近年来，随着找矿勘查工作的开展，已在海南岛发现9个钼矿床（陈沐龙等，2002），分别 是罗 葵洞大型钼矿床（刘君等，2010; 王国君等，2010; 于立红等，2010; 于立红, 2014）、石 门山中型钼铅锌多金属矿床、新村中型钼矿床、龙门岭中型钼矿床、高通岭小型钼矿床（廖 香俊等，2008）、红门岭小型钼钨矿床（付王伟等，2013）、报告村小型钼矿床、梅岭小型 铜钼矿床（龙文国等，2003）和红岭钼矿点（图1）。这一系列矿床时代相近，成矿动力学 背景相同，矿床类型相似，且大多数分布在九所-陵水深大断裂两侧，因此，前人将这些矿 床统 一归为石门山式钼矿床（廖香俊等，2008）或海南岛早白垩世晚期至晚白垩世早期（120～7 0 Ma）钼成矿作用的产物（付王伟, 2013; 李孙雄等，2014）。地理位置上，高通岭钼矿床 位 于昌江-琼海深大断裂带，梅岭铜钼矿床分布在海南岛东北部，其余矿床均分布在九所-陵 水 断裂两侧的岩体中。矿床类型上，红门岭钼钨矿床、龙门岭钼矿床和高通岭钼矿床均属热液 脉 型钼矿床，其余钼矿床均为斑岩型钼矿床（陈沐龙等，2002; 付王伟等，2011；李孙雄等， 2014）。由此可见，高通岭钼矿床在地理位置上和矿床类型上与其他钼矿床存在着差异，这 些钼矿床是否能统一划成一类仍需要更多证据的支持。
        前人对高通岭钼矿床的成矿时代进行过初步的研究。廖香俊等（2008）对高通岭钼矿床进行 了 辉钼矿Re_Os同位素测年，获得了（98.4±2.5） Ma的等时线年龄。陈沐龙等（2002）对 高通岭岩体进行锆石U_Pb定年，获得了（95.6±1.6） Ma的年龄，并认为这一年龄代表 该矿床形成的年龄。贾小辉等（2010）和Wang等（2012）对高通岭岩体进行LA-ICP -MS锆石U_Pb定年，获得（108.1±1.7） Ma的加权平均年龄。付王伟等（2014）对高 通岭岩体进行定年，获得了加权平均年龄（100.8±2.4） Ma和（100.2±1.7） Ma。那 么，这些年龄的意义分别是什么？到底哪一年龄可以代表高通岭钼矿的形成年龄？这些问题 尚需进一步探讨。
        高通岭钼矿床成因的研究工作尚处于起步阶段，对其矿床成因和成矿物质来源相关研究不多 。廖香俊等（2008）通过矿石石英中包裹体的C、H、O同位素研究，推测该矿床为燕山晚期 岩 浆活动形成的热液脉型矿床，并推测高通岭钼矿成矿流体来自于高通岭岩体。付王伟等（ 20 13；2014）根据高通岭岩体年龄与辉钼矿年龄非常相近，推测高通岭钼矿的成矿流体直接来 自于高通岭岩体。高通岭的岩浆性质、氧逸度和成矿过程等尚不明确，仍有待进一步研究。 
        本文对高通岭钼矿床赋矿围岩黑云母钾长花岗岩进行了LA-ICP-MS锆石U_Pb定年、锆石 微 量元素含量和锆石Hf同位素组成分析，以探讨高通岭岩体及钼矿床形成年龄、高通岭岩体的 源区、岩体的氧逸度和含矿能力，从而为研究高通岭钼矿床的成因提供制约。
        海南岛是一个大陆性岛屿，通过琼州海峡与华南大陆相连（Xu et al., 2013; 2014）。海 南岛地处欧亚板块、印度-澳大利亚板块和太平洋板块的交汇地带，具有复杂的大地构造特 征和构造演化历史，经历了晋宁、加里东、海西-印支期、燕山期和喜马拉 雅构造运动（付王伟等，2014；Xu et al., 2013; 2014）。海南岛出露地层主要为古生界 ，其次为元古宇和新生界(图1)。最老地层为中元古代抱板群，但是出露较为零星且 被后期侵入 岩体切割（陈哲培等，1997）。海南岛大量发育印支期和燕山期侵入岩，约占整个海南岛面 积的60%（陈哲培等，1997）。海南岛主要发育EW向和NE向构造带（图1）。自北向南， 海南岛分布4条EW向构造带，分别是王五-文教断裂、昌江-琼海断裂、尖峰-吊罗断裂和 九所-陵水断裂（图1）。NE向构造带主要包括白沙断裂和著名的含金矿带——戈枕 韧性 剪切带。以九所-陵水深大断裂为界，海南岛的北部是华南地层大区的五指山地体，南部是 南海大区的三亚地体（陈哲培等，1997）。
        高通岭钼矿床位于昌江-琼海断裂中段燕山晚期的高通岭岩体内（付王伟等，2011） 。高通岭黑云母钾长花岗岩呈岩株状分布在屯昌复式岩体之中，出露面积约为3. 0 km²。矿区内发育大量燕山晚期岩脉，主要为花岗斑岩脉、煌斑岩脉(图2a)，其次有伟 晶岩脉、 辉石闪长岩脉、花岗细晶岩脉和闪长岩脉等。岩脉规模及产状变化较大，常呈平行排列，具 分 叉复合现象。高通岭岩体内发育近SN向、NW向断裂和破碎带，矿体严格受控于NW向断裂破碎 带。
        高通岭钼矿床矿体呈脉状分布在高通岭岩体中（图2b）。矿化带以高通岭为中心，地表宽度 约200 m、长度约600 m，走向约115～123°，倾向NE，倾角约49～85°（图2a、b）。矿化 带 中分布14个钼矿体和矿化体（图2a），其中9个矿体可达到最低可采厚度和最低工业品位的 要求。矿体NW向平行分布，间距一般10～20 m（图2b）。矿体中心一般为含辉钼矿的石英- 多金属硫化物脉，矿体两侧发育浸染状矿化现象。矿体地表长度一般在200～400 m，最长约 529 m（V₉矿体），厚一般1～2 m，最厚3.61 m（V₂矿体），倾向延深一般100～200 m，最深约390 m（V₂矿体）。矿体的钼品位为0.06%～0.28%，最高达2.70%，全 矿床平均钼品位为0.1%。截止2006年，该矿床已查明钼金属储量1697.5 t。 
        高通岭钼矿床赋矿围岩为黑云母钾长花岗岩 （图3a），呈肉红色-灰白色，花岗结构，局部可见钾长 石斑晶，块状构造。主要矿物成分 为钾长石（45%～60%，微斜长石为主）、石英（20%～30%）、斜长石 （10%～20%）及黑云母（10%～15%），副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿 等， 次生矿物有高岭石、绢云母等（图3b）。按照矿物颗粒大小，可分成细粒黑云母钾长花岗岩 与粗粒黑云母钾长花岗岩，两者呈渐变关系。
        矿石类型主要为石英脉型（图3c），次为蚀变 黑云母钾长花岗岩型和碎裂岩型。石英脉型矿石通常是在石英脉两侧发育厚层状辉钼矿，辉 钼矿通常以粗粒板片状和叶片状辉钼矿集合体形式存在（图3d）。矿石矿物以辉钼矿为主， 含少量黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、黑钨矿等，脉石矿物为石英、斜长石、钾长石、绢云母、 绿泥石等。蚀变黑云母钾长花岗岩型钼矿石，通常产于石英脉的外侧，强烈钾化，辉钼矿则 呈细粒浸染状分布其中（图3e）。碎裂岩型钼矿石主要发育在断裂破碎带中，石英脉 中含石英脉碎块、断层泥以及细粒状和团块状辉钼矿（图3f）。
        本文对1件样品（GTL_03）进行LA-ICP-MS锆石U_Pb定年、锆石微量元素含量和锆石Hf同位 素 组成分析，2件样品（GTL_04和GTL_09）进行锆石微量元素含量和锆石Hf同位素组成分析。 这3件样品均采自高通岭钼矿区的高通岭岩体。GTL_03样品取自V₂矿脉坑道口附近的细粒 黑云母钾长花岗岩（图2b）；GTL_04样品取自V₂矿脉坑道口南 16 m处的近矿细粒黑云母钾长花岗岩；GTL_09样品取自钻孔ZK22702的127回次265 m 处（图2a、b），为粗粒黑云母钾长花岗岩。
        本次所采样品新鲜，基本无矿化，部分样品 发生轻微蚀变。先对样品清洗后，挑选一部分新鲜的岩石，粉碎至120目左右 ，经电磁选和重选富集锆石。在双目镜下挑选出晶形完好的锆石颗粒，将锆石制靶并拍摄阴 极 发光图像（CL）、透射光图像和反射光图像。锆石的分选、阴极发光图像、透射光图像和反 射光图像拍摄均在北京锆年领航科技公司完成。在阴极发光图像上选取适合的位置，首先进 行LA-ICP-MS锆石U_Pb定年和锆石微量元素测试，之后在对应的测点上进行Lu_Hf同位素测 试 ，上述测试均在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完成。LA- ICP-MS锆石U_Pb定年、锆石微量元素测定和Lu_Hf同位素测定均采用Resolution M_50型激 光 剥蚀系统和Agilent 7500a型的ICP_MS联机。锆石U_Pb定年、锆石微量元素含量测定时，采 用标准锆石TEMORA （417 Ma）作为测年外标，测试时剥蚀激光斑束直径为31 μm，频率为8 Hz，分析过程见涂湘林等（2011）。锆石Lu_Hf同位素组成测试时，剥蚀激光斑束直径为44 μm，频率为8 Hz。锆石U_Pb定年和锆石微量元素数据处理使用ICPMSDataCal 8.6软件（L iu et al., 2008），谐和图的绘制采用Isoplot v3.0软件完成。
        LA-ICP-MS锆石U_Pb同位素数据见表1和图4。图4所显示的是GTL_03样品的锆石颗粒阴极发 光 图像（CL），测点位置及锆石U_Pb年龄均进行了标注。大部分锆石为长柱状，晶形完好，颗 粒较大，锆石颗粒的长度大多在70～280 μm，长/宽比在1.5～4之间。其中较大的锆石颗 粒反 映较饱和的锆含量。绝大部分锆石颗粒具有清晰明显的震荡环带，表明这些锆石颗粒属于岩 浆成因锆石（Hoskin et al., 2003）。锆石Th/U比值在0.55～0.86之间， 也反映出典型的岩浆锆石的Th/U比值特征（吴元保等，2004；高晓英等，2011）。从震荡环带的交切关系可发 现，大部分锆石颗粒都具有核，这些处于核部锆石同样具有明显的震荡环带。在锆相对饱和 的岩浆中，这种结构是由于锆石沿着尚未溶解的锆石周 围继续结晶而形成（Hoskin et al., 2003）。 
        在锆石U_Pb年龄分析时，对于谐和度小于90%的点予以舍弃。GTL_03样品的²⁰⁶Pb /²³⁸U年龄分布在99.89～105.97 Ma之间，获得了（102.5± 1.8） Ma的 ²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄（图5）。这一年龄与付王伟等（2014）采用LA -ICP-MS方法获得的高通岭岩体锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄（100 .8±2.4） Ma和（100.2±1.7） Ma在误差范围内一致。
        对GTL_03、GTL_04和GTL_09三件黑云母钾长花岗岩样品进行了锆石原位Hf同位素组成测试。 Hf同位素测试结果如表2所示。GTL_03黑云母钾长花岗岩锆石的¹⁷⁶Hf/1 77Hf比值范围分布在0.282 44～0.282 61， ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷ H f比值范围分布在0.000 42～0.001 38。 GTL_04黑云母钾长花岗岩锆 石的 176Hf/¹⁷⁷Hf比值范围分布在0.282 38～0.282 66，比值范围分布在0.000 52～0.002 10。GTL_09黑云母钾长 花岗岩锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值范围分布在 0.282 35～0.282 6 6，¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值范围分布在0.000 57～0.001 05 。
        高通岭赋矿围岩黑云母钾长花岗岩的ε_Hf(t)分布在-12.8～-1.7，T C_DM主要分布在1976～1271 Ma，主要峰值落在1450～1400 Ma范围内（图6a）。图6 b可以发现高通岭钼矿ε_Hf(t)大部分落在1.5～ 1.3 Ga演化线之上，但很 少一部分锆石的ε_Hf(t)落在1.5～2.0 Ga上地壳演化线之间，这说明高通 岭岩体母岩主要由1.5～1.3 Ga从亏损地幔分离出来的物质加上小部分更老的上地壳物质 混合形成。这一小部分稍老的上地壳物质形成时间不晚于2.0 Ga。
        锆石中，Hf、Y、P、Th、U、REE等元素常会以类质同象替换锆石中的Zr（雷玮琰等，2013） 。磷钇矿（化学式Y(PO₄)）具有与锆石相类似的结构，在锆石中磷钇矿、磷灰石等是常见 的 包体。从阴极发光图像可以发现，高通岭锆石中也含有包体（图4），虽然在实验过程中尽 量避开包体，但一些微小的包体是难以避免的。那些具有异常高的P（＞500×10 -6）、Y（＞2000×10^-6）和Ca含量的测点，很可能含有包体，因此在分析锆石 微量元素时需进行舍弃。表3为黑云母钾长岗岩样品GTL_03、GTL_04和GTL_09中锆石微量元 素含量。
        锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分模式表明(图7)，GTL_03、GTL_04和GTL_09样品中的锆 石明显 的富集重稀土元素，具有Ce正异常和Eu负异常等特征，并落在大陆地壳锆石成因范围内 (Grimes et al., 2007)。GTL_03样品中锆石的Eu/Eu*比值范围在0.31～0.64(表3)，平 均值为0.45；GTL_04样品中锆石的Eu/Eu*比值为0.19～0.55(表3)，平均值为0.32；G TL_09样品中锆石的Eu/Eu*比值为0.23～0.51(表3)，平均值为0.41。 
     岩浆中Ce³⁺离子可以被氧化成Ce⁴⁺，Ce⁴⁺离子具有与Zr⁴⁺离子相 同的电荷数以及相近的离子 半径，所以会更容易取代锆石中的锆离子，因此锆石会呈现出强烈的Ce正异常(Liang et al., 2006)。Ce⁴⁺/Ce³⁺主要受氧逸度的控制，受温度和压力影 响较 小(Ballard et al., 2002; Liang et al., 2006)，因此，锆石中Ce⁴⁺/Ce³⁺比值可以反映岩浆的氧逸 度。目前Ce ⁴⁺/Ce³⁺尚不能通过光谱分析直接测得，但是可以通过相关理论计算求得(Ball ard et al., 2002)，公式为：
     (Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ))_zircon=(Ce_melt-Ce_zircon/Dzircon/melt _Ce(Ⅲ))/
    (Ce_zircon/Dzircon/meltCe(Ⅳ) -Ce_melt)（1）
        根据Blundy等(1994)提出的晶格扭曲模型，推导出分配系数与半径的关系，即： 
lnDi=lnD₀-4πENA(ri/3+r₀/6)(ri-r ₀)²/RT（2） 
        同一岩浆中温度和压力一定，Di为某元素在锆石-熔体相分配系数，D₀为假定 的无应变时离子的理想分配系数，R为气体常数，E为杨氏模量，NA为阿伏加 德罗常数，ri为某元素的离子半径，r₀为最优离子半径，即Zr离子八 配位的离 子半径0.84 ?。由式（2）可知，lnDi与(ri/3+r₀/6)( ri-r₀)²线性相关。
        取用三价稀土元素和四价Hf、Th和U的lnDi与相应(ri/3+r₀/6)( ri-r₀)²作图（图8，以GTL_03_11为例）可以计算出Ce³⁺和Ce4+ 在锆石-熔体相的分配系数（表4），更多细节可以参考(Ballard et al., 2002; 辛洪波 等，2008；张俊杰等，2012)。将Ce³⁺和Ce⁴⁺的锆石-熔体相分配系数，岩石 样品的Ce含量（Ce_melt）和锆石Ce含量（Ce_zircon）带入式（1），即可 计算出Ce⁴⁺/Ce 3+比值。通过上述方法计算出GTL_03样品的Ce⁴⁺/Ce³⁺比值范围在17～322 ，平均值为166；GTL_04的Ce⁴⁺/Ce³⁺比值范围在20～412，平均值为155；G TL_09 的Ce⁴⁺/Ce³⁺比值比前两者明显增加，范围在87～1053之间，平均值为377。
        目前对于高通岭矿床的年龄有以下4种结果：
        （1） 陈沐龙等（2002）给出高通岭钼矿的年龄为（95.6±1.6） Ma；
        （2） 廖香俊等（2008）的辉钼矿Re_Os定年结果为（98.4±2.5） Ma；
        （3） 贾小辉等（2010）和Wang等 （2012）获得高通岭岩体锆石U_Pb年龄为（108.1±1. 7） Ma（20个测点）；
        （4） 付王伟等（2014）对高通岭钼矿围岩进行定年，获得加权平均年龄（100.8±2.4） Ma和（100.2±1.7） Ma。
         这些年龄都曾被解释为高通岭钼矿床的年龄。其中（95.6±1.6） Ma这一年龄数据在发表 时，具体样品个数、测试点数、数据和采样地点均没有列出，这一年 龄明显偏小，可能是后期侵入脉体的年龄（陈沐龙等，2002）。廖香俊等(2008)得到的辉钼 矿Re_ Os年龄为（98.4±2.5） Ma，样品采自含矿石英脉，代表高通岭钼矿的成矿年龄。贾小辉 等（2010）和Wang等（2012）在对高通岭岩体进行锆石U_Pb定年的同时，还对屯昌 岩体进行了锆石U_Pb定年，获得了（107.2±1.3） Ma加权平均年龄。高通岭岩体作为屯 昌岩体的侵入岩体，其年龄应小于屯昌岩体的年龄。相比之下，高通岭岩体年龄（108.1± 1.7） Ma偏 大，且其测点偏少。本文获得的高通岭赋矿岩体黑云母钾长花岗岩中锆石U_Pb定年结果（（ 102.5±1.8） Ma）与付王伟等（2014）定年结果（（100.8±2.4） Ma和（100.2±1 .7） Ma）在误差范围内一致，可以代表高通岭钼矿赋矿围岩的年龄。
        目前，在海南岛的白 垩 纪钼矿床中，只有高通岭钼矿床、石门山 钼矿床(（100±1) Ma；陈沐龙等，2014）和罗葵洞钼 
        矿床（（99.7±0.4） Ma，李孙雄等，2014）具有可靠的年 龄数据。在华南，90～100 Ma这一时期，古太平洋板块（或称伊泽乃奇板块）向欧亚板块俯 冲（毛景文等，2008）而产生大规模的成矿事件（孙卫东等，2008）。海南岛钼矿床的成矿 时间与华南这一成矿事件的时间吻合，因此，推测海南岛白垩纪钼矿床成矿带很可能是华南 白垩纪成矿带的南缘。
        锆石Hf同位素模式年龄主要峰值为1450～1400 Ma。在海南岛，峰值为1477 Ma的碎 屑锆石（Zhou et al., 2015）和（1439±9） Ma的花岗岩体（Li et al., 2008）都已经 被 确认，这些碎屑锆石和岩体的模式年龄大多分布在1.6～1.8 Ga范围内（梁新权，1995） 。虽 然尚不能确定高通岭岩体是不是这些岩石重熔的产物，但可以确定1400～1450 Ma在海南岛 有 大规模岩浆事件。高通岭花岗岩锆石的ε_Hf（t）值均小于0，表明这些 岩石的源区以地壳为主。锆 石的稀土元素配分模式与壳源锆石的稀土元素分配模式相似（图7），进一步证实了高通岭 岩体的源区为地壳岩石。
        目前对于高通岭钼矿床属于石英热液脉型矿床已经取得共识（陈沐龙等 ，2002； 廖香俊等，2008；付王伟等，2011；2014）。前人研究表明，高通岭钼矿床的成 矿 流体源于岩浆流体（廖香俊等，2005；2008；付王伟等，2014；李孙雄等，2014）。岩浆流 体形成的热液脉型硫化物矿床与斑岩型矿床有着重要联系，二者存在类似的成矿机制（江思 宏等，2004；凌洪飞，2011）。氧逸度可以影响进而控制长英质岩浆的矿化作用（ Mungall, 2002; Sun et al., 2004）。在岩浆中，氧逸度控制着硫的价态，在低的氧逸度 时，硫会以S^2-的形式存在；当氧逸度较高时，硫则以SO或SO₂的形式存在（Liang et al., 2006）。SO和SO₂与Cu、Mo等离子更具亲和性，且有较高的溶解度，随着岩浆分 异，流体-熔体中会逐渐富集Cu、Mo等元素，故在高氧逸度时，流体中会富集更多Cu、 M o金属物质，从而有利于成矿。因此，高的氧逸度常作为斑岩型矿床成矿的标志之一（Balla rd et al., 2002; Liang et al., 2006; 辛洪波等，2008）。Ce⁴⁺/Ce³⁺比值 大小能反映出岩浆氧逸度高低（Trail et al., 2012; 赵振华，2010），国内外学者根据Ce ⁴⁺/Ce³⁺比值和Eu/Eu*界定斑岩型矿床的成矿岩体与不成矿岩体，Ce4+ /Ce³⁺临界值一般分布在260～300之间，Eu/Eu*为0.4，大于这2个临界值才具 有 成矿潜力（Liang et al., 2006; 辛洪波等，2008；赵振华，2010）。本文的Ce⁴⁺/C e³⁺比值计算结果表明，黑云母钾长花岗岩样品GTL_03、GTL_04的 Ce⁴⁺/Ce³⁺比值较低，说明氧逸度偏低；而黑云母钾长花岗岩样品GTL_09的Ce ⁴⁺/Ce³⁺比值高，具有较高的氧逸度。表4定年数据 显示GTL_03、GTL_04样品年龄数据稍大于GTL_09样品，且GTL_09样品采样位置位于265 m深 处钻孔内， 因此认为GTL_09粗粒黑云母钾长花岗岩样品代表晚期岩浆结晶的产物。
        高通岭岩体早期结晶岩石具有较低氧逸度，在岩浆演化晚期，氧逸度增加，此时岩浆流体得 以携带更多成矿物质。高通岭岩体不同部位氧逸度存在差异的原因，可能是岩浆演化的结果 ，也可能是局部有高氧逸度物质混染（凌洪飞，2011）。总体上，高通岭岩体氧逸度较低， 不具大规模成矿的潜力。
        通过对高通岭钼矿床赋矿围岩和矿石进行岩相学观察、赋矿围岩的LA-ICP-MS锆石U_Pb定 年、锆石Lu_Hf同位素组成测试和锆石微量元素分析得出以下结论：
        （1） 高通岭钼矿赋矿围岩是黑云母钾长花岗岩。矿石类型可划分为石英脉型、蚀变黑云母 钾长花岗岩型和碎裂岩型。
        （2） 高通岭岩体的锆石²⁰⁶U/²³⁸Pb加权平均年龄为（102.5±1.8 ） Ma。
        （3） 高通岭岩体的锆石ε_Hf(t)为-12.8～-1.7，二阶段地壳模式年 龄 (TC_DM)分布在1976～1271 Ma，峰值为1450～1400 Ma。结合球粒陨石标准化锆 石稀土元素配分模式图，显示高通岭岩体的陆壳源区属性。
        （4） GTL_03、GTL_04黑云母钾长花岗岩样品的锆石Ce⁴⁺/Ce³⁺比值平均分别 为166、155，GTL_09黑云母钾长花岗岩样品的锆石Ce⁴⁺/Ce³⁺比值高，平均 值为377，显示高通岭岩体 总体上氧逸度偏低，大规模钼成矿作用受限。    
        志谢本文的野外工作得到海南省地矿局的支持，在此表示感谢。同时感谢 匿名审 稿专家和编辑老师对本文的审阅及宝贵意见，这使得本文质量有了提高。