內(nèi)蒙古烏努格吐山銅鉬礦床Cu、Mo同位素組成及絹云母Ar-Ar測年對區(qū)域成礦作用的啟示*

宓奎峰 呂志成 柳振江 顏廷杰

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心，北京 1000372. 自然資源部礦產(chǎn)勘查技術(shù)指導(dǎo)中心，北京 1000833. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

內(nèi)蒙古烏努格吐山銅鉛鋅礦整裝勘查區(qū)屬內(nèi)蒙古呼倫貝爾市管轄，西南與蒙古國毗壤，北與俄羅斯為界，面積13572km2。該整裝勘查區(qū)主體位于蒙古-鄂霍茨克造山帶和得爾布干斷裂之間的得爾布干成礦帶西南段(王喜臣等，2000；朱群等，2001；權(quán)恒等，2002；Mietal.，2018；劉瑞斌等，2019)。得爾布干成礦帶同俄羅斯遠(yuǎn)東地區(qū)、蒙古國東北部的廣大地區(qū)共同組成蒙古-鄂霍茨克成礦帶(Zorinetal.，2001)，該成礦帶的形成與蒙古-鄂霍次克洋演化密切相關(guān)，成礦帶上分布著大量的斑巖型Cu-Mo礦床和熱液脈型鉛鋅礦床，主要包括烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦(秦克章等，1990；陳志廣等，2008；宓奎峰等，2014；Mietal.，2018)、八大關(guān)斑巖型Cu-Mo礦(Mietal.，2017)、呼扎蓋吐Mo礦(劉瑞斌等，2019)、太平川斑巖型Cu-Mo礦(Zhangetal.，2014)、額仁陶勒蓋Pb-Zn-Ag礦床(呂志成等，2002；田京等，2014)等。

烏努格吐山礦床是該成礦帶上典型的大型斑巖型礦床，其Cu、Mo資源量分別為153萬噸和45萬噸(中國黃金集團(tuán)地質(zhì)公司，2006(1)中國黃金集團(tuán)地質(zhì)公司. 2006. 內(nèi)蒙古新巴爾虎右旗烏努格吐山斑巖型銅鉬礦勘探報(bào)告. 北京: 未公開報(bào)告, 1-206)。自礦床發(fā)現(xiàn)至今，先后有不同學(xué)者從其成巖成礦年代學(xué)、成礦流體演化、成礦物質(zhì)來源、成礦巖漿來源和地球動力學(xué)背景進(jìn)行了研究，并取得一些重要的認(rèn)識。但是這些研究通?；趥鹘y(tǒng)的巖石學(xué)、地球化學(xué)、穩(wěn)定同位素研究，而關(guān)于Cu、Mo等非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素的研究則相對較少。近年來隨著多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜(MC-ICP-MS)的廣泛應(yīng)用，過渡金屬元素同位素地球化學(xué)的研究獲得了蓬勃發(fā)展，不斷有學(xué)者將Mo、Cu、Fe、Zn等同位素研究引入到礦床學(xué)領(lǐng)域(Wangetal.，2016；胡文峰等，2019)，使其成為揭示礦床成因的重要手段。就Cu穩(wěn)定同位素研究而言，聶龍敏和李振清(2012)將其主要作用歸納為： 1)示蹤成礦金屬Cu的來源；2)推斷流體運(yùn)移與金屬沉淀；3)推測礦化過程；4)推斷成礦環(huán)境；5)在礦床勘探中的應(yīng)用。而Mo同位素的研究則主要用于區(qū)別幔源和殼源物質(zhì)來源，如Wangetal.(2016)認(rèn)為幔源和殼源的δ97Mo值分布不均一，其中殼?；煸吹妮x鉬礦的δ97Mo值接近于0‰，該值與其物質(zhì)來源具有巨大的關(guān)系，而與構(gòu)造背景無關(guān)。

基于此，作者首次將Cu、Mo同位素研究應(yīng)用于烏努格吐山礦床，以期能對Cu、Mo等非傳統(tǒng)同位素在礦床學(xué)的應(yīng)用提供借鑒作用。同時(shí)，作者還利用絹云母Ar-Ar方法對礦床中成礦熱事件的年代進(jìn)行了研究，并結(jié)合前人對礦床成巖成礦作用方面的研究成果，對蒙古鄂霍茨克洋演化過程中的多階段斑巖成礦作用進(jìn)行了梳理。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

內(nèi)蒙古烏努格吐山銅鉛鋅礦整裝勘查區(qū)位于得爾布干成礦帶西南端，該成礦帶呈北東向延伸，長達(dá)1500km，主體由額爾古納隆起區(qū)和北部上黑龍江盆地及南部滿洲里-克魯倫火山盆地所組成(圖1a)。成礦帶北西側(cè)為中生代蒙古-鄂霍茨克縫合帶；東南部以喜桂圖-塔源縫合帶為界，為額爾古納地塊與興安地塊在早古生代早期(約490Ma)碰撞拼合后的產(chǎn)物(葛文春等，2005；Wuetal.，2011)；西南部與蒙古東部的中蒙古地塊(Central Mongolia Block)和圖瓦地塊(Tuva Block)連接一體，于早古生代形成一個獨(dú)立的中蒙古-額爾古納地塊(李錦軼等，2004；Wuetal.，2012)。

圖1 中亞造山帶大地構(gòu)造位置(a，據(jù)Mi et al.，2017修改)及中國東北地區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡圖(b，據(jù)Mi et al.，2017，2018修改)主要礦床: 1-太平川Cu-Mo礦床； 2-呼扎蓋吐Mo礦;3-八大關(guān)Cu-Mo礦床；4-八八一Cu-Mo礦床；5-烏努格吐山Cu-Mo礦床；6-甲烏拉Pb-Zn-Ag礦床；7-查干布拉根Pb-Zn-Ag礦床；8-額仁陶勒蓋Ag礦床Fig.1 Schematic map of the Central Asian Orogenic Belt (a, modified after Mi et al.,2017) and geological map of the Great Xing’an Range and adjacent areas in Northeast China (b, modified after Mi et al., 2017,2018) showing the distribution of the major ore depositsOre deposits: 1-Taipingchuan Cu-Mo deposit; 2-Huzagaitu Mo deposit; 3-Badaguan Cu-Mo deposit; 4-Babayi Cu-Mo deposit; 5-Wunugetushan Cu-Mo deposit; 6-Jiawula Ag-Pb-Zn deposit; 7-Chaganbulagen Ag-Pb-Zn deposit; 8-Erentaolegai Ag deposit

區(qū)域地層主要包括由角閃巖相變質(zhì)的興華渡口群、綠片巖相變質(zhì)的佳疙瘩群和少量新元古代花崗質(zhì)巖石構(gòu)成的結(jié)晶基底(Tangetal.，2013)。古生界地層包括烏賓敖包組硅化石英砂巖和含礫石英砂巖、紅水泉組砂巖、莫爾根河組火山巖(李寶民，2012)等。中生代區(qū)域發(fā)育大規(guī)模的火山作用，由下到上依次發(fā)育有：下侏羅統(tǒng)柴河組(J1c)的灰色-灰紫色多斑狀粗安巖、角礫狀粗安巖、安山巖、英安巖等；中侏羅統(tǒng)塔木蘭溝組(J2tm)的灰色粗安巖、輝石粗安巖及氣孔杏仁狀粗安巖；上侏羅統(tǒng)滿克頭鄂博組(J3m)的灰綠色、灰色流紋質(zhì)含角礫晶屑玻屑凝灰?guī)r、流紋質(zhì)晶屑玻屑凝灰?guī)r；瑪尼吐組(J3mn)的灰色、灰紫色安山巖；下白堊統(tǒng)白音高老組(K1b)的紫灰色-淺灰色流紋質(zhì)凝灰?guī)r、流紋巖；下白堊統(tǒng)梅勒圖組(K1ml)發(fā)育有玄武安山巖；下白堊統(tǒng)大磨拐河組(K1d)發(fā)育有礫巖、砂礫巖、粗砂巖等。

得爾布干成礦帶巖漿活動頻繁，《內(nèi)蒙古自治區(qū)區(qū)域地質(zhì)志》中認(rèn)為該區(qū)巖漿事件以古元古代、新元古代和古生代為主，中生代巖漿作用相對較弱(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991)。然而，隨著現(xiàn)代同位素測年技術(shù)的發(fā)展和精度的提高，發(fā)現(xiàn)得爾布干成礦帶中生代侵入巖尤為發(fā)育，并與成礦帶上多金屬成礦作用密切相關(guān)，唐杰(2016)將本區(qū)巖漿活動分為7期：～246Ma(晚二疊世-中三疊世早期)、～225Ma(中三疊世晚期-晚三疊世早期)、～205Ma(晚三疊世晚期-早侏羅世早期)、～185Ma(早侏羅世)、～155Ma(晚侏羅世)、～137Ma(早白堊世早期)和～125Ma(早白堊世晚期)。此外，Mietal.(2020)還在滿洲里南部地區(qū)新發(fā)現(xiàn)了265.5Ma的細(xì)粒二長花崗巖。

成礦帶構(gòu)造以斷裂構(gòu)造為主，北東向和近東西向斷裂將該區(qū)分割成眾多斷塊。北東向斷裂一般規(guī)模較大，活動時(shí)間較長，并造成強(qiáng)烈的構(gòu)造破碎或糜棱巖化帶(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991)。根據(jù)已有的地球物理及遙感影像特征，區(qū)內(nèi)斷裂可劃分為深大斷裂、大型斷裂和一般斷裂(武廣，2006)。深大斷裂為北東向延伸的得爾布干斷裂和近東西向的蒙古-鄂霍茨克斷裂，后者主要分布在俄羅斯、蒙古區(qū)域內(nèi)。大型斷裂包括北東向額爾古納-呼倫斷裂、北西向開庫康-新華-白樺山斷裂和上黑龍江盆地南緣斷裂；近東西向滿歸-西吉諾-塔河-十八站、老溝-二根河-雙合站、塔源-四道溝、新林-興隆-韓家園子韌性剪切帶等。

2 礦床地質(zhì)特征

烏努格吐山礦區(qū)主要發(fā)育兩期侵入巖，一期是晚二疊世黑云母花崗巖，在區(qū)域內(nèi)分布較廣，是礦床的成礦圍巖；另一期是侏羅紀(jì)流紋斑巖、二長花崗斑巖以及安山斑巖(圖2、圖3；Mietal.，2018)。黑云母花崗巖呈灰白色產(chǎn)出，風(fēng)化后通常呈現(xiàn)顆粒狀，其礦物含量為35%～40%的石英，20%～30%的斜長石以及20%～25%的微斜長石，另外還有10%～15%的黑云母以及磷灰石、鋯石、磁鐵礦、鈦鐵礦等其它副礦物。二長花崗斑巖通常與火山通道相伴生，礦化體主要受區(qū)域內(nèi)與火山組合有關(guān)的構(gòu)造控制，整體呈橢圓形的垂直管狀侵入，并向東北方向延伸。二長花崗斑巖通常侵入到早期的黑云母花崗巖中，呈淺灰色或淺灰色-綠色，斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶以斜長石為主，其次為石英和黑云母，斑晶含量占40%～50%；基質(zhì)為石英、鉀長石、斜長石(王之田和秦克章，1988)。流紋斑巖主要產(chǎn)于礦區(qū)的西北部，呈灰色-棕灰色，斑狀構(gòu)造，可見流動紋理，流紋斑巖中含有5%～15%的石英、長石、黑云母斑晶，它們通常遭遇強(qiáng)烈的蝕變作用，長石通常蝕變?yōu)榻佋颇?、白云母、伊利石等。流紋斑巖也是礦區(qū)內(nèi)重要的含礦巖石之一。礦區(qū)內(nèi)還發(fā)育安山斑巖等侵入黑云母花崗巖、二長花崗斑巖和流紋斑巖中的其他巖石。

圖2 烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床地質(zhì)圖(據(jù)中國黃金集團(tuán)地質(zhì)公司，2006)Fig.2 Geological map of the Wunugetushan porphyry Cu-Mo deposit

圖3 烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床勘探線剖面圖(據(jù)中國黃金集團(tuán)地質(zhì)公司，2006；Chen et al.，2011)Fig.3 Cross-section of the Wunugetushan porphyry Cu-Mo deposit (modified after Chen et al., 2011)

NE-SW構(gòu)造以及火山環(huán)狀構(gòu)造是礦區(qū)內(nèi)主要的構(gòu)造，NE-SW和NW-SE向構(gòu)造和火山環(huán)狀構(gòu)造與礦化同時(shí)或較早形成，NW-SE向構(gòu)造形成于礦化后，其中NW-SE向斷層(F7)切斷Cu-Mo礦體以及斑巖體(圖2、圖3)(中國黃金集團(tuán)地質(zhì)公司，2006)。

烏努格吐山Cu-Mo礦體組成一個長環(huán)形礦帶，長軸長2600m，短軸寬1350m，走向50°±，總體傾向北西。由于成礦后期F7斷層錯動，上盤相對上升，垂直斷距不大，相對向北部移動水平錯距600～700m，造成環(huán)形礦體的不連續(xù)，將礦體分為南北兩個礦段。礦體內(nèi)環(huán)主要為鉬礦體，外環(huán)主要為銅礦體，傾向上礦體延深700～1400m。北礦段環(huán)形中部有寬達(dá)900m的無礦核部，南礦段環(huán)形中部無礦核部寬150～500m。礦體沿走向、傾向均具有分枝復(fù)合、膨脹收縮的現(xiàn)象(圖2)。

圍繞環(huán)形構(gòu)造鉬礦體主要在內(nèi)環(huán)，銅礦體主要在外環(huán)。鉬礦體靠內(nèi)接觸帶有一圈斷續(xù)低品位鉬礦體存在；銅礦體在靠外接觸也有一圈斷續(xù)低品位銅礦體存在，北礦段在內(nèi)環(huán)有沿小裂隙貫入的分枝小礦體，使礦體形態(tài)復(fù)雜。烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦區(qū)圍繞二長花崗斑巖體發(fā)育強(qiáng)烈的熱液蝕變，蝕變區(qū)域呈北東向向展布，長約4km，寬約2km。根據(jù)其礦物組合，由斑巖體中心向外，依次可劃分為石英鉀化帶、石英-絹云母化帶和伊利石帶-水白云母化帶(圖2；中國黃金集團(tuán)地質(zhì)公司，2006)。

烏努格吐山礦區(qū)呈現(xiàn)出明顯的礦化分帶，由二長花崗斑巖侵入體向外，依次呈現(xiàn)Mo-Cu、Cu-(Mo)和Pb-Zn的礦化分帶。Mo-Cu礦化分帶通常在石英-鉀化帶以及石英-鉀化帶和石英-絹云母分帶的過渡區(qū)域中產(chǎn)出(圖3)，主要礦石礦物為黃銅礦、黃鐵礦、輝鉬礦，通常呈脈狀、浸染狀產(chǎn)于蝕變巖石中。含輝鉬礦石英脈中主要包括石英+鉀長石+輝鉬礦±黃鐵礦±黃銅礦、石英+輝鉬礦±鉀長石±黃銅礦±黃鐵礦以及石英+輝鉬礦的礦物組合(圖4)。礦區(qū)內(nèi)主要含銅礦物為黃銅礦，也有一小部分為斑銅礦、輝銅礦、黝銅礦、砷黝銅(圖4)。含銅礦物與石英-絹云母蝕變有關(guān)，呈浸染狀分布(圖4)，或者呈石英+黃鐵礦±絹云母±黃銅礦±輝鉬礦以及細(xì)小的石英+黃鐵礦±黃銅礦脈體產(chǎn)出(圖4)。Pb-Zn通常分布在伊利石蝕變帶內(nèi)，方鉛礦和閃鋅礦呈1～3mm不均勻分布在伊利石蝕變帶中。偶爾發(fā)現(xiàn)黃銅礦呈浸染狀分布于閃鋅礦中，屬于流體不混溶的結(jié)果，有的黃鐵礦呈1～3mm的細(xì)脈產(chǎn)出。閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦沿裂縫選擇性交代早期形成的黃鐵礦或黃銅礦(Lietal.，2012)。

圖4 烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床礦區(qū)金屬礦物產(chǎn)出狀態(tài)(a)呈浸染狀產(chǎn)出的黃銅礦；(b)黃鐵礦+絹云母+黃銅礦+輝鉬礦鉀化石英脈；(c)黃鐵礦+黃銅礦石英脈；(d)黃鐵礦+絹云母+黃銅礦+輝鉬礦石英脈；(e)絹云母化蝕變中的輝鉬礦石英脈；(f)呈浸染狀的輝鉬礦產(chǎn)于硅化二長花崗斑巖中；(g)輝鉬礦脈產(chǎn)出硅化流紋斑巖中；(h)鉀長石+輝鉬礦石英脈；(i)絹云母化蝕變. Ccp-黃銅礦；Py-黃鐵礦；Mo-輝鉬礦；Ser-絹云母；Kfs-鉀長石；Q-石英Fig.4 The occurrences of minerals within the Wunugetushan porphyry Cu-Mo deposit(a) chalcopyrite present as disseminations; (b) pyrite+sericite+chalcopyrite+molybdenite+k-feldspar+quartz veins; (c) pyrite+chalcopyrite+quartz veins; (d) pyrite+sericite+chalcopyrite+molybdenite ore veins; (e) the molybdenite+quartz veins within sericite alteration zone; (f) the disseminated molybdenite present within silicified granite porphyry; (g) the molybdenite veins occurred within silicified rhyolite porphyry; (h) K-feldspar+molybdenite+quartz veins; (i) sericite alteration. Mineral abbreviations: Ccp-chalcopyrite; Py-pyrite; Mo-molybdenite; Ser-sericite; Kfs-K-feldspar; Q-quartz

3 采樣及測試方法

3.1 樣品

本次用于Ar-Ar測年的樣品(WS-6)采自于烏努格吐山北采礦區(qū)石英-絹云母分帶中，其中發(fā)育石英+鉀長石+輝鉬礦+黃銅礦+黃鐵礦脈以及石英無礦細(xì)脈。用于進(jìn)行Mo同位素測試的輝鉬礦分別采自浸染狀輝鉬礦、石英+鉀長石+輝鉬礦+黃銅礦+黃鐵礦脈以及石英+輝鉬礦脈中。用于進(jìn)行Cu同位素的樣品采自石英+鉀長石+輝鉬礦+黃銅礦+黃鐵礦脈以及石英+黃銅礦+黃鐵礦脈中。

3.2 分析方法

3.2.1 Cu同位素

Cu同位素分析在瑞典澳實(shí)礦物分析實(shí)驗(yàn)室(ALS Scandinavia AB)進(jìn)行，測試分為3個步驟，即樣品消解、目標(biāo)元素分離純化、儀器測試。首先樣品采用微波輔助的HNO3+HCl+HF對黃銅礦粉末進(jìn)行混酸消解，消解好的樣品采用離子交換樹脂分離純化，具體方法參見Marechaletal.(1999)和Masonetal.(2005)，并按照Borroketal.(2007)建議的方法校準(zhǔn)每個離子交換柱的洗脫曲線。在同位素測試前，采用扇形磁場等離子體質(zhì)譜 (ICP-SFMS, Element2, Thermo Fisher Scientific) 進(jìn)行含量測試、以準(zhǔn)確定容，并確定沒有其它干擾元素的存在。之后對純化樣蒸干后，再用0.7M的HNO3重新溶解，以便稀釋到500×10-9的Cu，準(zhǔn)備上機(jī)測試。同位素測試采用ThermoScientific的NEPTUNE PLUS多接受器等離子質(zhì)譜(MC-ICP-MS) 進(jìn)行。測定結(jié)果以樣品相對于國際標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)(NIST976)的千分偏差表示，即:δ65CuNIST(‰)=[(65Cu/63Cu)sample/(65Cu/63Cu)NIST-1]×1000，測試精度為±0.15‰。

3.2.2 Mo同位素

Mo同位素分析同樣在瑞典澳實(shí)礦物分析實(shí)驗(yàn)室(ALS Scandinavia AB)進(jìn)行，測試流程如下：稱取一定量的輝鉬礦樣品放入鐵氟龍燒杯中，首先加入10mL HF于電熱板上加熱4小時(shí)，然后加入20mL HNO3加熱12小時(shí)，再加入3mL 的HClO4，以便除去少量的有機(jī)質(zhì)和炭質(zhì)；再加入5mL HNO3后蒸干，趕走殘留的HClO4，最后配成6M HCl溶液。溶液配置完成后，采用螯合樹脂(Chelex100螯合樹脂)對消解好的樣品進(jìn)行純化，然后通過元素稀釋劑對樣品進(jìn)行標(biāo)定，用Thermo Finigan公司制造的Neptune 型高分辨多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)對樣品進(jìn)行測試。

3.2.3 絹云母Ar-Ar測年

40Ar/39Ar 測試在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室GVI-5400質(zhì)譜計(jì)上完成。樣品首先送至中國原子能科學(xué)研究院49-2 游泳池反應(yīng)堆中照射50小時(shí)，中子活化編號為GZ17。中子通量監(jiān)測標(biāo)準(zhǔn)樣品為本實(shí)驗(yàn)室所采用的標(biāo)樣北京房山花崗閃長巖黑云母樣品ZBH-25，其K-Ar年齡為132.5±1.2Ma(王松山，1983)。樣品用激光階段加熱求得J值，然后根據(jù)J值變化曲線的函數(shù)關(guān)系和樣品的位置計(jì)算出每個樣品的J值。干擾氬同位素校正因子分別為: (39Ar/37Ar)Ca=8.984×10-4，(36Ar/37Ar)Ca=2.673×10-4，(40Ar/39Ar)K=5.97×10-3和(38Ar/39Ar)K=1.211×10-2。Ar同位素分析之前，整個系統(tǒng)先使用加熱帶在150℃下烘烤去氣。而后，激光階段加熱釋放出來的氣體通過2個SAES NP10Zr/Al吸氣泵純化后送入質(zhì)譜計(jì)進(jìn)行氬同位素分析。每次實(shí)驗(yàn)以本底分析開始，在完成4至6個階段后插做一個本底分析，用以準(zhǔn)確扣除系統(tǒng)的本底。

4 測試結(jié)果

4.1 Cu同位素

烏努格吐山斑巖型礦床中不同類型石英脈中黃銅礦的Cu同位素組成沒有明顯差異，其中石英+鉀長石+輝鉬礦+黃銅礦+黃鐵礦脈中黃銅礦的δ65Cu為0.32‰～0.30‰，石英+黃銅礦+黃鐵礦脈中黃銅礦的δ65Cu值略高于前者，為0.39‰～0.40‰(表1)。

表1 烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床黃銅礦Cu同位素組成(‰)

4.2 Mo同位素

烏努格吐山斑巖型礦床中呈不同狀態(tài)產(chǎn)出的輝鉬礦的δ98Mo/δ95Mo值有一定的差異。其中呈浸染狀產(chǎn)出的輝鉬礦，其δ98Mo/δ95Mo值為0.35‰；在石英+鉀長石+輝鉬礦+黃銅礦+黃鐵礦脈產(chǎn)出的輝鉬礦，其δ98Mo/δ95Mo值為0.03‰；而在石英+輝鉬礦脈產(chǎn)出的輝鉬礦，其δ98Mo/δ95Mo值為-0.16‰～-0.18‰(表2)。

表2 烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床輝鉬礦Mo同位素組成(‰)

4.3 絹云母Ar-Ar測年

絹云母采用激光階段加熱進(jìn)行分析，共經(jīng)歷15個階段的加熱過程(本文選取了8個階段的數(shù)據(jù))，樣品的40Ar/39Ar

測年數(shù)據(jù)采用專業(yè)軟件ArArCALC v.2.52b 進(jìn)行計(jì)算和作圖，其結(jié)果見表3。當(dāng)激光能量為3.6%～8.0%時(shí)獲得平坦的年齡譜，坪年齡為181.9±1.1Ma(1σ, MSWD=1.1)，對應(yīng)的等時(shí)線年齡為181.0±2.3Ma(1σ, MSWD=1.1)，反等時(shí)線年齡為181.1±2.3Ma(1σ, MSWD=1.1)(圖5)。

圖5 烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床絹云母Ar-Ar坪年齡及等時(shí)線年齡Fig.5 Ar-Ar plateau and isochron ages of sericite from the Wunugetushan porphyry Cu-Mo deposit

表3 烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床絹云母激光階段加熱40Ar/39Ar 分析數(shù)據(jù)

5 討論

5.1 礦床形成時(shí)代

關(guān)于烏努格吐山斑巖型礦床的成巖成礦年齡，前人已進(jìn)行了大量的研究，其中秦克章等(1999)針對烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床進(jìn)行了多種方法同位素年齡測定，獲得二長花崗斑巖單顆粒鋯石U-Pb年齡183.3±0.6Ma，全巖Rb-Sr等時(shí)線年齡183.9±1.0Ma，蝕變巖絹云母K-Ar年齡183.5±1.7Ma，這三組年齡分別代表巖漿侵位后開始結(jié)晶年齡、巖漿冷卻年齡和熱液蝕變年齡。Wangetal.(2015)利用SIMS方法測得與烏努格吐山礦床成礦有關(guān)的二長花崗斑巖和圍巖黑云母花崗巖分別形成于180.4±1.4Ma和203.5±1.6Ma，另外斑狀花崗巖的形成年齡為201.4±3.1Ma(Zhangetal.，2016)。輝鉬礦Re-Os年齡顯示烏努格吐山礦區(qū)的成礦作用發(fā)生在180.5±2.0Ma(李諾等，2007；Wangetal.，2015)。Mietal.(2018)將礦區(qū)內(nèi)的巖漿活動劃分為三期，即成礦前、成礦期以及成礦后三期，區(qū)內(nèi)出露的成礦前巖體為產(chǎn)在礦體周邊的黑云母花崗巖，鋯石U-Pb年齡為206Ma，與Cu-Mo礦床的形成沒有直接聯(lián)系；與Cu-Mo成礦密切相關(guān)的主要是中侏羅世復(fù)式雜巖體的侵入，這套復(fù)式巖體主要包括二長花崗斑巖(鋯石U-Pb年齡191Ma)以及流紋斑巖(鋯石U-Pb年齡180Ma)；成礦后出露巖體主要是安山斑巖(鋯石U-Pb年齡172Ma)。

絹云母作為常見的蝕變礦物，在斑巖型礦床及其他熱液型礦床中較為常見，由于絹云母化通常與成礦熱液-交代作用的最早階段有關(guān)，因此絹云母的40Ar/39Ar 年齡可以大致代表同期成礦礦石的成礦年齡，是研究礦床形成年齡的重要手段。此次研究中，獲得烏努格吐山斑巖型礦床成礦早階段的絹云母的坪年齡為181.9±1.1Ma(1σ, MSWD=1.1)，等時(shí)線年齡為181.0±2.3Ma(1σ, MSWD=1.1)，反等時(shí)線年齡為181.1±2.3Ma(1σ, MSWD=1.1)，與輝鉬礦Re-Os等時(shí)線年齡180.5±2.0Ma相一致(李諾等，2007；Wangetal.，2015)，進(jìn)一步證實(shí)礦床形成于早侏羅世。

5.2 Cu-Mo同位素組成及其地質(zhì)意義

5.2.1 Cu同位素

Cu是重要的過渡族金屬元素，分布在各類礦物、巖石、流體及生物體中，并廣泛參與成巖作用、成礦作用、熱液活動和生命活動過程中(王澤洲等，2015)。前文聶龍敏和李振清(2012)對Cu同位素在礦床學(xué)中的用途進(jìn)行了歸納，除此之外，δ65Cu在不同類型的礦床存在著較大的差異，其中，巖漿礦床的δ65Cu值為0.62‰～+0.40‰(Maréchaletal.，1999；Zhuetal.，2000；Larsonetal.，2003)，斑巖型礦床和矽卡巖礦床的δ65Cu值為-1.29‰～+2.98‰(Larsonetal.，2003；Asaeletal.，2007)，VHMS型礦床的δ65Cu值為-0.62‰～+0.34‰(Masonetal.，2005)，熱液脈型礦床的δ65Cu值為-3.70‰～+2.41‰(Moynieretal.，2006)，沉積礦床δ65Cu值為-2.45‰～-0.66‰(Asaeletal.，2007)，造山帶金礦中的δ65Cu值為-1.11‰～1.19‰(Molnáretal.，2016)。根據(jù)不用類型礦床中銅同位素的差異，一些學(xué)者利用Cu同位素對礦床類型進(jìn)行甄別，比如歐陽學(xué)財(cái)?shù)?2017)對江西東鄉(xiāng)銅礦進(jìn)行了研究，獲得礦床礦石中δ65Cu值為-2.10‰～0.17‰，認(rèn)為礦床為巖漿熱液型礦床。

在單個礦床中，不同成礦階段形成的含銅礦物的銅同位素組成也具有明顯的差異(Zhuetal.，2000；Rouxeletal.，2004；Masonetal.，2005)。Lietal.，(2010)對澳大利亞 Northparkes斑巖型礦床兩個礦體四個鉆孔進(jìn)行不同深度，不同蝕變階段的硫化物的δ65Cu比值進(jìn)行了測定，結(jié)果表明δ65Cu在礦化核心為 0.2‰；在礦體邊緣下降至-0.4‰；在青磐巖化圍巖中又上升至 0.8‰，認(rèn)為銅同位素在不同相之間的平衡同位素分餾是從礦體核心至邊緣降低的原因，在巖漿沸騰的過程中，氣液相分離導(dǎo)致重銅同位素進(jìn)入氣相，液相富集輕銅同位素。李振清等(2009)對西藏驅(qū)龍斑巖銅礦床中不同成礦期發(fā)育的黃銅礦進(jìn)行Cu同位素組成研究，發(fā)現(xiàn)黃銅礦的δ65Cu值具有從早期到晚期逐漸增高的趨勢，并認(rèn)為這可能為流體出溶過程中63Cu優(yōu)先進(jìn)入富氣相流體，殘余巖漿逐漸富集65Cu，所以早期出溶的流體傾向于富集63Cu，晚期出溶的流體相對富集65Cu。此外，歐陽學(xué)財(cái)?shù)?2017)對江西東鄉(xiāng)銅礦不同巖性、不同空間的花崗斑巖→石英砂巖→黃銅礦的樣品進(jìn)行了研究，結(jié)果顯示樣品中65Cu距離巖體越遠(yuǎn)，其值約高，說明在硫化物的沉淀進(jìn)程中Cu 的重同位素率先在流體中富集，輕同位素在沉淀物中富集，同樣說明了在礦床形成的不用階段，Cu同位素發(fā)生了分餾，成礦晚期相對富集重同位素。烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床中4件Cu同位素出現(xiàn)了較大的差異(表1)，其中石英+鉀長石+輝鉬礦+黃銅礦+黃鐵礦脈中黃銅礦的δ65Cu平均值為0.31‰，而石英+黃銅礦+黃鐵礦脈中δ65Cu平均值為0.40‰，顯示不同成礦階段的樣品存在一定的差異性，進(jìn)一步說明了斑巖型礦床成礦過程中，成礦早期出溶的流體傾向于富集63Cu，晚期出溶的流體相對富集65Cu(圖6a)。

圖6 烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床黃銅礦Cu同位素組成(a)和輝鉬礦Mo同位素組成(b)Fig.6 Cu isotope composition of chalcopyrite (a) and Mo isotope composition of molybdenite (b) from the Wunugetushan porphyry Cu-Mo deposit

5.2.2 Mo同位素

許多學(xué)者對Mo同位素在礦床學(xué)中的應(yīng)用進(jìn)行了研究，主要包括：(1)示蹤成礦環(huán)境。(2)示蹤成礦物質(zhì)來源：宋世明等(2011)通過對粵西大降坪黃鐵礦礦床的Mo同位素研究，說明礦床在海底噴流沉積形成后，受到了較強(qiáng)的后期熱液改造和疊加成礦作用；Xuetal.(2013)利用Mo同位素對華南揚(yáng)子地臺湖北、貴州等地區(qū)的早寒武世Ni-Mo-PGE-Au多金屬硫化物沉積礦床進(jìn)行了研究，表明金屬元素主要來自早寒武世海水。(3)判別礦床類型：Mathuretal.(2010)對斑巖型銅礦、淺成熱液多金屬礦脈、矽卡巖型礦床和鐵氧化物Cu-Au礦床中的輝鉬礦進(jìn)行研究，結(jié)果表明斑巖型礦床輝鉬礦的δ98Mo/δ95Mo的值為0.07‰±0.23‰(1σ)，其他礦床中為0.49‰±0.26‰，可以據(jù)此判斷礦床類型。此外，Wangetal.(2016)對岡底斯成礦帶上形成于印度-亞洲板塊碰撞過程中的不同階段的5個斑巖型鉬礦(查個勒、沙讓、吉如、驅(qū)龍和朱諾)和1個石英-輝鉬礦型鉬礦(雞公村)，以及其他在大洋俯沖背景形成的斑巖型礦床(美國的Henderson和Bingham以及智利的El Teniente)中的輝鉬礦Mo同位素進(jìn)行了研究，結(jié)果表明δ97Mo值與成礦物質(zhì)來源具有巨大的關(guān)系，而與構(gòu)造背景無關(guān)(Wangetal.，2016)。

在單個礦床中，Shafieietal.(2015)對伊朗 Kerman 地區(qū)的斑巖型銅礦床中的鉬同位素進(jìn)行了研究，結(jié)果顯示成礦早階段的輝鉬礦具有較重的鉬同位素組成，而過渡階段的輝鉬礦具有較輕的鉬同位素組成，認(rèn)為早期和過渡階段造成的同位素分餾可能與流體沸騰、相關(guān)物理化學(xué)條件的變化引起的瑞利分餾以及分子的震動過程有關(guān), 一般來講較輕的鉬同位素優(yōu)先配分到氣相組分中, 而較重的同位素則留在液相組分中。此外，Shafieietal.(2015)也指出輝鉬礦的多型可能也會造成鉬同位素的分餾, 如2H多型輝鉬礦中的S-Mo-S鍵能要比3R多型輝鉬礦強(qiáng)，從而富集重的Mo同位素(2H：δ98Mo/δ95Mo值約為0.35‰，3R：δ98Mo/δ95Mo值約為～0.02‰)，而且在不同的溫度和成礦期次條件下，會形成不同多型的礦物，如在早期600～400℃下，多以2H多型為主，δ98Mo/δ95Mo值平均為0.46‰；過渡期600～400℃下，2H多型和3R多型混生，δ98Mo/δ95Mo平均為0.08‰；晚期遠(yuǎn)低于300℃下情況下，多以3R多型為主，δ98Mo/δ95Mo值平均為0.02‰。Greberetal.(2014)也指出在700～350℃區(qū)間內(nèi)的巖漿-熱液作用過程中，會發(fā)生三種不同模式的Mo同位素分餾模式，即第一階段；在分離結(jié)晶過程中，較輕的鉬同位素進(jìn)入礦物相使得熔體更富重鉬同位素；第二階段；巖漿出溶的流體優(yōu)先富集重鉬同位素；第三階段；由于流體中的鉬同位素組成較高，所以進(jìn)入礦物相中的鉬同位素值相對于早期形成的輝鉬礦的鉬同位素值較高；其結(jié)果都導(dǎo)致礦石比其巖漿來源要富集重的Mo同位素。綜上可以看出，在礦床的成礦作用過程中流體沸騰、氧化還原條件的變化、溫度等物理化學(xué)條件的變化以及輝鉬礦的多型特征等都可能導(dǎo)致成礦過程中輝鉬礦鉬同位素發(fā)生分餾。

烏努格吐山斑巖型礦床中輝鉬礦的δ98Mo/δ95Mo介于-0.16‰～0.35‰之間(表2、圖6b)，分布不均一。其中浸染狀輝鉬礦的δ98Mo/δ95Mo值為0.35‰，石英+鉀長石+輝鉬礦+黃銅礦+黃鐵礦脈中輝鉬礦的δ98Mo/δ95Mo值為0.02‰～0.03‰，石英+輝鉬礦脈中輝鉬礦的δ98Mo/δ95Mo值為-0.18‰～-0.16‰，說明在成礦作用的過程中Mo可能進(jìn)入不同的礦物組合中并發(fā)生了同位素分餾(Mathuretal.，2010)，可能也受到了成礦作用過程中成礦氧化還原條件的變化、溫度等物理化學(xué)條件的變化，或者是輝鉬礦的多型特征的影響，即早期以2H多型為主，晚期以3R多型為主。

5.3 對區(qū)域成礦作用的啟示

得爾布干成礦帶位于蒙古-鄂霍次克造山帶南側(cè)，該成礦帶上礦床的形成和蒙古-鄂霍次克洋的演化密切相關(guān)。蒙古鄂霍次克洋是古亞洲洋向北俯沖引起的弧后拉張所形成，代表古太平洋的一個邊緣分支。蒙古-鄂霍茨克洋從志留紀(jì)打開，到白堊紀(jì)完成碰撞造山運(yùn)動(黃始琪等，2016)，在得爾布干成礦帶上發(fā)育眾多的斑巖型礦床?？臻g上，斑巖型礦床在中俄蒙三國均有分布。在蒙古-鄂霍茨克成礦帶的北側(cè)，包括蒙古國額爾登特斑巖型Cu-Mo礦(江思宏等，2010)、俄羅斯貝加爾地區(qū)的Zhireken斑巖型Mo礦(Berzinaetal.，2015)和Shakhtama斑巖型Cu-Mo礦床(Berzinaetal.，2014)；而在南側(cè)，斑巖型礦床主要分布于得爾布干成礦帶上，包括烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床、八大關(guān)斑巖型Cu-Mo礦床(Mietal.，2017)、呼扎蓋吐斑巖型Mo礦床(劉瑞斌等，2019)、太平川斑巖型Cu-Mo礦床等(Zhangetal.，2014)。礦床通常沿?cái)嗔褞蓚?cè)活斷裂帶交匯部位產(chǎn)出，受北北東向與北東向斷裂共同控制。

目前關(guān)于蒙古-鄂霍茨洋何時(shí)開啟和閉合雖然還存在較大的爭議，但對其晚古生代-中生代的演化歷史已經(jīng)初步形成了相對清晰的認(rèn)識，即在此期間蒙古-鄂霍茨克洋存在南北雙向俯沖，其演化過程可以劃分為三個階段。蒙古-鄂霍茨克構(gòu)造帶內(nèi)不存在前志留紀(jì)海相地層，而且在蒙古-鄂霍茨克洋邊緣的杭蓋-肯特及艾倫達(dá)瓦地區(qū)，志留紀(jì)-泥盆紀(jì)海相地層不整合覆蓋于早古生代構(gòu)造單元之上，由此推測蒙古-鄂霍茨克洋的打開時(shí)間應(yīng)為志留紀(jì)(Zonenshainetal.，1990)。而就其關(guān)閉時(shí)間，有學(xué)者推測為三疊世(Maruyamaetal.，1997)，也有學(xué)者認(rèn)為是晚侏羅世-早白堊世(Zonenshain，1990)。一般而言，蒙古-鄂霍茨克洋兩側(cè)地體的全面碰撞，西部發(fā)生在中侏羅世，中部和東部發(fā)生在晚侏羅世-早白堊世(李錦軼，1998；李錦軼等，2009, 2013；Daoudeneetal.，2013)，總體上沿著蒙古-鄂霍茨克洋延伸方向，由東往西以一種似剪刀的方式，通過雙向俯沖最終關(guān)閉。在其演化過程中，鄂霍茨克成礦帶斑巖型礦床的成礦時(shí)代可分為240～230Ma，180～200Ma，150～160Ma三期，具體如下。

中晚三疊世(240～230Ma) 此時(shí)蒙古-鄂霍茨克板塊存在雙向俯沖，向北俯沖于西伯利亞板塊之下，向南俯沖于額爾古納地塊之下，該時(shí)期的成礦作用主要包括我國八大關(guān)Cu-Mo礦床以及蒙古國的額爾登特Cu-Mo礦床(圖7)，八大關(guān)Cu-Mo礦床的輝鉬礦Re-Os年齡為226.7±2.4Ma、成礦花崗閃長斑巖鋯石U-Pb年齡分別為229.6±1.4Ma，含礦巖漿主要來自于新生下地殼的部分熔融(Mietal.，2017)。

圖7 蒙古-鄂霍茨克成礦帶斑巖型礦床分布圖Fig.7 Distribution of porphyry deposits within the Mongolia-Okhotsk metallogenic belt

早侏羅世(200～180Ma) 蒙古-鄂霍茨克洋板塊持續(xù)向兩側(cè)地塊俯沖，該時(shí)期在額爾古納地塊上有大量的斑巖型礦床產(chǎn)出，主要包括烏努格吐山斑巖型Cu-Mo礦床、太平川斑巖型Cu-Mo礦床、呼扎蓋吐Mo礦床(圖7)，烏努格吐山礦區(qū)圍巖黑云母花崗巖的鋯石U-Pb年齡為206.9±1.9Ma，含礦二長花崗斑巖的鋯石U-Pb年齡為191.7±1.2Ma，輝鉬礦Re-Os等時(shí)線年齡為180.5±2.0Ma(Wangetal.，2015)。來自于新生下地殼的熔融的巖漿，通過區(qū)域性的得爾布干斷裂的侵位形成區(qū)域內(nèi)的黑云母花崗巖。而在180Ma左右，起源于增厚下地殼的部分熔融，并且有地幔物質(zhì)的巖漿形成，大量的銅和其他金屬逐漸在巖漿房中聚集，最終形成烏努格吐山斑巖型礦床(Mietal.，2018)。太平川斑巖型Cu-Mo礦的輝鉬礦Re-Os年齡為200.1±2.5Ma、成礦花崗閃長斑巖鋯石U-Pb年齡分別為202±5.7Ma(Zhangetal.，2016)。劉瑞斌等(2019)測得呼扎蓋吐Mo礦的輝鉬礦Re-Os年齡為179.8±2.7Ma。

晚侏羅世(160～150Ma) 鄂霍茨克洋此時(shí)已經(jīng)閉合，主要發(fā)育類似于特提斯成礦帶上的礦床。由于該區(qū)域處于俄羅斯貝加爾地區(qū)，研究甚少。主要包括Zhireken斑巖型Mo礦床(Berzinaetal.，2015，圖7)和Shakhtama斑巖型Cu-Mo礦床(Berzinaetal.，2014，圖7)，其鋯石U-Pb年齡分別為157.5±2.9Ma、163～159Ma。Shakhtama礦床內(nèi)侵入巖主要來自于新生和古老地殼的混合，金屬和流體主要來自新生地殼(Berzinaetal.，2014)。

6 結(jié)論

(1)烏努格土山礦床成礦早階段的絹云母的坪年齡為181.9±1.1Ma，等時(shí)線年齡為181.0±2.3Ma，與輝鉬礦Re-Os等時(shí)線年齡相一致。

(2)烏努格土山礦床中黃銅礦的δ65Cu平均值為0.31‰～0.40‰，其δ65Cu值從早到晚逐漸增高，可能為流體出溶過程中63Cu優(yōu)先進(jìn)入富氣相流體，殘余巖漿逐漸富集65Cu的結(jié)果。輝鉬礦的δ98Mo/δ95Mo介于-0.16‰～0.35‰，說明在成礦作用的過程中Mo進(jìn)入不同的礦物組合中并發(fā)生了同位素分餾，可能受到了氧化還原條件、溫度等物理化學(xué)條件的變化，或者是輝鉬礦的多型特征的影響。

(3)得爾布干成礦帶礦床的形成與蒙古-鄂霍次克洋的演化密切相關(guān)，成礦帶斑巖型礦床的成礦作用可分為240～230Ma、180～200Ma、150～160Ma三期。

致謝野外工作期間，得到了中國黃金集團(tuán)內(nèi)蒙古礦業(yè)有限公司生產(chǎn)技術(shù)部趙春波、呂海棟、宋志偉工程師以及采礦廠高長義、馮瑞、趙桂香、韓榮榮工程師等的鼎立支持; 審稿專家的修改意見使本文結(jié)構(gòu)和內(nèi)容上更加完善; 在此一并表示感謝！