图1 乌努格吐山斑岩 Cu-Mo 矿区地质图
Fig.1 Geological map of the Wunugetushan porphyry Cu-Mo deposit
① 中国黄金集团. 内蒙古自治区新巴尔虎右旗乌努格吐山矿区铜钼矿勘探报告, 2006
北京大学学报(自然科学版) 第62 卷 第4 期 2026 年7 月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 62, No. 4 (July 2026)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2026.021
国家重点研发计划(2121YFA0719002)资助
收稿日期: 2025-04-11;
修回日期: 2025-05-11
Mineralization Characteristics of the Intrusions in the Wunugetushan Porphyry Cu-Mo Deposit, Inner Mongolia: Constrained by Geochronology,Oxygen Fugacity and Water Content
斑岩型矿床贡献全球 75%的 Cu 资源、90%以上的 Mo 资源以及 20%的 Au 资源[1], 是世界上铜和钼金属的主要来源, 还产出一定量的 REEs, Re, W,In, Li, PGMs, Pd, Se, Nb 和 Ta 等稀有重要金属资源[2-4]。在过去的几十年中, 我国东北地区发现上百个岩浆热液成矿系统, 成矿时间集中在中生代,成矿类型以斑岩 Mo 成矿系统为主, 使得该地区成为我国重要的资源基地[5-7]。近年来, 大兴安岭地区陆续发现几例中生代斑岩 Cu-Mo 矿床, 如乌努格吐山、太平川、八大关、敖仑花和黑花山等地。学者们对这些矿床的成岩-成矿年代学、岩石元素和同位素地球化学以及成矿流体特征等做了研究, 为认识我国东北地区斑岩 Cu-Mo 成矿作用提供了大量资料[5,8-11], 但成矿岩浆特征和金属沉淀机制等方面的研究较为薄弱。
内蒙古乌努格吐山矿床位于额尔古纳地块南部, 是中国东北地区典型的大型斑岩型 Cu-Mo 矿床之一。中生代岩体在额尔古纳地块广泛出露, 且普遍发育斑岩 Cu-Mo 矿化, 成矿年龄涵盖中-晚三叠世至早侏罗世。乌努格吐山矿床中-晚三叠世岩体和早侏罗世岩体均有出露, 但成矿仅发育于侏罗纪岩体, 造成三叠纪岩体与侏罗纪岩体成矿潜力差异的原因尚不清晰。尽管已经对乌努格吐山矿床的全岩地球化学成分[10]、同位素成分[10,12]、地质年代学[10]和成矿流体[13-14]等方面开展大量探索, 但对各期次岩体初始岩浆性质及矿床成因的分析仍然有待加强。
乌努格吐山岩体中广泛发育的锆石等副矿物很好地记录了初始岩浆的物理-化学特征等信息, 为通过锆石原位微区成分分析来探讨成矿岩浆的特征(如氧逸度和含水量等)、区分三叠纪岩体与侏罗纪岩体的成矿潜力以及厘定 Cu-Mo 富集成矿的关键性控制因素等方面的研究提供了理想的样本。因此,本研究在详细的野外调查基础上, 以乌努格吐山矿区内侵入岩(二长花岗斑岩和石英斑岩)中锆石为研究对象, 采用电激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱法(LA-ICP-MS)进行锆石 U-Pb 定年和微量元素分析, 对比成矿岩浆与贫矿岩浆的特征差异, 探讨控制成矿的关键因素。
中国东北地区位于中亚造山带东段, 由额尔古纳、兴安地块、松嫩-张广才岭地块和佳木斯地块等多个微块体合并而成[5]。该地区显生宙主要经历古生代和中生代两期构造演化活动[5,15-16]。古生代主要受古亚洲洋闭合影响, 构造演化表现为额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块和辽源地块等微陆块的拼合。中生代受古太平洋板块向西北方向俯冲和蒙古-鄂霍茨克洋向东南方向俯冲叠加影响, 导致大规模的岩浆活动和成矿作用, 形成大兴安岭、小兴安岭-张广才岭等多个成矿带[5,16-17]。得尔布干成矿带位于大兴安岭成矿带西北缘, 是我国东北重要的铜、钼等多金属成矿带。
得尔布干成矿带主要指得尔布干断裂以西的中国境内部分, 主体位于额尔古纳地块[18]。古生代以来, 多个构造域的叠加影响使该区域具有高度发育的区域断裂构造, 主要包括一系列 EW 和 NE-NNE向的断裂和次级断裂。额尔古纳地块主要出露前寒武纪地层, 上覆古生代和中生代地层。前寒武纪地层主要由新元古代片岩、麻粒岩和石英岩构成的结晶基底组成, 古生代地层主要包括中泥盆统火山岩和陆源碎屑岩, 中生代地层主要包括侏罗纪中酸性和中基性火山岩以及火山碎屑岩等[5]。
研究区内岩浆活动频繁, 形成岩性复杂且分布广泛的显生宙岩浆岩。受蒙古-鄂霍茨克洋俯冲影响, 额尔古纳地块内中生代侵入岩体极其发育, 并与区域岩浆-热液成矿作用密切相关[19]。近年来,在额尔古纳地块已发现多个斑岩 Cu-Mo 和热液脉型 Pb-Zn-Ag 成矿系统, 如乌努格吐山、太平川、八大关和八八一斑岩 Cu-Mo 矿床, 呼扎盖吐 Mo 矿床、甲乌拉和查干布拉根 Pb-Zn-Ag 矿床等[12]。
乌努格吐山斑岩 Cu-Mo 矿床位于得尔布干成矿带西段, 为额尔古纳地块内最重要的大型斑岩型Cu-Mo 矿床之一, 已经探明 Cu 和 Mo 的储量分别为127 万吨(平均品位为 0.46%)和 42 万吨(平均品位为0.053%)[20]。矿区内出露的地层包括广泛的第四纪松散沉积、中泥盆统乌努尔组地层、侏罗纪火山 岩[9-10](图1)。乌努尔组地层仅在矿区南部有少量分布, 主要由结晶灰岩、砂质板岩和安山岩组成。侏罗纪火山岩广泛出露于矿区北部和西部, 主要为粗面岩、流纹岩和碎屑熔岩等。乌努格吐山矿区的断裂构造以 NE 向、NNW 向和近 EW 向断裂为主, 同时发育火山区内的环形断裂。这些断层穿过矿体, 破坏了矿体的连续性, 近 EW 向断裂将矿体划分为南段和北段(图1)。
图1 乌努格吐山斑岩 Cu-Mo 矿区地质图
Fig.1 Geological map of the Wunugetushan porphyry Cu-Mo deposit
① 中国黄金集团. 内蒙古自治区新巴尔虎右旗乌努格吐山矿区铜钼矿勘探报告, 2006
乌努格吐山矿区发育中生代中酸性侵入岩, 可以划分为成矿前、成矿期和成矿后 3 个阶段[14]。成矿前阶段是晚三叠世, 主要为广泛发育的黑云母花岗岩, 少量花岗斑岩、花斑岩和石英斑岩等。黑云母花岗岩的出露面积约为 110 km2, 占矿区总面积的50%左右, 是主要的矿化围岩。石英斑岩呈深灰色, 具有斑状构造, 呈脉状产出, 斑晶主要由石英(≈20%)和钾长石(≈10%)组成, 基质约占矿物组成的70%, 主要由细粒石英、斜长石和少量副矿物等隐晶质矿物构成(图2(b)和(d))。成矿期岩体主要为早侏罗世二长花岗斑岩, 侵入到早期的黑云母花岗岩中, 面积约为 0.42 平方公里; 二长花岗斑岩呈淡灰白色, 主要由石英(≈25%)、斜长石(≈30%)、钾长石(≈30%)、黑云母(≈10%)、角闪石(≈3%)和少量副矿物(≈2%)组成(图2(a)和(c))。成矿后岩体在矿区内出露较少, 主要为流纹斑岩、安山斑岩以及辉绿玢岩等。此外, 该矿床的露头还包括少量的英安质角砾岩和闪长斑岩等。前人对乌努格吐山岩体地球化学成分研究表明, 成矿的二长花岗斑岩为钾玄岩系列, 属于 I 型花岗岩, 岩浆主要来源可能为加厚下地壳[10]。
图2 乌努格吐山岩体手标本和显微照片
Fig.2 Hand specimens and photomicrographs of the Wunugetushan intrusions
乌努格吐山矿床蚀变强烈且分带明显, 呈近同心环状分布, 从矿床中心区域向外可分为钾化蚀变带、石英-绢云母化蚀变带及伊利石带-水白云母化带等, 其中 Mo 矿化与钾化蚀变关系密切, Cu 矿化主要分布于石英-绢云母化蚀变带[10]。Cu-Mo 矿体呈环状向东北方向延伸[20], 长约 2600 m, 宽约 1350 m, 矿石主要由黄铜矿、辉钼矿、黄铁矿、黝铜矿以及少量方铅矿、闪锌矿等矿物组成(图2(e)和(f))。
用于锆石 U-Pb 和微量元素分析的样品采自乌努格吐山矿区两类代表性岩体, 包括矿化明显的二长花岗斑岩(WS19-40)和围岩石英斑岩(WSYX-13)。将样品粉碎后, 使用重液法和电磁法提纯, 然后在双目显微镜下手工挑选出锆石颗粒。将晶形完好的单颗粒锆石固定在环氧树脂块上进行抛光。通过阴极发光(CL)图像观察锆石的结构, 选择合适的颗粒作为靶区(避开裂缝、强蚀变、含矿物或流体包裹体的区域)。
锆石 U-Pb 同位素测年以及微量元素分析均在广州市拓岩检测技术有限公司的激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上完成, 采用 New Wave Research 193 nm ArF 准分子激光剥蚀系统和Agilent 8900 四极杆型电感耦合等离子体质谱仪。准分子激光发生器产生的深紫外光束经过匀化光路聚焦于锆石表面。激光束斑直径为 30 µm, 频率为 6 Hz, 能量密度为 3.5 J/cm2。激光剥蚀过程中, 以氦气为载气, 以氩气为补偿气来调节灵敏度。以标准锆石 91500 为外标来校正仪器的质量歧视与元素分馏[21]。以 NIST SRM 610 为外标[22], 以 Si 为内标来标定锆石中 Pb 含量, 以 Zr 为内标来标定锆石中其余微量元素的含量[23-24]。以标准锆石 Plešovice 和Tan-Z 为监控样来评估 U-Pb 定年数据的质量。测试过程中, 每个时间分辨分析数据包括大约 45 s 的空白信号以及 40 s 的样品信号, 在两组标准样品测试中间夹带 8 个未知样品的测试。利用 Iolite4 软件处理原始数据(包括样品信号和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移的校正、元素含量及 U-Pb 同位素比值和年龄的计算), 并使用 Isoplot Ex 3.0 计算年龄和绘制协和图[25]。详细的仪器参数以及分析流程参见文献[26-27]。
二长花岗斑岩(WS19-40)和石英斑岩(WSYX-13)的锆石 U-Pb 测试结果见附录 1。本次分析的锆石均为自形-半自形、高透明度、无包裹体的颗粒,具有明显的岩浆振荡环带结构, U/Th 值在 1.0～3.4 之间, 这些特征均指示典型的岩浆成因。通过计算乌努格吐山二长花岗斑岩样品的 15 组分析数据, 得到加权平均 206 Pb/238 U 年龄为 180.9±0.67 Ma (MSWD=0.79, n=15); 计算乌努格吐山石英斑岩样品的 18 组分析数据, 得到加权平均 206 Pb/238 U 年龄为 202.6±1.4 Ma (MSWD=2.20, n=18) (图3)。
图3 乌努格吐山矿床二长花岗斑岩和石英斑岩的锆石协和年龄
Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagrams of the monzogranitic porphyry and quartz porphyry from the Wunugetushan deposit
本次测定的锆石微量元素数据列于附录 2。乌努格吐山二长花岗斑岩和石英斑岩锆石的 Ce 含量分别为 25.5～56.3 和 8.5～64.4 μg/g, Eu 含量分别为0.7～1.7 和 0.3～3.3 μg/g。锆石 Eu 异常值(δEu)用公式δEu = EuN/EuN*=EuN/sqrt(SmN×GdN)计算。乌努格吐山二长花岗斑岩和石英斑岩的 δEu 值分别为 0.39～ 0.59 和 0.13～0.44 (图4(a))。由于花岗岩类样品中锆石的 La 和 Pr 含量极低, 部分样品甚至低于检测限, 因此难以用传统的方法计算锆石 Ce 异常值(δCe)。我们采用 Loader 等[36] 2017 年提出的公式 δCe=CeN/ CeN*= CeN/(NdN2/SmN)进行估算, 得到二长花岗斑岩和石英斑岩锆石的 δCe 值分别为 7.1～397.8 和4.6～103.7 (图4(a))。参照 Loucks 等[37] 2020 年提出 的方法, 对锆石的饱和温度和岩浆的氧逸度(ƒO2)进行估算, 结果如图4(b)所示。二长花岗斑岩和石英斑岩中锆石的饱和温度分别为 674～758℃和 685～1124℃, ƒO2 分别为-14.6～-12.9 (平均值为-13.4)和-17.1～-9.8 (平均值为-14.4), 对应的 ΔFMQ 值分别为+2.3～+3.5 (平均值为+3.0)和-0.5～+2.0 (平均值为+0.7)。
图4 乌努格吐山岩体锆石 δEu 与 δCe 的关系(a)以及锆石饱和温度与氧逸度的关系(b)
Fig.4 Relationships between δCe and δEu (a), and zircon saturation temperature and log ƒO2 (b) from the Wunugetushan intrusions
乌努格吐山二长花岗斑岩的岩浆锆石 U-Pb 年龄为 180.9±0.67 Ma (图3), 代表岩浆结晶的时间,与前人报道的矿区内辉钼矿 Re-Os 年龄 180.5±2.0 Ma[9-10]基本上一致, 且矿区内 Cu-Mo 矿化在二长花岗斑岩中非常明显, 指示成矿与二长花岗斑岩结晶同时发生[13]。石英斑岩脉中锆石 U-Pb 年龄为 202.6 ±1.4 Ma, 与 Zhang 等[35]报道的花岗斑岩年龄 201.4± 3.1 Ma 相近, 属于乌努格吐山成矿前斑岩体。
矿区内岩浆活动主要可以分为成矿前、成矿期和成矿后 3 期[14]。成矿前岩体主要包括本文报道的石英斑岩以及黑云母花岗岩和花岗斑岩, 成矿年龄为 201～206 Ma, 属于晚三叠世, 岩体与成矿作用无直接联系[10,33]。成矿期岩体为二长花岗斑岩, 属于早侏罗世, 本文测定的年龄(≈180.9 Ma)与前人测定的锆石 SIMS U-Pb 年龄(≈180.4 Ma)[10]以及全岩 Rb-Sr 等时线年龄(≈183.9 Ma)和蚀变绢云母 K-Ar 年龄(≈183.5 Ma)[11]基本上一致。成矿后岩体主要为流纹斑岩、安山斑岩和辉绿玢岩, 其中安山斑岩的锆石U-Pb 年龄约为 172 Ma[12]。此外, 在额尔古纳地块已报道成矿年龄的斑岩 Cu-Mo 矿床中, 太平川矿床的成矿年龄(200.1±2.5 Ma)与乌努格吐山相近, 均为侏罗纪[30], 八大关(229.6±1.4 Ma)和八八一(234.4± 0.6 Ma)斑岩 Cu-Mo 矿床成矿岩体的锆石 U-Pb 年龄集中在晚三叠世, 这些成矿岩浆活动主要与蒙古-鄂霍茨克洋俯冲相关[10,16,32,38-40]。
5.2.1 岩浆氧逸度
岩浆的氧化还原状态是控制斑岩型矿床中金属沉淀和富集的重要因素之一[1,41]。因此, 岩浆氧化还原状态一直是斑岩型 Cu-Mo 矿床研究中的难点和热点。判别岩浆氧逸度的传统方法(诸如识别特定矿物组合(角闪石-磁铁矿-榍石和磁铁矿-赤铁矿等矿物组合指示岩浆高氧逸度[42])以及全岩成分半定量计算(Fe2 O3/FeO 和 Zn/Fe 比值等[43]))对样品新鲜度要求高, 判别结果易受后期表生蚀变作用影响。锆石是岩体中广泛存在的副矿物, 具有良好的抗蚀变特性, 并且可以捕获多种稀土元素(如 Eu 和Ce)进入其晶格。由于 Eu 和 Ce 都是变价元素(Eu2+, Eu3+; Ce3+, Ce4+), 当成矿的初始岩浆具有较高的氧逸度时, 熔体中高价态的 Eu3+和 Ce4+相对比例增 大, Eu3+ (1.07 Å)和 Ce4+ (0.97 Å)的离子半径与锆石 中Zr4+ (0.84 Å)接近, 因此更易进入锆石晶格, 导致岩浆锆石具有较高的 Eu 和 Ce 异常。因此, 锆石的Eu 和 Ce 异常特征广泛用于指示岩体的氧化还原状 态[31-32,43-45]。
乌努格吐山成矿的二长花岗斑岩中锆石 δCe 值(平均值为 174.4)和 δEu 值(平均值为 0.47)较高, 与斑岩型 Cu 相关(太平川、黑花山、敖仑花、驱龙和甲玛等)和斑岩型 Mo 相关(岔路口、大黑山、曹四夭、鹿鸣和迪彦钦阿木等)成矿系统的锆石 Eu 和Ce 异常数据相近, 明显高于乌努格吐山不成矿的石英斑岩(δEu 平均值为 0.28, δCe 平均值为 43.6)以及其他不成矿岩浆岩(图4), 表明乌努格吐山成矿岩浆具高氧逸度。此外, 研究区二长花岗斑岩具有较高的 ƒO2 值(平均值为-13.4)和 ΔFMQ 值(平均值为+3.0), 位于赤铁矿-磁铁矿系列(HM)和镍-镍氧化物系列(NNO)的氧逸度标准值之间(图4)。石英斑岩的 ƒO2 值(平均值为-14.4)和 ΔFMQ 值(平均值为+0.7)较低, 基本上位于 NNO 标准值以下(图4)。乌努格吐山矿床成矿岩体的 ƒO2 值近似甚至高于东北地区其他侏罗纪大型斑岩 Cu 成矿系统(太平川、黑花山和敖仑花)和斑岩 Mo 成矿系统(大黑山、岔路口、曹四夭、鹿鸣和迪彦钦阿木等), 落在斑岩 Cu (Mo-Au)矿床区域, 指示成矿初始岩浆熔体的高氧化性特征。这一结论也符合一直以来被广泛接受的认识, 即岩浆高氧逸度是斑岩型 Cu-Mo 矿化的必要条件之一[32,45-46]。
5.2.2 岩浆含水量
目前, 普遍认为岩浆高水含量对斑岩成矿系统的形成至关重要, 且已在多个斑岩成矿系统的研究中被证实[1,31,47-49]。锆石地球化学特征除可以用来指示岩浆氧逸度特征, 近年来也被应用于反映其平衡相熔体的含水量[31-43,49-50]。
乌努格吐山矿床的成矿二长花岗斑岩中, 岩浆锆石具有较高的 10000×δEu/Y 比值(基本大于 3, 平均值为 5.5)和较低的 Dy/Yb (比值基本小于 0.3, 平均值为 0.2), 而不成矿的石英斑岩 10000×δEu/Y 值略微偏低(基本上在 1～3 之间, 平均值为 1.6), 而 Dy /Yb 比值与二长花岗斑岩 相似(基本上小于 0.3, 平均值为 0.2)。乌努格吐山二长花岗斑岩和石英斑岩中锆石的 10000×δEu/Y 比值和 Dy/Yb 比值与许多其他斑岩 Cu (黑花山、德兴、驱龙和甲玛等)和 Mo (岔路口、大黑山、曹四夭、鹿鸣和迪彦钦阿木等)成矿系统相近, 明显高于许多不成矿系统(图5)。上述锆石地球化学特征可以解释为其结晶时的母岩浆在富水条件下经历以角闪石为主的分离结晶作用, 主要因为角闪石更易配分岩浆中的 Y 和中稀土(如 Dy), 而斜长石更易配分岩浆中的 Eu。富水岩浆促进角闪石的分离结晶, 并抑制斜长石的分离结晶。因此, 岩浆的演化会导致初始岩浆中富集 Eu 和重稀土(如 Yb)而亏损 Y 和 Dy 等中稀土[48-49,51]。
图5 乌努格吐山岩体锆石 10000×δEu/Y 值与 Dy/Yb 值的关系
Fig.5 Relationship of zircon 10000×δEu/Y vs.Dy/Yb from the Wunugetushan intrusions
本研究获得的锆石地球化学特征表明, 乌努格吐山二长花岗斑岩和石英斑岩的初始岩浆均具有较高的含水量, 与 Lu 等[31]对多个岩浆-热液成矿系统和不成矿系统中岩浆锆石的统计数据相符, 即富水的成矿初始岩浆中结晶的锆石 10000×δEu/Y 值通常大于 1, Dy/Yb 值小于 0.3。
岩浆的富水特征和高氧逸度对斑岩 Cu-Mo 成矿具有关键性控制作用[1,31-32,48]。初始岩浆高含水量的重要性在于富水环境是成矿金属元素在熔体相与流体相之间迁移的重要保障, 水不仅作为载体促进金属元素的活化转移, 还能维持流体相的稳定性[47]。岩浆高氧逸度是成矿必备的先决条件, 主要因为高氧化状态促使岩浆中硫以氧化态(S6+)形式存在, 有效地阻止金属元素与还原态硫(S2-)结合而形成不溶硫化物, 从而确保 Cu 和 Mo 在熔体中不断富集, 直至流体出溶[52]。
乌努格吐山成矿二长花岗斑岩的初始岩浆具高水含量和高氧逸度, 符合当前斑岩 Cu-Mo 成矿作用的主流观点[1,31-32,48]。矿区内晚三叠纪石英斑岩的初始岩浆可能也具有相对较高的水含量, 但明显较低的氧逸度可能是其不成矿的主要原因。结合大地构造背景, 该区域早侏罗纪主要受蒙古-鄂霍茨克洋演化影响。虽然关于蒙古-鄂霍茨克洋最终闭合的时间目前存在较大的争议, 但对其三叠纪-侏罗纪的演化已有较为清晰的认识。学者们将三叠纪-侏罗纪蒙古-鄂霍茨克洋的演化划分为中-晚二叠世、早侏罗世和中晚侏罗世 3 个阶段[10,12]。在前两个演化阶段, 蒙古-鄂霍茨克洋持续向北部的西伯利亚地块和南部的额尔古纳地块双向俯冲, 俯冲板片(包括洋壳和上覆沉积物)中富水流体(超临界流体或熔体)和氧化物质(如 H2 O, Fe3+, C4+和 S6+等)不断向地幔楔注入, 持续地显著提高地幔的含水量和氧化性, 这种交代的地幔部分最终熔融, 形成异常富水和氧化的弧岩浆[49,52-54]。但是, 在蒙古-鄂霍次克洋板块俯冲早期(≈200 Ma), 地壳增厚程度有限, 不利于产生高分异和高氧逸度的岩浆[55]。因此, 乌努格吐山矿床中 202.6 Ma 的石英斑岩显示其初始岩浆水含量相对丰富, 但氧逸度较低。随后, 在蒙古-鄂霍次克洋和古太平洋持续俯冲的双重影响下, 地壳不断增厚, 初始岩浆熔体的氧逸度和含水量不断提高, 最终侵位形成乌努格吐山的成矿岩体二长花岗斑岩。
1) 乌努格吐山矿床成矿二长花岗斑岩的锆石U-Pb 年龄为 180.9±0.67 Ma, 与辉钼矿 Re-Os 年龄一致, 不成矿石英斑岩脉的锆石 U-Pb 年龄为 202.6± 1.4 Ma。
2) 乌努格吐山矿床成矿二长花岗斑岩的初始岩浆具有高氧逸度和富水特征, 而不成矿石英斑岩的初始岩浆偏向还原状态, 水含量相对偏低。
3) 乌努格吐山矿床的形成主要得益于蒙古-鄂霍茨克洋早侏罗世持续向额尔古纳地块的俯冲。
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附录
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