飞等, 2011a; 2012b；聂凤军等, 2013; Liu et al,. 2014,; Wu et al., 20 17）等。前人对兴蒙造山带及华北板块北缘钼矿床的成因开展了大量的研究，尤其从成矿环 境角度方面开展了大量的探讨（毛景文等，2005；陈衍景等，2012; Zeng et al., 2013 ；Jiang et al., 2014；侯增谦等，2015; Chen et al., 2016）。本文在总结前人认识的 基础上，对兴蒙造山带及华北板块北缘的2条钼成矿带的成矿背景、分布规律、矿床共生组 合特点、矿床的分类等进行了总结，并通过对比的方法来分析这2条钼成矿带成因上的一些 科学问题，着重从成矿岩浆源区塑造过程的角度来初步探讨它们的成因。
        自从20世纪80年代以来，国际上的矿床学家就已经开始对斑岩钼矿床的分类进行认真的思考 。尽管有不同的方案，但是大多依据矿床的构造环境、产出特点和成矿岩浆的属性 来 对矿床进行划分。Sillitoe（1980）根据成矿环境的差异将钼矿床划分为裂谷型和俯冲带型 ；Mutschler 等(1981)依据成矿岩体的属性将钼矿床分为花岗闪长岩型和花岗岩型；White 等(1981)也根据成矿岩浆的属性将斑岩钼矿床划分为Climax型（花岗岩型）和石英二长岩型 ，Westra等(1981)则通过定量的地球化学方法，将斑岩钼矿床分为钙碱性斑岩钼矿床、碱钙 性斑岩钼矿床及碱性斑岩钼矿床。尽管分类的名称有所不同，但是上述几种分类方案是对应 一致的。俯冲带型、花岗闪长岩型、石英二长岩型与钙碱性钼矿床是一致的，而裂谷型、花 岗岩型、Climax型则与碱钙性及碱性钼矿床是一致的。Ludington等（2009a；2009b）将它 们分别称为低F型和高F型斑岩钼矿床。由于F含量是区分2类矿床比较直观的方法，可 以通过矿床中萤石的含量以及一些副矿物中的F含量来进行简单的区分，因此本文采用高F型 和低F型的分类方法，对比了2类斑岩（_矽卡岩）钼矿床的特征（表1）。
        目前被归为低F型的斑岩钼矿床主要产出于加拿大及美国西北部的科迪勒拉山系，但系统性 的研究工作还相对缺乏。现有的资料表明，低F型斑岩钼矿床本身含有一定的铜，或者与同 时代的斑岩铜矿床共生产出，其形成主要与陆缘弧构造环境有关（Ludington et al., 2009 b）。高F型斑岩钼矿床主要产出于伸展构造环境，如美国科罗拉多地区Rio Grande裂谷内产 出的新生代斑岩钼矿带（white et al., 1981），东格陵兰火山_离散大陆边缘 （Volcanic_ rifted margin）产出的古近纪斑岩钼矿带（Brooks et al., 2004），挪威Os lo大陆裂谷中产出的二叠纪斑岩钼矿带（Schnwandt et al., 1983），中国华北板块南缘 晚侏罗世至早白垩世形成的斑岩钼矿床（Mao et al., 2011），华北板块北缘产出的部分斑 岩钼矿床（Zeng et al., 2011；2012; Zhang et al., 2009; 陈衍景等，2012）。这样一 些伸展构造环境，可以是威尔逊旋回中的不同阶段，如板块俯冲停止后伸展阶段——美国科 罗 拉多地区的Rio Grande裂 谷， 如大陆裂谷——东格陵兰火山_离散大陆边缘和
    表 1高F型和低F型斑岩钼矿床特征对比表
     Table 1Geological characteristics for high_F and low_F types of porphyry Mo de posits
    注： 本表所述特征根据Mutschler等(1981), Westra等(1981), White等 (1981), Carten等 (1993)和Ludington等(2009a；2009b)文献总结。 挪威Oslo大陆裂谷， 但是伸展是它们共同的特征。
        高度分异的成矿岩浆。伸展构造环境下产出的高F型斑岩钼矿床的成矿岩浆具有高度分异的 特征，总体表现为：① 成矿岩浆一般发育于大规模、强烈岩浆活动周期的晚期，如与美国R io Grande裂谷、挪威奥斯陆大陆裂谷和东格陵兰大陆裂解岩浆活动有关的钼矿化（Schnw andt et al., 1983；Aldrich et al., 1986; Perry et al., 1987; Brooks et al., 2004 ；Moucha et al., 2008; Ludington et al., 2009a; Berglund et al., 2012）；② 矿化 常常产出于多期、多相的复式火成杂岩体，岩性主要为高分异的I型、过铝质S型及过碱 性花岗岩，通常非常富钾，为高钾钙碱性及钾玄岩系列（Mutschler et al. 1981; White e t al., 1981; Westra et al., 1981; Mao et al., 2011）；③ 微量元素也显示出 高 度演化的特征，如美国科罗拉多地区的Climax型斑岩钼矿床成矿岩体中通常含 (200～800) × 10^-6的 Rb，同时也非常富集F（Westra et. al, 1981；Ludington et al., 2009a; Mercer et al., 2015）。最近的熔体包裹体原位成分研究显示，这种富集大离子亲石元素的特征 是 成矿岩浆演化的结果（Lerchbaumer et al., 2013; Audétat et al., 2008；2011; Zhang et al., 2012; Audétat, 2010；2015）。
        成矿岩浆及物质的源区。高F型钼矿床成矿岩浆和成矿物质的来源一直存在较大争议。上地 壳可能成为钼的来源，Os同位素研究显示，奥斯陆裂谷内太古代—古元古代绿片岩相至麻粒 岩相变质作用可能形成辉钼矿（Bingen et al., 2003；Stein, 2006）。基于Sr、Nd、Pb同 位素的研究，大量科学家认为下地壳是成矿岩浆和金属的源区（Candela et al., 2005; Se edorff et al., 2005; Sinclair, 2007; Chapin, 2012），但Sr、Nd、Pb同位素很难区分 富 集的陆下岩石圈地幔和下地壳源区（Pettke et al., 2010）。因此，最近的研究者倾向于 用元素性质及其在地幔、陆壳中的丰度和比值来探讨成矿物质的源区。研究显示，如果成矿 物质来源于下地壳，那么Mo/Rb比值将低于0.013～0.009，但熔体包裹体成分分析显示Mo/ Rb比值远高于地壳来源的合理范围（最高达0.033），而且在Mo对Rb和Mo对Cs图解（图1） 中通常延伸至OIB的范围，因此，交代的陆下岩石圈 地幔被认为更有可能是高F型钼矿床成矿岩浆和金 属的源区（Audétat, 2010；2015; Audétat et al., 2011; Lerchbaumer et al., 2013），这种认识也被熔体包裹体的Pb同位素研究所证实（Pettke et al., 2010）。云母 类、磁铁矿、钛铁矿等矿物含有较高的Mo、W、Pb和Zn等元素，富含这些矿物的岩石在脱 水部分熔融及变质作用过程中能够释放大量的成矿元素，从而为成矿岩浆提供金属 物质（Bi ngen et al., 2003; Mercer et al. 2015）。也有研究认为，富Mo沉积物（岩）在 随板块 俯冲到地幔或深埋等条件下发生部分熔融也可能形成富Mo的原始岩浆（孙卫东等，2015）。 
        高F型钼矿床含有较高的F是其重要特点。成矿岩浆中w(F)可达0.5%～1%，例如Climax 成矿期石英斑晶中的熔体包裹体w(F)平均为3.5%，Henderson矿区成矿前火山岩石 英斑晶中的熔体包裹体w(F)也达到3300×10^-6～9800×10^-6（图2，A udétat, 2015; Mercer et al.，2015）。黑云母在成矿岩体中的含量通常较高，因此是主 要的富F矿物相，其w(F)可达3%～8%，其他的一些副矿物如黄玉、磷灰石均可能含 有较高的F (Westra et al., 1981; Carten et al., 1988; Ludington et al., 2009a; Me rcer et al.，2015; Audétat, 2015; Sun et al., 2015)。虽然前人对于F的源区的研究 较少，但对于Cl的来源却做了较多的研究。研究认为俯冲过程中的脱水 流体含有较高的Cl，很可能是弧后盆地火山岩中Cl的主要来源（Sun et al., 2007），俯冲结束后的科罗拉多Rio Grande裂谷玄武岩中的Cl很可能来源于俯冲结束 前Farallon板块脱水交代的陆下岩石圈地幔（Rowe et al., 2009）。由于F和Cl均为卤素元 素，具 有相似的地球化学属性，因此，F和Cl通常在成矿岩浆中同步演化，如Henderson钼矿区火山 熔岩中石英斑晶的熔体包裹体内同样含有较高的Cl（2300×10^-6～3500×10^-6 ，Mercer et al.，2015），因此F和Cl可能有类似的来源（但流体出溶阶段F和Cl在流体/熔 体间的分配系数相差较大，F趋向于分配至熔体，Cl趋向于分配至流体）。Henderson矿区 钾镁煌 斑岩中的黑云母也含有较高的F，因此，高F型斑岩钼矿床成矿岩浆中的F通常被认为是同岩 浆 来源，是岩浆演化过程中逐渐富集的结果（Mercer et al. 2015），很可能也来源于受交代 的陆下岩石圈地幔。
        成矿岩浆的形成。如上所述，最近研究结果认为高F型钼矿床的成矿岩浆更有可能来源于陆 下岩石圈地幔，伸展环境下的低程度减压部分熔融可能是碱性岩浆形成的有效机制 （Ro et al., 1992; Anthony et al., 1989；Neumann et al., 2002; Wilson, 2005；Cor fu et al., 2008；Moucha et al., 2008; Wijk et al., 2008）。在这个过程中，交代的 陆下岩石圈地幔（由金云母、斜方辉石、单斜辉石、角闪石组成的方辉橄榄岩）经脱水熔融 可以形成类岛弧微量元素分布特征的富碱性岩浆（Pettke et al., 2010）。这些富碱性岩 浆在就位到地壳浅部的过程中（可能有15～33 km深），将在下地壳不同深度发生停滞形成 岩浆 房，并和围岩进行热交换和物质的混染（Quadt et al., 2011）。深部基性碱性岩浆的周 期性注入造成的热扰动将有利于不同深度的岩浆房内岩浆的演化和分异，并最终形成上地壳 更富集地幔不相容元素的流纹质高分异型近矿岩浆房（13～8 km）。深部岩浆的注入也将维 持缓慢结晶的动力 学环境，为大规模岩浆房中成矿元素分配至晚期残余熔体提供充分的演化时间（Shinohara et al., 1995; Lerchbaumer et al., 2013）。也有研究认为碱性岩浆的水含量相对较低， 需要较高的熔融温度才能形成，俯冲板块的断离、岩石圈拆沉及伸展作用对于中国东北地区 不同时期的A型花岗岩的形成有重要作用（Wu et al.，2002）。
        成矿岩浆的演化。大规模的岩浆房和成矿物质在晚期富水熔体中的富集是高F型钼矿床得 以形成的2个重要条件。与俯冲环境斑岩矿床成矿岩浆相比，高F型钼矿床成矿岩浆具有较 低的Mo饱和溶解度（<20×10^-6～27×10^-6），因此，岩浆房规模的大小是影 响斑岩钼矿床规模的重要因素，具有经济价值的钼矿床的岩浆房一般规模达到40～180 km³（Lerch ba umer et al., 2013; Audétat, 2015; Mercer et al., 2015）。钼成矿流体出溶前的成矿 熔体的成分总体上为流纹质，含有较高挥发分（w(H₂O)≥5%、w(F)≥0 .5%、w(Cl)≥0.03%和w(CO₂)≤600×10^-6），以及富集大离子 亲石元素和成矿元素（w(Mo)=7×10^-6～24×10^-6、w(W)=4 ×10^-6～14×10^-6、w(Pb)=21×10^-6～52×10^-6、 w(Zn)=28×10^-6～2700×10^-6），流体出溶时可能演化成为极为富水、F 和金属的熔体（w(H₂O)≥7.5%、w(F)≥6.6%、w(Mo)=100×1 0^-6）（Lowenstern, 1994; Klemm et al., 2008; Audétat, 2015; Mercer et al ., 201 5）。在熔体压滤和晶体沉降机制的作用下，成矿岩浆在演化过程中经历了显著的结晶分异 ，可能有45%～55%甚至60%～70%的晶体分离（可能有石英、长石和黑云母），也伴随着显著 的 减压去气作用（如CO₂的去气作用）（Mercer et al., 2015）。因为Mo在碱性硅酸盐熔体 中 主要以高价态的MoO^2-₄形式存在（Farges et al., 2006a；2006b），不会以Mo 4+的形态分配到钛铁氧化物的晶格而结晶分离，因此，在岩浆演化过程中能够持续 的富集（Lowenste rn et al., 1993; Audétat et al., 2010），这个过程也是大离子亲石元素、其他成矿元 素以及F等配体得以持续、有效的富集的过程（图1、图2）。值得注意的是，Mo矿成矿岩浆 演化过程中形成的一些副矿物的含量虽然不是很高，但Mo在这些矿物与岩浆之间具有较高的 分配系数（如磁铁矿、钛铁矿和黑云母，D_{Mo,矿物/熔体}分别为29、11和2）， 因此这些副矿物的分离将显著影响残余熔体中的Mo含量（Candela et al., 1990; Lowenste rn et al., 1993; Mercer et al., 2015）。结晶分异作用虽然是成矿元素富集的重要因素 ，但并不是辉钼矿沉淀的主要机制（Audétat et al., 2011），由于Mo在流体和熔体之间 具有较高的分配系数（D_{Mo,流体/熔体}=17～20，Audétat, 2010; 2015; Mercer et al., 2015），在岩浆晚期大量富集的Mo会随着流体的出溶进入流体相中，并沉淀为 辉钼矿（图2）。
        在成矿岩浆演化的过程中，成矿岩浆如何从岩浆房就位到矿化区域，前人对此进行过多种模 式的探讨，如含矿流体在浮力作用下的上升模式、含矿流体的对流模式以及含矿岩浆的对 流模式 （Shinohara et al., 1995）。富含挥发分的含矿岩浆的对流被认为是最为有效的模式，它 们主要以晶粥的形态（如7%的水（质量分数）以及30%的斑晶（体积分数），其余为熔体） 从深度大于8～13 km的岩浆房开始上升，并在上升过程中不断地去气和结晶，去气后的岩浆 由于密度较高，在对流过程中下降回到岩浆房。成矿岩浆将最终到达浅部2～4 km的矿化 区 域，由于晶体含量的增加，成矿岩浆逐渐变成刚性（Shinohara et al., 1995; Mercer et al., 2015）。而深部岩浆的周期性注入，将维持深部岩浆房较慢的结晶速度，并有利于成 矿 岩浆房的对流以及成矿流体在顶部的释放（Hildreth et al., 1988; Harry et al., 1995; Pettke et al., 2010; Mercer et al., 2015），也保持岩浆房处在未固结或半固结的 状态，使得成矿元素不至于被结晶相“锁死”而无法分配至后期出溶的流体之中。
        岩浆的氧逸度（f(O₂)）和含水量是影响钼在岩浆演化过程中富集或者分离的的关键 参数(图3a、b)。较低的f(O₂)有利于Mo元素的富集过程（Candela et al., 1984; Za jacz et a l., 2008; Herd, 2008; Jugo et al., 2010; Audétat et al., 2011; Zhang et al., 20 12）。研究显 示，高F型斑岩矿床成矿岩体的 石英斑晶中可见磁铁矿和钛铁矿的共生组合，显示 成矿岩浆的f(O₂)主要在NNO附近，显著低于斑岩NNO is Ni_NiO，FMQ is fayalite_magnetite_quartzCu_Au矿床的成矿岩浆的f(O ₂)（H ₂S_SO₂界面，图3b，Mercer et al., 2015）。当f(O₂)≥NNO时，四价钼在熔体 中 的比例将增加并将分配到结晶分离的铁钛氧化 物中，进而降低钼在熔体中的含量。同时，由于在硅酸盐熔体中钼主要以 MoO^2-₄的形式存在，但H₂MoO₄具有挥发性，较低f(O₂)的碱性岩浆也可 以防止钼在早期岩浆演化中挥发，进而使钼不断地富集（Lowenstern et al., 1993）。虽 然较低的f(O₂)和逐渐降低的温度使得Mo在成矿岩浆中具有更低的饱和浓度，因此， 钼 在f(O₂)较高的俯冲环境斑岩铜_钼矿床的成矿岩浆内通常达不到不饱和状态，而 在 f(O₂)较低的高F型钼矿床的成矿岩浆中则常常达到饱和（Lowenstern et al., 1993; Au détat et al., 2011）。但对于高F型钼 矿床来说，成矿岩浆房具有较大规模并含有大量的挥发分，因此，在成矿岩浆演化的晚期 有流体不断出溶的情况下，岩浆中的钼将大量分配到流体之中。同时，钼从熔体相分配至流 体相也会打破结晶相与熔体相之间钼的平衡分配，进而减少钼在分离结晶矿物中的分配，因 此，即使Mo在岩浆中达到饱和，成矿系统内>95%的Mo将最终分配至熔体相中（Lowenstern e t al ., 1993），并最终分配至出溶的流体相内。这也说明岩浆房具有较高水含量，并在岩浆房 没有完全固结的情况下达到水过饱和并有流体出溶，是促使Mo大量分配至成矿热液中的关键 。
        热液出溶后，f(O₂)和f(S₂)、温度和pH值是影响Mo在溶液中溶解度的重要参数 。 Mo在NaCl水溶液中的溶解度将随着f(O₂)、温度和盐度的上升而上升，随着f(S ₂)的上升而下降，随着pH值的下降而下降（Audétat et al., 2003; Zhang et al., 2 012 ），因此，出溶后的热液如果具有较高的f(O₂)，将使Mo更为有效地分配至流体 相。在兴 蒙造山带及华北板块北缘内，超大型斑岩钼矿床（>100万吨Mo，如岔路口和曹四夭）与规模 相 对较小的斑岩钼矿床（如查干花）相比，在早期的热液阶段往往有更大量的磁铁矿沉淀，显 示成矿热液具有相对更高的f(O₂)。
        F在成矿岩浆演化中的作用。虽然F在岩浆中不与Mo组成络合物并影响Mo的分配（Tingle e t al., 1984; Farges et al., 2006b），但F在成矿岩浆的演化中具有重要的作用。研究显 示，成矿岩浆中的w(F)一般0.5%，平均能达到3.5%，流体出溶时熔体w(F)可 达6.6%，成矿后岩浆w(F)降低到1.1%以下（Audétat, 2015）。岩浆中相同含量 的F比相同含量的水能更有 效的降低岩浆的固相线及粘度，增加熔体中水的溶解度，降低岩浆的结晶温度，进而延长岩 浆的演化时间，并促进岩浆的分异和钼的富集，同时也使成矿岩浆更容易上升，方便晚期流 体的出溶（Manning, 1981; Westra et al., 1981; Tingle et al., 1984; Lowenstern et al., 1993; Scaillet et al., 2004; Mercer et al., 2015）。F在流纹质熔体中比 流体中具有更高的分配系数，因此在流体出溶以后，F仍将主要存在于熔体中并维持熔体较 低的粘度和固相线（Mercer et al., 2015），进而有利于成矿岩浆的演化。               板块俯冲过程中构造_岩浆活动将对俯冲方向一侧的大陆产生重要的影响，正如我们现 在所观察到的太平洋板块（以及太平洋洋中脊东侧已俯冲殆尽的大洋板块）的俯冲在南、北 美大陆上形成了宽阔的陆缘弧造山带一样，虽然古亚洲洋是否向南俯冲有过争议，但是目前 大部分研究认为存在古亚洲洋的向南俯冲（王荃等, 1991；Davis et al., 2001; Xiao e t al., 2003; Xu et al., 1997; Zhang et al., 2007a；2007b），因此古生代期间古亚洲 洋的南向俯冲也必然对其南侧的华北克拉通产出巨大的影响。有研究认为，这个过程中带入 物质的活化可能对华北克拉通北缘火山岩源区物质组成产生重要的影响（周新华等，2001） ； 也有研究显示，中生代的华北克拉通中央陆下岩石圈地幔被改造程度比边缘要轻，因此这种 改造被认为是环绕华北克拉通的俯冲所致（Zhang et al., 2003）。因为上述原因，本文研 究的范围包括2大构造单元：一是兴蒙造山带，二是兴蒙造山带南侧可能受到古生代古亚洲 洋俯冲改造的华北板块北缘地区（图4）。
        华北板块是中国最古老的克拉通之一，其北缘经历了新太古代结晶基底的形成，古元古代克 拉通的拉伸_破裂事件以及其后的闭合、拼合及被动大陆边缘的裂解，和中新元古代的多期 裂谷事件（Zhai et al., 2011; Zhao et al., 2012）。兴蒙造山带则属于中亚巨型造山带 的东段，是古亚洲洋向西伯利亚板块和华北板块两侧逐渐俯冲增生并最后闭合的结果，并在 古生代末期至中生代期间经历了显著的构造体制转换，由古亚洲洋的俯冲构造体制逐渐转换 为伸展构造体制，但是具体的时限还存在争议（Jahn et al., 2000; Xiao et al., 2003; Meng, 2003; Li, 2006; Zhang et al., 2007a; 2007b; Chen et al., 2009; 赵越等, 201 0; Wang T. et al., 2011; Xu et al., 2013；2015; 许文良等, 2013），局部地区可能受 到鄂霍次克洋构造域和太平洋构造域叠加改造作用（Wu et al., 2006; Guo et al., 2010; Tomurtogoo et al., 2005; 许文良等, 2013）。
        古亚洲洋闭合后，兴蒙造山带及相邻的华北板块北缘地区进入了以伸展为主的构造体制，并 在古生代末期至中生代期间形成了大量的高分异型、A型花岗岩及碱性侵入岩（后称为富碱 性侵入岩带，牟保磊等, 1992; 阎国翰等, 2000；2001；2002；2007; Jahn et al., 2001; Wu et al., 2002；2003a；2003b; Meng, 2003；石玉若等, 2007;任康绪等, 2004; Koval enko et al., 2006；陈志广等, 2008；任荣等, 2009；童英等, 2010；牛晓露等, 2016） 及双峰式火山岩（林强等, 2003）。从其中富碱性侵入岩的分布来看，构成了南、北2条巨 型的碱性岩带，一条为北部带，由二连浩特和东乌珠穆沁旗一直延伸至大兴安岭北段，并经 小兴安岭延伸至张广才岭，另一条沿着华北板块北缘展布（童英等，2010；Zhao et al., 2 016）。2条富碱性侵入岩带最终在辽宁东部相互衔接。虽然这2条富碱性岩带内的不同侵 入体及可能涉及到不同的成因模型（Wu et al., 2002; Yang et al., 2006；2008；2012； Zhao et al., 2016），但它们一致具高分异、富碱、富集大离子亲石元素、明显的负Eu异 常特征，显示出成岩过程中经历了明显的结晶分异过程（Jahn et al., 2000; Wu et al., 2003 a），同时作为整体也与南、北2条钼成矿带的产出具有紧密的时空一致性。另外值得注意 的 是，新生代期间在兴蒙造山带及邻近的华北板块北缘发育了一套碱性火山岩带，叠加产出于 2条富碱性侵入岩带内，也与南、北2条钼成矿带的空间分布范围大体一致（Li et al., 201 6；Guo et al., 2016）。               兴蒙造山带及其华北板块北缘钼矿化极为发育，目前至少发现40余处钼矿床（点），其中含 100万吨钼资源量的矿床3处，含10万吨以上不足100万吨钼资源量的矿床达16处，这19处规 模型矿床（钼金属量>10万吨）含钼资源量约888万吨（表2，图4）。由于这些钼矿床分别产 于兴蒙造山带以及可能受到古生代古亚洲洋俯冲改造的华北板块北缘及北缘增生带，可分为 南成矿带和北成矿带。这些钼矿床大部分为斑岩型，如岔路口、曹四夭和大黑山，其钼资源 量约占94%，部分为矽卡岩型，如翠宏山、杨家杖子和肖家营子。近年，陈衍景等（201 2）、Zeng 等（2012；2013）、Jiang等(2014) 和Chen 等(2016)已经对该区产出的钼矿化 的地质特征进行了大量的总结，因此本文主要从钼矿化时空分布、与区域内斑岩 型铜矿床的时代不共生性、钼矿化的长期性和整体性、与钼矿化有关的区域矿床共生组合、 区域的矿化分带以及钼矿化的分类等方面进行总结。
        兴蒙造山带及华北板块北缘型钼矿化主要形成于中生代期间，但从晚古生代期间已经开始形 成。近些年的勘查结果显示，在古亚洲洋向北俯冲形成的增生带内产出有一条北东向的钼成 矿带，并由小兴安岭向南延伸至张广才岭（图4，表2）。目前，在该钼成矿带发现的最早的 斑岩钼矿点为准苏吉花，Re_Os等时线年龄为（298.1±3.6） Ma，为早二叠世（刘翼飞等 ，2012b），而大规模钼矿化开始于早三叠世，如宝格达乌拉（必鲁甘干）斑岩钼矿床，与 矿化有关的似斑状花岗岩的侵位年龄为（240.9±2.5） Ma（刘勇等，2012；李俊建等，2 016），侏罗纪及白垩纪是最重要的钼矿化时期，形成了如迪彦钦阿木大型斑岩钼矿床（Sun et al., 2014, 2015; Leng et al., 2015），岔路口超大型斑岩钼矿床（刘翼飞等，2011 a; 聂 凤军等, 2011; Li et al., 2014; Liu et al., 2014; 胡新露等, 2014; 金露英等, 2014 ）及兴阿大型斑岩钼矿床（张成等，2013）。
        在华北板块北缘及古亚洲洋向南俯冲的增生带内，晚中三叠世是钼矿化大爆发式成矿的 重要时期，形成了大量的斑岩(_矽卡岩)型钼矿床，构成了一条近东西向的钼成矿带（图4） 。如撒岱沟门斑岩钼矿床形成于（236.5±2.2） Ma（Jiang et al., 2014），大苏计斑 岩钼矿床形成于（222.5±3.2） Ma（张彤等, 2009），西沙德盖斑岩钼矿床形成于（226 .4±3.3） Ma（侯万荣等，2010a）。侏罗纪及早白垩世是该地区斑岩钼矿床形成的顶峰 阶段，如兰家沟斑岩钼矿床形成于（181.6±6.5） Ma（黄典豪等, 1996; Han et al., 2 009），大黑山斑岩钼矿床形成于（168.2±3.2） Ma（王成辉等, 2011），肖家营子 斑岩_矽卡岩型钼矿床形成于（165.5±4.6） Ma（Dai et al., 2009），鸡冠山 斑岩钼矿床形成于（155±2） Ma（曾庆栋等, 2009），曹 四夭斑岩钼矿床形成于148 Ma （聂凤军等, 2013；Wu et al., 2017）。
        从总体上看，南、北2条成矿带内的钼矿化与斑岩铜矿化在时代上明显的不同。 在古生代期间，古亚洲洋向南北两侧的俯冲伴随着大量斑岩型铜矿床的形成。如向北俯冲形 成的多宝山铜钼矿床（（475.9±7.9） Ma, Zeng et al., 2014），欧玉陶勒盖 （Oyu Tolgoi）铜_金矿床（（373±1.2） Ma, Khashgerel et al., 2006），查干苏布尔加（Tsagaan Suvarga）铜_钼矿床（（370.0±5.9） Ma, Watanabe et al., 2000; 侯万荣等, 2010b）。
    注： 兴蒙造山带及华北板块北缘产出的其他钼矿床（点）还有：准苏吉花（298 Ma，刘翼 飞 等, 2012b）、车户沟（245 Ma，褚少雄等，2010）、库里吐（245 Ma, Zeng et al., 2012 ）、老家沟（235 Ma, Zeng et al., 2012）、西沙德盖（226 Ma，侯万荣等，2010a）、霍 吉河（181 Ma，张森等，2013；张琳琳等2014）、四方甸子（177 Ma，张勇等，2014）、刘 生店（168 Ma，王辉等，2011）、碾子沟（154 Ma，张作伦等，2009）、哈什吐（149 Ma， 张可等，2012；Zhai et al., 2014b）、半垃山（140 Ma, Zeng et al., 2012）、大草坪 （139 Ma，段焕春等, 2007；Jiang et al.，2014）、太平村（139 Ma，孙金龙等，2016） 、乌日尼图（139 Ma, 杨增海等, 2016）、大庄科（138 Ma, 黄典豪等, 1996）、小东沟（ 136 Ma, 聂凤军等, 2007b）、红山子（132 Ma, Zeng et al., 2012）、敖仑花（132 Ma, Ma et al., 2013）、宜里（132 Ma, 黄凡等, 2014）、太平沟（130 Ma, 翟德高等，2009 ）和含铜的太平川钼矿床（王召林等, 2014）。 
        乌奴格吐山等斑岩型铜矿床是个例外，形成于（177.6±4.5） Ma，是蒙古_鄂霍次克洋向 东 南俯冲作用的结果，而非古亚洲洋向西北俯冲及闭合的结果（Chen et al., 2011）。古亚 洲洋向南俯冲形成了白乃庙斑岩铜_金矿床（（445.0±3.4）Ma, Li et al., 2012）。这 些 斑岩铜_钼_金矿床主要形成于古生代，而钼矿化的形成肇始于古生代末期，大规模成矿作用 开始于三叠纪，在侏罗纪至早白垩世期间达到矿化的高峰，显示出斑岩铜、钼矿化在时代 上具有明显不共生性特点。
        不同类型斑岩型矿床（尤其与其他热液矿床组成的区域矿床共生组合）通常对应着不同的构 造环境。如斑岩型铜_金矿床常发育于成熟度相对较低的岛弧，斑岩型铜_钼矿床 常发育于成熟度较高的陆缘弧区域，高F型钼矿床通常形成于强烈的伸展环境（White et al ., 1981; Sillitoe, 2010）。兴蒙造山带及华北板块北缘斑岩铜、钼矿化形式的转换也指 示着区域内构造环境的转换（刘翼飞等, 2011a；2012b；Chen et al., 2016）。研究显示 ，Laramide造山作用使得美国西南部形成了大量的白垩纪—古近世（>55.8 Ma）斑岩铜_钼 矿床，如Santa Rita矿床（Sillitoe, 2010）与Laramide造山作用有关的压性构造向伸展 构造的转换在科罗拉多地区经历了大约6 Ma（43～37 Ma），这个时期开始发育铅、 锌 、银和金矿化，但与强烈伸展作用有关的大规模钼矿化主要开始于33 Ma（Chapin, 2012） ，显示Farallon板块俯冲结束至伸展活动形成大规模钼矿化经历了大约10 Ma，也显 示斑岩铜、钼矿化的转换经历了23 Ma以上。从整体上看，兴蒙造山带在东经120°以西的地 区有大量老于200 Ma的钼矿床，在东经约120°以东的地区目前还没有发现老于200 Ma的钼 矿床，由西向东有逐渐年轻的趋势，随后沿着大兴安岭主峰叠加了一次晚侏罗世至早白垩世 的钼矿化事件，并延伸至邻近的华北板块北缘区域，但没有延伸至华北克拉通的中央，南、 北2个钼成矿带的成矿作用也均在白垩纪快速趋于减弱并熄灭（图4）。如果美国科罗拉多地 区构造环境的转换及钼矿化的大规模形成与兴蒙造山带及华北板块北缘钼矿化的大规模形成 可以类比，那么兴蒙造山带及华北板块北缘三叠纪早期钼矿床的大量形成意味着古亚洲洋是 由西向东逐渐闭合的，洋壳的俯冲在兴蒙造山带的西段可能最终结束于二叠纪晚期（约255 Ma），而在兴蒙造山带的东段在三叠纪与侏罗纪之间（210～190 Ma）可能有一次洋壳闭合 过程。
        从目前的年代学数据来看，兴蒙造山带及华北板块北缘内钼的区域成矿作用均具有长期性的 特点。在北矿化带，钼矿化开始形成于晚古生代，如准苏吉花钼矿床（约298 Ma, 刘翼飞等 , 2012b），并与蒙古国南部伸展环境下形成的Khan Bogd碱性花岗岩基具有相似的形成时间 （约290 Ma, Kovalenko et al., 2006）。如果从准苏吉花斑岩钼矿床的形成开始至乌兰德 勒斑岩钼矿床的形成为止（131 Ma, 陶继雄等, 2009），兴蒙造山带及华北板块北缘的 钼 矿化成矿周期接近170 Ma。南、北2条矿化带大规模钼矿化均开始于早、中三叠世，其中北 矿化带内最早形成的大型斑岩钼矿床是宝格达乌拉（约241 Ma, 刘勇等，2012; 李俊建等, 2016），南钼化带内最早形成的大型斑岩钼矿床则是查干花（含矿花岗岩侵位于253～254 M a ，刘翼飞等, 2012a）。从这2个矿床形成开始，钼矿化沿着南、北2条矿化带大量形成。 因此，这2个矿床的形成可以代表兴蒙造山带及华北板块北缘大规模钼矿化作用的开始，至 乌兰德勒斑岩钼矿床的形成为止，钼矿化成矿周期也长达110 Ma。
        对于兴蒙造山带及华北板块北缘分布广泛的钼矿床，部分研究者倾向于将其划分为不同的成 矿带和成矿期来进行探讨。如：西拉木伦成矿带（Zeng et al., 2011）、燕辽成矿带（黄 典豪等, 1996）、三叠纪成矿期（Zeng et al., 2012）及中生代成矿期（毛景文等，2005 ）等。同时，也有研究也认为，这种不同阶段的成矿作用的发生具有不同的成矿机制，如： 俯冲增生构造体制结束后的大陆碰撞环境（陈衍景等, 2012）、三叠纪碰撞后伸展环境（Zh ang et al., 2009）、三叠纪西伯利亚板块与华北板块之间的同碰撞环境（Zeng et al., 2 011； 2012）、侏罗纪碰撞后伸展环境（毛景文等，2005）、侏罗纪期间由古太平洋西向俯 冲构造形成的挤压环境（Zeng et al., 2012; Han et al., 2009）、侏罗纪构造转换阶段 （Zhang et al., 2009）、白垩纪的岩石圈减薄事件（毛景文等, 2005; Zhang et al., 20 09）以及鄂霍次克构造体制的产物（Chen et al., 2016）。随着越来越多斑岩钼矿床被发 现，这些独立的钼成矿带逐渐连接成为一个连续的整体（图4），总体上分布于受古亚 洲洋向南北两侧俯冲所影响的兴蒙造山带及华北板块北缘，在华北板块北缘及兴蒙造山带的 西部（大约东经120°以西），主要沿着造山带的外侧分布，在兴蒙造山带的东部（大约东 经1 20°以东），主要围绕松辽盆地外侧分布，构成了南、北2个巨型钼成矿带，并在东西首尾 相连。南矿化带和北矿化带总体的启动时间、峰期和逐渐熄灭的时间大体是一致的。三 叠纪至早侏罗纪的钼矿化启动的时间，总体上由西向东逐渐迁移。沿着大兴安岭并 向下延伸至华北板块北缘叠加了一期晚侏罗世至早白垩纪早期的钼矿化，但基本叠加于三叠 纪至早侏罗世的钼成矿带内。笔者认为这些钼矿床是受古生代俯冲所塑造的岩浆源区的控制 （后文讨论），应视为统一的整体（图4）。
        兴蒙造山带内斑岩钼矿床的形成虽然具有一定的多期性，但从成矿年代学研究看是连续的 。从查干花成矿岩体的就位时间253 Ma开始，以查干花、车户沟、查干 花、宝格达乌拉、撒岱沟门、西沙德盖以及大苏计斑岩钼矿床相继形成，成矿时代的间隔总 体上都不超过10 Ma，具有明显的连续性。这些矿床主要形成于早、中三叠世，可以认为是 古亚洲洋封闭以后整体成矿期的一个次级成矿期，之后钼矿化作用进入相对静默阶段，直至 翠宏山、大石河、鹿鸣、兰家沟、杨家杖子、季德屯、大黑山、福安堡、肖家营子、迪彦钦 阿木、鸡冠山、曹四夭、岔路口、小东沟及乌兰德勒等斑岩钼矿床在侏罗纪和白垩 纪期间相继形成，成矿时间间隔最长不超过11 Ma，也具有明显的连续性（表2）。由于部分 矿化已经被大量剥蚀，并考虑到将有更多的矿床被发现，届时兴蒙造山带华北板 块北缘内钼矿化的这种连续性和整体性将会更加明显。
        但笔者也并不否认这2个钼成矿带内成矿作用具有一定的多期性，而是认为这些钼矿床的形 成具有共同的关键性因素，即是古生代古亚洲洋俯冲改造的源区，但是促使源区减压部分熔 融的伸展环境可能存在强弱交替以及壳幔相互作用过程中热流值的变化，使得这2个成矿带 内的钼矿化表现出一定的多期性。因为，俯冲结束后造山带内热流值与俯冲环境相比将显著 降 低（表现为岩浆活动的减弱），伸展环境的减弱将对壳幔活动过程中的热流值以及源区的部 分熔融程度产生重要影响，进而使得成矿岩浆房内积累足够量的岩浆需要更长的时 间。晚侏罗世至早白垩世再次加强的壳幔相互作用使得南、北2条钼成矿带深部源区的脱 水熔融再次增强，从而形成了沿着大兴安岭主峰至华北板块北缘的钼矿床。但如前 所述，从 整体上看，不论是三叠纪、侏罗纪还是白垩纪的钼矿化，均叠加发育于南、北2条钼成矿带 内，并首尾相连构成了一条环状的钼成矿带，应视为统一的整体。
        区域矿床共生组合指的是具有相似成矿时代并形成于同一构造背景下的具有不同矿化形式的 一组矿床，如斑岩矿床、矽卡岩矿床及岩浆热液脉状矿床，虽然他们之间确切的成因联系较 难确立，但是这类矿床常常在区域内相伴产出，并常常相互构成找矿指示。古生代末期至中 生代，兴蒙造山带及华北板块北缘多金属矿化发育，产出有大量与高分异花岗质岩浆活动有 关的钼、铅、锌、铜、银、锡、钨等多金属和贵金属矿化。从矿床的产出特征来看，钼矿化 主要产出与古亚洲洋向北俯冲形成的增生带内以及古亚洲洋向南俯冲所影响的华北克拉通北 缘地区，分别形成了南、北2条钼成矿带，并在东西首尾相连。2条钼成矿带中间夹着一条 与高分异岩浆活动有关的锡_钨_银多金属成矿带，构成了南、北、中“两钼一锡”3条成矿 带的格局 （图4）。兴蒙造山带及华北板块北缘这种成矿格局也说明，区域内至少存在2类不同成矿 属性的高分异型成矿花岗岩，一类与钼多金属矿化有关，一类与锡多金属矿化有关。
        南、北2个钼成矿带从矿床组合特征来看具有非常相似的特征，常常以斑岩（_矽卡岩）型 钼 矿化为中心，外围伴生、共生热液脉状铅_锌_银_钨等矿化，在区域内构成斑岩钼和脉状铅_ 锌_银_钨的矿床组合特征，与美国科罗拉多地区斑岩钼矿床外围伴生的矿化具有非常相似的 特点（White et al., 1981）。如北成矿带中的迪彦钦阿木斑岩钼矿化集中区的外围，产出 有 显著的矽卡岩型_脉状铅_锌矿化（Leng et al., 2015；Sun et al., 2015），在邻近的地 区也发育有阿尔哈达脉状铅_锌_银矿床（张万益等，2007）和沙麦热液脉型钨矿床（Jiang et al., 2016）等。宝格达乌拉斑岩钼矿床的外围也产出有明显的脉状钨矿化（刘勇等 ，2012），岔路口斑岩钼矿床的上部也产出具重要经济价值的脉状铅_锌_银矿化（刘翼飞等 , 2011a；金露英等, 2014）。南成矿带中也有类似的特征，如内蒙古查干花斑岩钼矿床在 矿区的西南侧也伴生有脉状钨矿化，大苏计外围也产出有李清地脉状铅_锌_银矿化（祝新友 等，2005）。由于斑岩钼矿床的上部及其伴生的脉状矿床常赋存于同时代的火山岩内，因此 ，从火山岩的出露面积来看，南钼矿带的剥蚀程度可能要比北钼矿带要强，也说明浅部脉状 矿化的保存条件相对要比北成矿带的差。因此，南成矿带浅部及外围发现的脉状矿 化相比北 成矿带要少，但这也显示出在北成矿带内寻找巨型钼矿床的潜力还比较大。南、北2个钼成 矿带具有相似的矿床共生组合，也进一步证实这2个矿化带为统一的整体。
        南、北2个钼成矿带也有一些显著的差别。主要体现在2个方面：① 地壳结构具有一定差别 。北钼化矿带是发育于古生代火山弧增生带，古老地壳不发育，而南成矿带则主要发育于受 到古亚洲洋南向俯冲所影响的华北克拉通北缘地区，古老地壳发育；② 南成矿带有一期二 叠纪开始的金矿化事件，如内蒙古浩尧尔忽洞、毕力赫和图古日格金矿床 ，晚于古生代斑岩铜矿化时间并早于华北板块北缘三叠纪开始的大规模钼矿化事件（Li et al., 2012；Liu et al., 2016a; Ding et al., 2016; Yang et al., 2016），但目前在北 成矿带还未见到显著的二叠纪金矿化事件的报道。大兴安岭北段、张广才岭、朝鲜半岛和俄 罗斯远东地区产出有大量的热液金矿化，这些金矿化与南、北2条钼成矿带的形成时间和分 布范围并非完全叠合，显示钼矿化和这些热液金矿化可能是彼此相互独立的成矿系统。
        南、北2个钼成矿带之间，沿着造山带核心部位，为与高分异花岗岩有关的锡_钨_银多金 属矿 化带（刘翼飞等，2014；图4）。在该多金属矿化带中，矿床通常以斑岩锡_钨矿化（或次火 山岩、矽卡岩型）为中心，逐渐过渡到铜_锌_铅_银脉状多金属矿化，典型的矿床如维拉斯 托_拜仁达坝（刘翼飞等，2014；Liu et al., 2016b）、敖瑙达巴（张德全，1993）、毛登 （刘玉强，1996）、黄岗梁矽卡岩型矿床（周振华等，2011；Zhai et al., 2014a）。近些 年发现的一些超大型铅_锌_银矿床，如白音查干（聂凤军等，2007a），其外围的深部也 发现了大型斑岩锡多金属矿化。这些矿床常常产出于大型高分异岩基的周边，与岩基冷却 晚期分异的小岩体（株）有直接成因联系，如维拉斯托_拜仁达坝成矿系统与黄岗梁矿床产 出于北大山_黄岗梁高分异型花岗岩基的外围（周振华等，2011；刘翼飞等，2014）。与该 高分 异型花岗岩相关的多金属成矿带，与南北两侧的钼成矿带的成矿年龄总体一致，开始于 三叠纪，如白音诺尔矽卡岩型铅_锌矿（江思宏等, 2011），在侏罗纪—白垩纪达到峰期， 如维拉斯托和拜仁达坝成矿系统（刘翼飞等，2014）。
        根据国际上对钼矿化的分类，并基于兴蒙造山带及华北板块北缘钼矿床的矿化特征、成矿岩 浆的地球化学属性，笔者认为兴蒙造山带及华北板块北缘的钼矿化与高F型具有较大的相似 之处（刘翼飞等, 2011a；Pirajno et al., 2015），应归为高F型钼矿化，原因如下：
        （1） 兴蒙造山带内典型钼矿化常常与一定量的萤石共生，也有大量受断裂控制的萤石 矿，与美国科罗拉多地区Rio Grande裂谷带断裂控制的萤石矿床具有非常相似的特征（Whit e et al., 1981）。兴蒙造山带及华北板块北缘内典型的斑岩钼矿床，尤其在矿床的浅部和 外侧均含有一定量的萤石，如岔路口、曹四夭、查干花、迪彦钦阿木和鸡冠山等（曾庆栋等 ，2009；吴华英等，2010；陈伟军等，2010；刘翼飞等，2011a; 2011b），显示成矿热液中 含有一定的F。也有研究显示，迪彦钦阿木矿床中磷灰石含有4%～5%的F，并被认为是成矿体 系中含有较高F的证据（Sun et al., 2015）。同时，兴蒙造山带产出有大量的萤石矿床， 如大兴安岭中南段的北大山岩基周边产出有数个萤石矿床，如达青萤石矿、内蒙古四子王 旗北 部苏莫查干敖包超大型萤石矿（许东青等，2009），以及大兴安岭北段的海力敏和东方红萤 石矿等。尽管萤石矿的年龄较难确定，但是围岩限定等方法显示，这些萤石矿常常与中 生代的高分异型侵入体具有密切的时空联系，显示兴蒙造山带中生代高分异花岗岩浆中含有 较高的F。
        （2） 兴蒙造山带及华北板块北缘的钼矿床的共生及伴生矿化与美国科罗拉多 地区产出的高 F型钼矿床具有类似之处（White et al., 1981）。科罗拉多地区的高F型钼矿化常常伴生有 稀有金属矿化（如锡和钨），也常常与脉状铅_锌_银矿化共生(White et al., 1981; Ludin gton et al., 2009a)。兴蒙造山带及华北板块北缘内的典型钼矿床，尤其是剥蚀程度较低 的钼矿床，如黑龙江岔路口、辽宁杨家杖子、吉林大黑山、内蒙古曹四夭，其浅部或者外围 常常产出有铅_锌_银矿化，构成典型的斑岩（_矽卡岩）钼矿_浅成脉状铅_锌_银多金属成矿 体系（刘晓林等，2009；刘翼飞等，2011a；金露英等，2015；Li et al., 2014），也有部 分斑岩钼矿床本身或外围伴生有钨_锡矿化，如内蒙古查干花、宝格达乌拉和黑龙江的翠宏 山（刘勇等，2012；刘翼飞等，2012a；郝宇杰等，2013）。
        （3） 兴蒙造山带及华北板块北缘的钼矿床与高分异岩浆活动具有密切的成因联系。研究显 示，结晶分异作用在高F型斑岩钼矿床的形成过程中具有关键性的作用，是成矿岩浆演化过 程中钼元素大量富集的重要原因（Audétat, 2010）。兴蒙造山带及华北板块北缘典型斑岩 钼矿床成矿岩浆也具有高分异的特征，研究显示，岔路口斑岩钼矿床成矿岩浆具有高分 异I型花岗岩的特征，并经历了强烈的结晶分异作用（Li et al., 2014; Liu et al., 2015 ），查干花斑岩钼矿床的成矿岩浆也经历了以斜长石和钾长石为主导的结晶分异作用（刘翼 飞等，2012a）。查干花、曹四夭、迪彦钦阿木和岔路口斑岩钼矿床成（含）矿花岗岩类的 w(SiO₂)、w(Na₂O+K₂O)及D.I.分异指数的平均值分别为75 .66%、7 .70%和91.16，与科罗拉多地区的斑岩钼矿床成矿花岗岩相比非常相似（分别为74.93%、 8.51%和92.65，White et al., 1981），但碱含量稍低，这也可能是兴蒙造山带及华北板 块北缘内斑岩钼矿床的规模和钼 品位比美国Rio Grande裂谷内斑岩钼矿床稍低的原因。需要指出的是，钼矿床的品位是多 种因素制约的结果，并不是划分斑岩钼矿床类型的直接依据，例如，美国Rio Grande裂谷内 裂 谷期形成的Rito del Medio和Caada Pinabete岩体含有大量的热液出溶UST结构，但与区 域 内其他同时代的高F型钼矿化相比，并没有发生明显的钼矿化（Audétat et al., 2003）。
        （4） 兴蒙造山带及华北板块北缘中生代期间处于伸展构造环境，虽然驱动伸展环境的机制 还有争议。研究显示，伸展环境是巨型钼成矿带形成的重要条件（White et al., 1981; Mu tschler et al., 1981; Westra et al.,1981；Ludington et al., 2009a）。典型的高F型 斑岩钼矿床常常产出于岩石圈强烈伸展的环境，如美国西部的Rio Grande裂谷、挪威Oslo大 陆裂谷及东格陵兰火山离散大陆边缘产出有典型的高F型斑岩钼矿床（Schnwandt et al., 1983; Brooks et al., 2004; Ludington et al., 2009a; Audétat, 2010; Chapin, 2012 ）。兴蒙造山带内中生代期间形成的大量高分异I型花岗岩、A型花岗岩以及双峰式火 山岩显示，区域上处于伸展构造环境（Jah n et al., 2001; 林强等, 2003; Wu et al., 2002; 2003a; 2003b）。这种伸 展环境与典型的高F型斑岩钼矿的成矿环境有一定的差别，也有相似之处。不同之处在于： 美 国西部的Rio Grande裂谷、挪威Oslo裂谷及东格陵兰为典型的大陆裂谷，而非弧后（Olsen et al., 1987; Rowe et al., 2009; Schnwandt et al., 1983; Neumann et., 1992; C orfu et al., 2008; Brooks et al., 2004），但兴蒙造山带及华北板块北缘的伸展环境更 有可能是造山后的伸展或者是亚洲东部伸展构造环境的一部分（Davis et al., 2001; Jahn et al., 2001; Meng et al., 2003; Pirajno et al., 2015）。虽然大陆裂谷环境下形成 的成矿岩浆可能比造山后伸展环境中形成的岩浆具有更高的分异程度（这也可能是科罗拉多 地区斑岩矿床比兴蒙造山带及华北板块北缘中的钼矿床具有更高品位的原因），但是它们之 间存在显而易见的共性：① 不论是科罗拉多地区的Rio Grande裂谷还是挪威Oslo裂谷，亦 或是东格陵兰火山离散大陆边缘，都是在早期的造山带的基础上发育的（Olsen et a l., 1987; Rowe et al., 2009; Schnwandt et al., 1983; Neumann et ., 1992; Corfu et al., 2008; Brooks et al., 2004），这与兴蒙造山带及华北板块北缘造山后伸展环境 有相似之处。而不在早期造山带基础上形成的裂谷，如东非大裂谷内则没有发现与美国Rio Grande裂谷一样的科罗拉多巨型钼成矿带；② 不论触发伸展环境的机制是大陆裂谷、还是 造山后的伸展，均有助于高分异型岩浆活动的形成，并使得钼元素在岩浆中得到不同程度的 富集，进而发生钼矿化。
可以看出，尽管与科罗拉多地区产出的典型的高F型钼矿床存在一些细微的差别，但是兴蒙 造山带及华北板块北缘的钼矿床应归为高F型。
        尽管对兴蒙造山带及华北板块北缘的大量矿床已经开展了大量的工作，但基于南、北2条成 矿带内钼矿化的特征、分布、研究进展，以及与国外典型高F型钼矿化的对比，还有 一些问题需要进一步探讨，如：
        （1） 兴蒙造山带及华北板块北缘巨型钼成矿带形成过程中的岩浆源区位于何处，为何能够 持续有效提供巨量的成矿物质和水?
热液成矿作用过程是巨量成矿物质的富集过程，也是巨量热液的富集过程。研究认为碱 性岩浆具有较低的含水量（如Lowenstern et al., 1993; Wu et al., 2002），但斑岩钼矿 床的成矿岩浆一般为含水>5%的岩浆热液体系，同时，斑岩钼矿床的热液蚀变带的范围也显 著 大于斑岩体的体积，也显示成矿作用过程中需要巨量的热液，因此，形成具有经济 价值的斑岩型矿床至少需要40～180 km³的成矿岩浆（White et al., 1981; Keith et al ., 1986；Cline et al., 1991；Lowenstern, 1994；Shinohara et al., 1995； Klemm et al ., 2008；Quadt et al., 2011; Audétat, 2010；2015; Lerchbaumer et al., 2013; Mer cer et al., 2015）。由此也可以认为，兴蒙造山带及华北板块北缘巨型钼成矿带的形成， 同样是巨量成矿物质与热液同时富集的过程。对于缺乏同时代俯冲作用的巨型钼成矿带来说 ，也缺乏同时代的俯冲板块的脱水熔融过程。尽管有大量的研究认为伸展环境下的下地壳 或者陆下岩石圈地幔构成了钼矿化岩浆的源区（Candela et al., 2005; Seedorf et al., 2005; Sinclair, 2007; Pettke et al., 2010; Audétat, 2010; Chapin, 2012），但是 伸展环境并不是巨型钼成矿带的充分条件，如：东非大裂谷内就没有发现与美国Rio Grande 裂谷一样的科罗拉多巨型钼成矿带。因此，为什么大陆下部岩石圈能够成为重要的热液矿床 成矿源区还有较大争论。争论的关键在于在下地壳逐渐变质的过程中，金属会随着变质 作用的进行而被释放的流体带走，从而造成麻粒岩相下地壳明显亏损大离子亲石元素及水（ Clough et al., 1980; Cameron, 1989），因此，也有不少研究者认为下地壳是亏损成矿元 素 的（Cameron, 1989; Griffin et al., 2013），认为古老、缺水、难熔的下地壳及陆下岩 石圈地幔是很难成为巨型钼成矿带的成矿源区。锇同位素的研究显示，华北板块北 缘地区陆 下岩石圈地幔在古元古代期间已经经历了显著的脱熔体过程（Wu et al., 2003c；2006）， 因此，兴蒙造山带及华北板块北缘巨型钼成矿带形成过程中的岩浆源区位于何处?又有何特 殊之处?为何能够持续有效提供巨量的成矿物质和水?还有较大的探讨空间。
        （2） 是什么作用塑造了这样一种富集成矿元素和水的成矿源区，从而在兴蒙造山带及华北 板块北缘形成了长期而且规模宏大的钼成矿带?
        大地构造环境及其演化是矿床形成及其时空分布的第一位控制因素（Groves et al., 2007 ）。兴蒙造山带及华北板块北缘的大量斑岩钼矿床的形成作为区域内整个构造_岩浆演化格 局的一部分，也必将受控于区域内的地球动力学演化过程。古生代向中生代转变时期，是兴 蒙造山带构造演化的关键时期，逐渐由俯冲增生构造体制向碰撞造山及碰撞后的伸展构造环 境演化，虽然转换的时间节点还存在巨大的争议（Xiao et al., 2003; Meng, 2003; Xu et al., 2013；2015）。有研究认为，兴蒙造山带及华北板块北缘的伸展构造环境是整个中国 东 部，甚至是亚洲东部燕山期构造热事件的一部分，是中生代太平洋俯冲板片俯冲作用的结果 （Van der Voo et al., 2009; Wu et al., 2003b; Pirajno et al., 2015），或者是鄂霍 茨克构造体制的结果（Chen et al., 2016）。然而（古）太平洋观点很难解释兴蒙造山带 及华北板块北缘斑岩铜、钼矿化在时代上不共生性，很难解释为何太平洋的俯冲在中生代期 间形成不了安第斯山陆缘弧和西南太平洋岛弧所观察到的与板块俯冲有关的斑岩铜矿床，却 形成了大量的斑岩钼矿床；也很难解释为何新生代期间，（古）太平洋板块持续向西俯冲的 情况下形成了大量的中生代斑岩钼矿床，却鲜有新生代斑岩钼矿床的形成（甚至其他类型热 液矿床）。由于兴蒙造山带及及华北板块北缘钼成矿带主要于兴蒙造山带核心的两侧呈对称 状产出，构成南、北2个钼成矿带，并首尾相连，（古）太平洋观点也很 难解释为何与太平洋俯冲带的展布方向不一致（图4）。这表明兴蒙造山带及华北板块北 缘钼成矿带的形成有可能受控于太平洋俯冲构造之外的因素。近些年来，巨型钼成矿带成矿 岩浆的源区逐步受到重视（如Pettke et al., 2010; Audétat, 2010），也有研究者认为 是克拉通边缘大陆岩石圈元古代及中生代的改造与金属再富集作用（侯增谦等，2015）。因 此，要厘清上述问题，厘清兴蒙造山带及华北板块北缘成矿源区的塑造因素，是元古代有限 洋盆的俯冲还是成矿前古生代期古亚洲洋的俯冲，亦或是中生代钼矿化发生同时的太平洋俯 冲，或是蒙古_鄂霍茨克构造体系向东南方向的俯冲，则显得尤为重要。
        （3）古老陆壳在钼矿床的形成过程中是否具有决定性作用?
        科罗拉多钼成矿带和奥斯陆钼成矿带是世界范围内2条重要的钼成矿带。研究显示，这2条 钼成矿带均发育于古老地壳上的裂谷带内，其中科罗拉多钼矿带发育于怀俄明克拉通南侧元 古代Yavapai基底（18～16亿年）之上的新生代Rio Grande大陆裂谷带内的东侧（Perry e t al., 1987; Whitmeyer et al., 2007），奥斯陆钼成矿带则产出于波罗地海地盾（18～15 亿 年）西南边缘的石炭纪—二叠纪裂谷带（Neumann et al., 1992; Ro et al., 1992; Bjr lyk ke et al., 1990; Sundvoll et al., 1990）。同样，中国华北板块北缘及南缘的钼成矿带 也发育于华北克拉通边缘（毛景文等, 2005; Mao et al., 2011; 陈衍景等, 2012; Jiang et al., 2014; Zeng et al., 2013; 侯增谦等, 2015）。世界范围内钼成矿带产出于克拉 通边缘的现象也产生了一个疑问，即：古老岩石圈在钼矿床的形成过程中是否具有决定 性的作用（Pettke et al., 2010）？尽管在兴蒙造山带内可能存在古老微陆块（周新华等, 2009），但目前研究显示，北成矿带所在区域更有可能是叠加于西伯利亚板块南缘的古生 代 的增生地体之上，而非克拉通边缘（Xiao et al., 2003; Windley et al., 2007; Xu et a l. , 2013；2015）。钼矿化成（含）矿岩浆的Sr_Nd同位素研究结果也主要体现亏损地幔属性 （Li et al., 2014; Sun et al., 2014）。这些现象显示北成矿带的形成过程中古老岩石 圈的参与程度是非常有限的，与南成矿带形成了鲜明的对比，也与世界范围内其他主要钼成 矿带形成了显著的对比，也说明古老岩石圈在钼矿化形成过程中的作用需要考虑更多的因素 。
        兴蒙造山带及华北板块北缘2个钼成矿带最为显著的特征是二者发育于造山带核心的两侧， 构成了对称产出的形态，并首尾相连。这种双钼成矿带的特征与其他巨型钼成矿带具有显著 的不同，如秦岭_大别地区的钼成矿带主要发育于华北板块南缘，并没有发育于南侧的扬 子板块之内，形成了单条钼成矿带的特征（Mao et al., 2011）。这种 差异与钼成矿带形成前的构造演化格局是吻合的，即： 兴蒙造山带及华北板块北缘内的双钼矿带与古生代期间古亚洲洋向南北两侧俯冲的特征一致 （Xiao et al., 2003; Windley et al., 2007; Xu et al., 2013, 2015），而华北板块南 缘的秦岭_大别钼成矿带与古生代扬子板块向北的单向俯冲特征一致（Liu et al., 1989; L i, 1994; Hacker et al., 1998）。这也暗示巨型钼成矿带的形成与成矿前的俯冲构造及其 极性可能具有一定的联系。
        研究显示，科罗拉多钼成矿带和奥斯陆钼成矿带在成矿前也经历了显著的构造叠加。Rio Grande裂谷（33 Ma开始）发育前经历了与Farallon板块俯冲有关的Laramide造山作用（80 ～ 40 Ma），Oslo裂谷形成之前也经历了多期造山作用，包括前寒武纪—早寒武纪Sveco norwegian造山作用（12～11亿年），以及之后的加里东造山作用，并最终发育于华里西造 山带（Corfu et al, 2008；Ro et al., 1992; Bjrlykke et al., 1990; Sundvoll et al., 1990）。因此，还需更多的工作来厘清古老地壳在巨型钼成矿带形成过程中是否具有 关 键性的作用，以及成矿前的构造叠加对随后的巨型钼成矿带的形成具有多大的贡献。                    总体上可把上述问题归纳为兴蒙造山带及华北板块北缘2条钼成矿带富含成矿物质（ 金属、水和配体，如硫、氯和氟等）的成矿源区的塑造过程，成矿岩浆如何从源区形成，成 矿物质如何富集至成矿岩浆以及成矿岩浆的演化、就位和控制机制等。前人对上述问题进行 了大量的研究。以下主要以南矿带的曹四夭、查干花和北 矿带的岔路口为典型矿床，对南、北2个钼成矿带的成矿作用进行对比，同时也与2个成矿 带内斑岩铜矿床的成矿岩石、碱性岩、陆下岩石圈地幔橄榄岩和新生代的碱性玄武岩进行对 比，主要从成矿源区的塑造过程来初步探讨上一节提出的一些问题以及南、北2个钼成矿带 的成因模型。
        （1） 斑岩铜、钼矿床成矿岩浆的差异
        大量的岩石学及地球化学研究表明，兴蒙造山带及华北板块北缘斑岩铜、钼矿化对应着不同 属性的成矿岩浆。斑岩型铜_钼_金矿床矿床，如多宝山、白乃庙和欧玉陶勒盖等斑岩铜多金 属矿床，与成矿有关的岩石主要为英云闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、花岗闪长岩及石 英二长岩。主量元素具有中等偏高的硅含量、较高的碱含量，准铝至过铝质、钙碱性至 高钾钙碱性，微量元素上具有LREE富集、HREE亏损，LILE富集、HSFE亏损的特征，同 位 素则显示出强烈壳幔相互作用的证据，具有明显弧岩浆作用的特点。总体上，具有弧岩浆的 地 球化学特征（图5、图6a；Wainwright et al., 2011; Li et al., 2012; Zeng et al., 20 14）。而斑岩型钼矿床，相比斑岩型铜_钼_金矿床，成矿岩体的岩性一般为二长花岗岩、钾 长花岗岩和流纹岩，部分岩体具有高分异I型花岗岩的部分特征。高硅、高碱、准铝至过铝 质，为高钾钙碱性至钾玄岩序列岩浆。亏损高场强元素，富集大离子亲石元素（图5、图6a ；陈志广等, 2008; 覃锋等, 2009; 马星华等, 2009; 骆文娟等, 2010; 刘翼飞等, 2012a; Ma et al., 2013; Jiang et al., 2014; Li et al., 2014; Liu et al., 2015）。
        兴蒙造山带及华北板块北缘斑岩铜、钼矿化岩浆属性具有明显的差异，在岩浆的分异程度上 尤为明显。从主量元素地球化学的对比可以发现，兴蒙造山带及华北板块北缘斑岩钼矿床岩 浆演化程度明显要高于斑岩铜矿床。斑岩钼矿床的w(SiO₂)明显高于斑岩铜矿 床。大部分斑岩钼矿床的w(K₂O)高于4%，而斑岩铜矿床大部分低于4%。在硅_钾 图解（图5）中二者重叠的区间 较少，斑岩铜矿床主要为钙碱性至高钾钙碱性系列，而斑岩钼矿床则主要为高钾钙碱性至钾 玄岩系列。微量元素的分布特征也 显示与斑岩钼矿化有关的含矿中酸性岩浆具有更 高的演化程度，如斑岩钼矿含矿岩浆Ba、Sr、P和Ti的含量明显低于斑岩铜矿床，显示出这 些元素在结晶分异过程中分离程度更高，而Rb、K、La等元素则明显高于斑岩铜矿床，显 示出较强不相容元素在结晶分异过程中富集程度更高。
             高F型钼矿床含有较低的铜，成矿岩浆强烈的分异作用可能是其中的一项重要原因。Cu在成 矿作用过程中是一种相容元素（Candela et al., 1986），而Mo在成矿作用过程中 常常表现为不相容元素（Lowenstern et al., 1993; Audétat et al., 2010；2011；2015 ；Lerchbaumer et al., 2013）。包裹体成分研究显示，成矿岩浆的结晶分异是Mo 大量富集的重要机制，Audétat（2010）在一个研究实例中发现，随着岩浆从基性碱性岩浆 （w(SiO₂)为50%）演化至流纹质岩浆（w(SiO₂)为75%）的过程中，包 裹体中w(Mo)从4×10^-6富集到12×10^-6，并在流体出溶后降低 到5×10^-6。也有研究显示，部分钼成矿系统中，包裹体成分的中间演化阶段有令人 意外高的铜含量，但铜最终没有发生显著的矿化，而是发生了明显的钼矿化（Lerchbaumer et al., 2013；Mercer et al., 2015）。因此，钼 、铜在成矿岩浆演化过程中的强烈分异（钼得到富集而铜却被分离）可能是伸展环境下 高分异岩浆含有较高钼却不含铜的重要原因之一（w(SiO₂)高于74%，w(K ₂O)高于4%，图5）。
        （2） 斑岩铜、钼矿床成矿岩浆的共性
        兴蒙造山带及华北板块北缘斑岩铜、钼矿化成矿岩浆虽然具有明显的差别，但也有共 性。数据显示，斑岩铜、钼矿化成矿岩石的微量元素原始地幔配分型式总体上是非常一致的 ，尤其具有明显的Nb、Ta和Ti的负异常，以及强烈的Pb正异常（图6a）。显示出斑岩铜、钼 矿化岩浆均具有流体交代的特征，继承了部分弧岩浆作用的特征，可能是古生 代期间弧岩浆作用形成的源区再次部分熔融的结果，或者受到了大陆地壳的混染（刘翼飞等 ，2012a）。从岩石学及主微量元素地球化学特征来看，南、北2个钼成矿带内典型钼矿 床成（含）矿花岗岩也具有非常相似的特征（图5和图6a）。
        在经典的板块俯冲环境斑岩铜矿床成矿模型中，大洋板块在俯冲过程中的脱水对矿床的形成 具有决定性作用（Brandon et al., 1996; Carroll et al., 1985; Richards, 2003; Cand ela et al., 2005）。研究显示，高场强元素主要赋存于金红石等矿物中，大离子亲石元素 由 于亲流体的属性，在脱水熔融过程中大量进入流体相或者熔体相，但是这个过程中含金红石 等 矿物的榴辉岩残留造成了显著的高场强元素的亏损。也就是说，流体是造成Nb、Ta亏损的关 键（Green et al., 1987; Zack et al., 2002; Klemme et al., 2005; Baier et al., 20 08; Gao et al., 2007; Goss et al., 2009）。因此，高场强元素的亏损是脱水熔融的显 著 标志。尽管非俯冲环境岩浆中含水量可能比俯冲环境岩浆中含水量要低，但斑岩钼矿床的成 矿岩浆房也富水，其含水量在晚期甚至能达到10%（Lowenstern, 1994; Shinohara et al., 1995; Keith et al., 1988; Klemm et al., 2008; Audétat, 2015）。从兴蒙造山 带典型斑岩铜、钼矿化成（含）矿岩浆地幔不相容元素蛛网图特征可以看出，二者的岩浆分 布特征非常相似，尤其在亏损高场强元素上，二者是非常一致的，南、北2个钼成矿带的成 （ 含）矿岩浆差别不显著（图6a），显示斑岩钼矿床成矿岩浆的形成也与斑岩铜矿一样，脱水 熔融在其中扮演了非常重要的角色，甚至有不可或缺的作用。
        研究显示，美国科罗拉多地区造山后（post_Laramide）的Rio Grande裂谷岩浆常显示出弧 岩浆活动的地球化学特征。对于这种现象一直存在Farallon板块俯冲交代改造与地壳混染2 种不同的观点（Dungan et al., 1986; Gibson et al., 1993; McMillan, 1998; Lee, 200 5; Wolff et al., 2005），更多的新证据更倾向于板块俯冲改造的观点，并认为Farallon 板块俯冲过程中的脱水过程交代改造了科罗拉多地区陆下岩石圈地幔（Lee, 2005; Rowe et al., 2009）。而科罗拉多钼成矿带的形成正是与Rio Grande裂谷型岩浆活动有关（Chapin , 2012），这也进一步证实了脱水熔融在钼成矿带形成过程的重要作用。
        最近的研究认为，下地壳和大陆下部岩石圈地幔有可能是成矿岩浆和金属来源（Candela et a l., 2005; Seedorf et al., 2005; Sinclair, 2007; Pettke et al., 2010; Audétat, 2 010; Chapin, 2012）。华北板块北缘还存在着元古代置换后的古老陆下岩石圈 地幔，汉诺坝玄武岩地幔包体被认为是元古代陆下岩石圈地幔的代表（高山等，2003；Wu e t al., 2003c；夏琼霞等，2004），其微量元素含量总体上低于原始地幔值（夏琼霞等，20 04），Nb、Ta和Ti等元素不亏损，Pb正异常也不明显，与兴蒙造山带及华 北板块北缘的斑岩铜、钼矿化成（含）矿岩石的微量元素配分型式区别显著（图6a、6c）。 同时，携带陆下岩石圈地幔岩石至地表的汉诺坝玄武岩被认为源于华北板块陆下的 软流圈，受到陆壳的混染非常有限，具有洋岛玄武岩的地球化学特征，不具有明显的Nb和Ta 正异常 （Song et al., 1990, Zhi et al., 1990），也与兴蒙造 山带及华北板块北缘斑岩 铜、钼矿化成（含）矿岩石的微量元素配分型式差别显著（图6a、6d）。通过上 述兴蒙造山带及华北板块北缘斑岩铜、钼矿床成（含）矿岩石与华北板块陆下岩石圈地幔橄榄岩、 软流圈地幔玄武岩以及三叠纪碱性岩的微量元素特征的对比研究，软流圈上涌并携带陆 下岩石圈地幔至地壳浅部的过程缺乏斑岩型矿化岩浆活动所需的脱水熔融过程，不能形成富 含水的成矿岩浆，因此不能直接形成兴蒙造山带及华北板块北缘的斑岩铜、钼矿化所需要的 成矿岩浆。值得注意的是，斑岩铜、钼矿化成（含）矿岩石的特征与三叠纪华北板块北缘 ，尤其是靠近造山带部位的碱性岩浆活动具有非常一致的特点（图6b，如阎国翰等，2001; 任康绪等, 2004；汤艳杰等，2014; 牛晓露等, 2016）。对华北北缘三叠纪碱性岩元素和 同位素的研究显示，其形成过程可能与俯冲洋片脱水交代的下覆岩石圈地幔的熔融作用有 关（汤艳杰等，2014; 牛晓露等, 2016）。如前所述，兴蒙造山带及华北板块北缘南钼成矿 带内钼矿床大规模形成正是古生代末期至三叠纪，这种脱水熔融作用形成的碱性岩与 钼矿化在时空上的耦合也显示二者的形成可能有共同的因素。
        研究显示，斑岩钼矿化的形成与高分异岩浆的演化有直接的联系（Audétat et al., 2011; Lerchbaumer et al., 2013; Audétat, 2010; 2015）。但是，高分异型岩石分布范围比 较广泛，晚期能够形成钼矿化的高分异型岩浆系统却相对较少，如在大兴安岭地区发育大量 的高分异型花岗岩（Wu et al., 2003a; 2003b），但到目前为止，在大兴安岭中南段还没 有发现大量的规模型斑岩钼矿床，却分布有大量与高分异型花岗岩有关的斑岩锡多金属及相 关的脉状矿化（图4，刘翼飞等，2014; Liu et al., 2016b）。其他地方分布的一些成矿高 分异花岗岩也与斑岩型钼矿化无关，如广西个旧地区（毛景文等, 2008）。 因此，成矿源区的属性及塑造过程同样非常重要，可 能是制约成矿作用结果的关键因素之一（Pettke et al., 2010）。长期以来，钼被认为来源于大陆地壳，尤其是下地壳（Simmons et al., 1978; C andela et al., 2005; Seedorf et al., 2005; Stein, 2006; Sinclair, 2007; Chapin, 2012）。由于世界范围内的钼成矿带主要集中产出于美国科罗拉多、挪威奥斯陆以及华北板 块南、北缘等古老的大陆上，因此钼元素被认为可能来源于古老的下地壳或者大陆下部 岩石圈地幔（Pettke et al., 2010; 侯增谦等，2015）。最新的研究显示，高F型斑岩钼矿 床与伸展环境下基性碱性岩浆活动有关，其源区更有可能是陆下岩石圈地幔（Pettke et al ., 2010; Audétat, 2010; 2015）。
        从成矿岩浆Sr_Nd同位素组成特征来看，北钼成矿带斑岩钼成矿岩浆与欧玉陶勒盖成矿岩石 的同位素特征有共性，也有差别。共性在于，二者大都具有正的ε_Nd(t)值 ，显示二者的源区从地幔分异出来的时间较短。二者也有一些细微的差别，主要表现 在Sr_Nd同位素的演化趋势上。欧玉陶勒盖初始Sr_Nd同位素组成主要分布于地幔趋势线上， 具有亏损地幔源区的特征，受到高Rb/Sr比值浅部岩石混染程度较小。但是对单个的斑岩钼 矿床来说，初始Sr_Nd同位素组成在图解上主要呈横向的“一”字排列，成矿岩浆初始Nd范 围变化不大，显示岩浆来源于初始Sm/Nd比值较为均一的源区，或者岩浆演化过程没有经历 显著的Sm_Nd分异，亦或者不同端员混合的Sm/Nd比值在岩石圈垂向上变化较小，但是初始Sr 同位素组成的变化范围较大，显示成矿岩浆形成过程中涉及到初始Rb/Sr比值差异较大的不 同端员，其中有一个端员是经历了Rb、Sr强烈分异、Rb/Sr比值非常低的源区，可能位于地 幔演化线的左侧，另外一个端员具相对较高的Rb/Sr比值，为分异程 度较高的上部地壳（图7），但是由于兴蒙岩石圈具有新生的特点，因此放射性成因积累的S r依旧较低。这2种Sr_Nd同位素特征的细微差异，可能反映了岩浆源区的差异，欧玉陶勒盖 的岩浆源区可能主要来源于亏损地幔，是洋内弧环境板块俯冲作用下楔型地幔来源的产物， 没有受到成熟的地壳的混染（Wainwright et al., 2011; Dolgopolova et al., 2013）。 而北成矿带成矿岩浆源区有一个端员来源于经历了大离子亲石元素抽取后的源区，这种Sr_N d同位素特征与大兴安岭地区典型的花岗岩Sr_Nd同位素组成非常类似（图7）， 这类花岗岩可能属于高分异I型和A型花岗岩，其形成可能是显生宙地幔地垫玄武质岩浆和下 地壳混合的结果（Jahn et al., 2000; Wu et al., 2000; 2003b）。
        如前所述，兴蒙造山带及华北板块北缘南、北2个钼成矿带除了南矿化带上叠加了显著的 金 矿化外，无论从矿化特征，矿床共生组合特征，矿化的起止时间，还是成矿岩浆的元素地球 化学特征上，均很相似，很难区分2个矿化带内斑岩钼成矿作用之间的差别。但从成 （含）矿斑岩的Sr_Nd同位素的特征来看，二者差别显著。北矿带斑岩钼矿成矿岩浆总体具 有正的ε_Nd(t)值，而南矿带斑岩钼成矿岩浆则具有明显的负εNd (t)值，显示古老岩石圈参与程度的差异，北矿带的成矿岩浆是地幔新生物质经历了 较短同位素积累后再次部分熔融的产物，而南矿带成矿岩浆则是古老岩石圈经历了较长 同位素积累后再 次部分熔融的产物。虽然二者古老物质参与程度具有很大的差别，但是南、北2个钼矿带成 矿岩浆也有一些共同点，主要表现为： 从2个钼矿带的角度，钼成矿岩石在Sr_Nd图解上有3 端员混合的特征，但从单个矿床看，初始ε_Nd(t)值变化均比较小，初始Sr 同位素组成变化却比较大，显示出两端员混合的特征，如北矿带岔路口和迪彦钦阿木矿床的 成矿岩浆初始Sr同位素组成一般变化于0.703～0.708之间，南矿带查干花和曹四夭2个典 型斑岩钼矿床的成矿岩浆初始Sr同位素组成变化较大，处于0.703～ 0.766之间，在Sr_Nd同位素图解上 呈横向的“一”字排列，低Rb/Sr比值端员均位于地幔演化线的左侧，并受到高Rb/Sr比值端 员的混染（图7，Sun et al., 2014； 2015; Li et al., 2014;刘翼飞未发表数据）。研究 显示，地壳浅部岩石往往具有较高的Rb/Sr比值，如大兴安岭地区产出的高分异型花岗岩， 可能成为钼矿化成矿岩浆浅部的被动混染源，岩浆侵位的主要动力可能来自于深部，如地幔 底垫的玄武岩和下部地壳（Jahn et al., 2000; Wu et al., 2000；2003a；2003b）。查干 花斑岩成矿（含矿）岩体中元古宙的继承锆石，表明成矿岩浆明显受到地壳浅部岩 石的混染，构成了高 Rb/Sr比值端员。由于地壳浅 部岩石Rb/Sr比值变化较大，南成矿带位于 华北克拉通北缘，古老岩石由于经历了长时间的同位素演 化，其初始Sr同位素组成具有较大的变化范围，北成矿带位于显生宙的新生地壳之内，南成矿带浅部被动混染端员的初始 Sr组成很明显会高于北成矿带，因此，高初始Sr比值的浅部混染端员可能不能够代表成矿岩 石的真正来源，而具有深部来源特征的低Rb/Sr比值可能更能代表南、北2个钼成矿带成矿 岩浆真正的主动性源区端员。由于南矿化带经历了克拉通化以来长时间的放射性成因Sr同位 素的积累，北矿化带具有新生特点，这也反映了大规模钼矿化发生以前，成矿岩浆的主动性 源区的Rb/Sr比值均非常低且较为接近，使得放射性成因Sr难以积累，这种源区可能均经历 了大离子亲石元素强烈抽取，很可能有一部分源区位于地幔演化线的左侧。
        由于南、北2个钼成矿带主要形成于三叠纪至侏罗纪及白垩纪期间，放射性Sr_Nd同位素积累 的时间是大概一致的，而且单个钼矿床初始Nd同位素变化相对有限，单个钼矿床的Sm/N d比值较为均一。研究显示，欧玉陶勒盖成矿岩浆的Sm/Nd比值平均为0.23，代表华北板块 下 部软流圈地幔的汉诺坝玄武岩的Sm/Nd比值平均为0.23，这两者均被认为来源于软流圈地幔 （Zhi et al., 1990; Wainwright et al., 2011; Dolgopolova et al., 2013）。代表华 北板块古老陆下岩石圈地幔的汉诺坝玄武岩中的橄榄岩包体的Sm/Nd平均值为0.4（夏琼霞 等 , 2004），代表华北板块北缘下部古老下地壳的基性麻粒岩相包体的Sm/Nd平均值为0.25（ Z hou et al.，2002），代表华北板块北缘下部改造后的陆下富集地幔的三叠纪包头东碱性岩 体的Sm/Nd平均值为0.2，比古老陆下岩石圈地幔更为富集（夏琼霞等, 2004; 牛晓露等，2 0 16），大兴安岭地区高分异产出的I型花岗岩的Sm/Nd比值平均为0.16（Wu et al.，2003a ； 2003b），南、北2个钼成矿带成矿岩浆的Sm/Nd比值平均分别为0.19和0.17（Li et al., 20 14; Sun et al., 2014; Liu et al., 2015及刘翼飞未发表数据）。这些数据显示，大部分 斑岩钼矿床岩浆演化过程中没有经历显著的Sm_Nd分异，或者不同混染端员Sm/Nd的比值相差 并不是太大，使得南、北2个钼成矿带成矿岩浆的Sm/Nd平均比值非常相近，初始Nd同位素的 差异，更可能反映了钼成矿带成矿源区塑造之前初始Nd同位素组成的不同，而不是Sm/Nd比 值的差异。三叠纪碱性岩及南矿化带钼成矿岩浆的Sm/Nd比值比古老陆下岩石圈地幔的S m/Nd比值更低，也显示其源区是古老陆下岩石圈地幔经过大离子亲石元素再富 集以后的产物。上述数据的对比及国际上的最新研究表明，虽然南、北2个钼成矿带成矿岩 浆的源区初始Nd同位素差异巨大，但它们的Sm/Nd平均比值与华北板块北缘三叠纪碱性岩非 常类似，暗示它们在岩石圈内具有大致相同的位置，可能分别来源于被改造的陆下岩石圈地 幔和新生的陆下岩石圈地幔，也显示古老克拉通并不是巨型钼矿化形成的必要条件。
        通过上述对比性研究和探讨，结合国内外最新的研究进展，笔者认为兴蒙造山带及华北板块 北缘产出的巨型钼矿化，其成矿岩浆是脱水熔融的产物，其源区与古老陆下岩石圈地幔相比 经历了成矿元素、水、大离子亲石元素等的明显（再）富集过程。由于南、北2个钼成矿带 成矿事件从古生代末期开始，大规模发育于兴蒙造山带及华北板块北缘的西段，至侏罗纪逐 渐向东段迁移，并在白垩纪末期趋于减弱和停止（包括其他热液矿床），与区域内古生代俯 冲作用有关的斑岩铜矿化相比也有明显的时代不共生性和顺序演化性。同时，南、北2个钼 成矿带具有明显的连续性和整体性，矿化的特点和矿床的共生组合特征也具有明显的共性。 因此，笔者认为兴蒙造山带及华北板块北缘南、北2个钼成矿带具有共同的成因，是古生代 古亚洲洋俯冲脱水熔融塑造的富含成矿元素、水和大离子亲石元素等的成矿源区，在后期强 烈伸展环境下脱水熔融形成高分异型岩浆，就位到浅部成矿。 主要涉及到3个环节，水在其中每个环节都起着非常重要的作用： ① 早期(古生代)俯冲 过程洋片的脱水交代陆下岩石圈地幔，形成富水和富亲流体成矿元素的源区; ② 后期(中 生代)富水源区的低程度脱水熔融，形成富水熔体，亲流体的成矿元素也得以大量进入熔体 相; ③ 富水熔体在水饱和状态的结晶分异并有流体出溶，使得成矿物质能够大量分配至热 液，本文主要探讨第一个环节，主要涉及到以下几个方面：
        （1） 岩浆源区金属、水和大离子亲石元素的（再）富集机制
        从兴蒙造山带华北板块北缘内南、北2个钼成矿带的地质特征可以看出，总体上斑岩铜钼矿 化在成矿时代上具有的不共生特点。尽管斑岩铜钼矿化成矿过程可能存在显著的差异，但二 者的形成均伴随着规模巨大的热液蚀变带，另外从二者成矿岩浆的地球化学特征的对比也可 以看出（图6），脱水熔融是二者得以形成的关键之一。对于南矿化带来说，其陆下的岩石 圈地幔被认为具有元古代的锇同位素模式年龄，是元古代构造事件改造后的结果（高山等， 2003；Wu et al., 2003c；夏琼霞等，2004），但从元素地球化学的特征来看，元古代经历 过长时间脱水熔融的古老陆下岩石圈是不足以在古生代末期至中生代期间形成典型的斑岩钼 成矿岩浆。古亚洲洋俯冲构造体制结束后，华北板块北缘开始大量形成一套与伸展环境有关 的深部来源（SCLM或者LCC）碱性岩，其地球化学也具有显著的脱水熔融特征（图6）。因此 ，元古代至三叠纪之间的构造事件，才是导致华北板块陆下岩石圈地幔和下地壳再次被 水化的 关键，这个构造事件正好与古亚洲洋洋片的俯冲相吻合。由于北矿化带产出于具有新生特点 的 大陆岩石圈内，而且古亚洲洋同时向南、北两侧俯冲（Xiao et al., 2003; Xu et al., 20 15 ），因此，华北板块和西伯利亚板块拼贴之前古亚洲洋板片长期向北俯冲的脱水熔融过程将 也是岩石圈水化的关键。在这个过程中，成矿前的大洋板片俯冲以及相关的脱水及脱水熔融 产生的富集成矿元素和大离子亲石元素的熔体，交代改造南、北2个钼成矿带的陆下岩石圈 地幔，进而构成钼成矿带的成矿源区。
        （2）（再）富集岩浆源区的脱水熔融及其动力学机制
        由于古亚洲洋向华北板块和西伯利亚板块南、北两侧的持续俯冲水化了岩石圈，构成了富集 成矿元素、水和大离子亲石元素的陆下岩石圈地幔成矿源区（如从中抽取的熔体形成的富含 黑云母的碱性岩浆和花岗岩的Sm/Nd比值为0.2～0.16)。虽然研究认为，陆下岩石圈 地幔的成分和年龄均具有多相性（Song et al., 1989; W u et al., 2003c; Gao et al., 2008），但这种富集成矿元素、水和大离子亲石元素的源 区也就进入了化学上的不稳定状态，具有脱流体化的趋势，以使其化学组成与稳定陆下岩石 圈地幔趋于一致（Sm/Nd比值可能为0.4）。将这种趋势表述为陆下岩石圈地幔（可能也包 括 下地壳）的两端员化和均一化过程，即是洋片俯冲作用改造的富集的陆下岩石圈地幔排出早 期加入其中的成矿元素、水和大离子亲石元素使其（再次）达到稳定状态。2个端员 ：一为化学上难溶的端员（石榴子石地幔橄榄岩和榴辉岩？），继续残留于陆下岩石圈地幔 和下地壳；二为部分熔融形成的熔体相，在伸展构造环境下就位于地壳浅部形成富碱性岩浆 ，如在华北板块北缘所观察到的三叠纪硅不饱和的碱性侵入岩和高分异的钼花岗岩，其中硅 不饱和的碱性侵入岩是深部直接就位到地壳浅部的产物，高分异钼花岗岩则在岩石圈不同尺 度经历了混染和演化，形成了较大规模的岩浆房，使成矿金属和水得到进一步富集。伸展环 境下脱水过程结束后，俯冲改造的富集的陆下岩石圈地幔再次回到化学上的稳定状态，化学 成分上与未水化古老陆下岩石圈地幔趋于一致，但是同位素组成会被明显改造，其模式年龄 趋于年轻化。俯冲结束后，三叠纪至侏罗纪岩石圈的强烈伸展可能促使了陆下岩石圈地幔的 减压、脱水部分熔融。白垩纪开始，增强的壳幔相互作用可能促使陆下岩石圈地幔的进一步 部分脱水、熔融。
        （3） 伸展环境为高分异岩浆的形成提供了重要条件
        兴蒙造山带这种早期俯冲阶段对于岩石圈地幔的改造并水化造山带，明显增加了岩石圈的水 含量和大离子亲石元素，进而明显降低陆下岩石圈地幔的固相线（Wyllie, 1988）。古生代 期间长期的板块俯冲作用对陆下岩石圈地幔进行了强烈的改造，富集的陆下岩石圈地幔两端 员化过程将形成大规模的富集大离子亲石元素的熔体，由相对富集的源区（ 从三叠纪陆下岩石圈地幔抽取的含水富碱岩浆Sm/Nd比值为0.2～0.16）逐渐演化到相对亏 损的源区（新生代脱水后的陆下岩石圈地幔Sm/Nd比值为0.4）， 抽取的岩浆Sm/Nd比值与源区相比要富1倍以上。Sm、Nd均为稀土元素，地球化学属性相近 ，因此陆下岩石圈地幔抽取富集型岩浆的过程中，需要经过长期的低程度批式部分熔融，才 能分异出大量的富集大离子亲石元素的岩浆，并在地壳浅部表现为长时 间、多阶段的和大规模的岩浆活动。板块俯冲作用结束后，相比洋片俯冲阶段来说，热流值 是逐渐降低的，使得岩浆活动与洋片俯冲作用有关的岩浆活动相比，体现为部分熔融程度更 低的脱水熔融作用，从而形成持续的碱性、偏碱性岩浆。钼具有高度不相容属性和亲流体属 性，高度演化的岩浆有利于钼的富集，由于钼元素具有较高的流岩分配系数，脱水熔融产生 的岩浆就位到地壳浅部区域后，通过大规模多阶段岩浆演化将逐渐使得钼元素分配到晚期的 流体中并发生矿化（Audétat, 2010; Audétat et al., 2011; Lerchbaumer et al., 201 3）。
        （4） （再）富集的岩浆源区脱水熔融的生命周期
        古亚洲洋早期俯冲阶段对于岩石圈地幔的改造并水化造山带，进而形成含有巨量水的储库， 构成了俯冲结束后巨型钼成矿带成矿热液的重要源区，也是南、北2个钼成矿带内钼成矿作 用涉及范围广，持续时间长的重要原因。由于古亚洲洋板块俯冲结束后，通过海水水化的洋 壳俯冲脱水熔融的方式带入地幔楔并水化造山带的机制也就随之停止，因此，兴蒙造山带及 华 北板块北缘陆下岩石圈地幔（以及可能的下地壳）也就进入了持续的脱水熔融过程，当其中 的水含量在演化过程中逐渐释放至稳定陆下岩石圈地幔的水平，从而完成向普通岩石圈的转 化。这个过程结束后，近地表的热液成矿作 用也 同样趋于结束，这也就解释了为何在兴蒙造山带及其邻区，白垩纪之后，虽然古太平洋还在 俯冲的情况下，斑岩钼矿床甚至其他热液矿床的成矿作用，却逐渐趋于减弱和熄灭的原因， 同时也解释了为何在新生代存在与地幔软流圈上涌有关的大规模碱性玄武岩活动，却没有钼 矿化与之共生，甚至也不发育其他类型的热液矿化。这个周期也是脱水熔融的总周期， 在兴蒙造山带及华北板块北缘可能长达100～170 Ma。这个生命总周期与古生代期间（也可 能 始于元古代）俯冲脱水熔融过程中（再次）带入到岩石圈中的大离子亲石元素和水的量有关 ，带入的量越大，则俯冲后伸展环境下脱水熔融过程将越长，热液成矿的总周期也将越长， 直到脱水熔融结束。也与强烈伸展作用有关，伸展作用越强，脱水熔融的程度则越强，斑 岩钼矿化也越强，因此，伸展活动的强弱变化决定了总周期内钼矿化的多期性。
        （5） 与洋壳俯冲构造_岩浆_热液斑岩成矿模式的异同
        与板块俯冲有关的斑岩铜矿与伸展环境下的斑岩钼矿床的矿化特点具有非常大的共性。如， 大部分矿床的形成均与浅成就位的小斑岩体有直接的成因联系，矿床常常围绕成矿斑岩体形 成明显的矿化和蚀变分带。该特点体现了成矿作用过程中释放了巨量的热液，这也从 大量斑岩铜、钼矿化的元素地球化学特征得以证实，显示脱水熔融在巨型斑岩成矿带的形成 过程中具有重要的作用，也显示成矿源区是特定构造作用下水化的结果。对 于俯冲板 块有关的斑岩铜矿床来说，同时代洋壳俯冲过程中的脱水作用（沉积物的脱水以及可能存在 的洋壳的 脱水）提供了巨量水的来源，相同的俯冲环境也控制了斑岩铜矿化在地壳浅部的就位，也 就是说塑造源区的构造和控制斑岩铜矿化就位的构造是耦合的。对于兴蒙造山带及华北板块 北缘古生代末期至中生代的 钼矿化来说，古生代俯冲构造体制起到了关键性的作用，塑造了成矿 元素富集的源区，水化了造山带，增厚了岩石圈，建立了钼矿化发生的基础(图8)，但是成 矿作用却发生在俯冲结束以后的伸展环境之 中，显示塑造源区的构造和控制钼矿化就位的构造是解耦的。国际上大量的研究也显示，碰撞后岩浆作用常常继承了一定的俯冲带岩浆活动 的地 球化学属性（Li égeois et al., 1998; Coulon et al., 2002; Avanzinelli et al., 2008; Richards, 2 009; El_Bialy, 2010），也反映了控制早期源区塑造与后期岩浆侵位构造的解耦。因此， 从某种程度上讲，兴蒙造山带及华北板块北缘钼矿化实际上是俯冲作用的后续效应，古生代 末期开始的兴蒙造山带钼矿化实际上是古生代古亚洲洋俯冲构造体制的延续和发展，也是古 生代俯冲构造改造的源区与中生代伸展构造的复合成矿。
        通过上述的对比研究，笔者提出了兴蒙造山带及华北板块北缘钼成矿带的构造_岩浆成矿模 型（图8）。    
        志谢本文是从钼矿床成矿岩浆源区塑造过程的角度对兴蒙造山带及华北板块 北缘2 条巨型钼多金属成矿带的成因所作的初步性探讨。文中缺点与谬误敬请同行批评指正，观点 不同与不妥之处也敬请谅解。中国地质大学刘家军教授、中国地质科研地质研究所杨志明研 究员和中科院地质与地球物理研究所周新华研究员对本文提出了许多建设性意见和建议， 马旭东博士也与作者一起讨论了大量的科学问题，在此一并表示感谢。