新疆吐哈盆地南缘东戈壁巨大型钼矿床控矿地质条件分析

付恒一，汪慧军，董理践，王 璇

(河南省地质矿产勘查开发局第二地质勘查院,河南 郑州 450000)

0 引 言

新疆维吾尔自治区天山山脉东段吐哈盆地南缘东戈壁巨大型钼矿床系近年来河南省援疆项目的重大突破。矿床勘探结束，共获得(331)+(332)+(333)矿石量44 131.84万 t，金属量508 032.49 t，平均品位0.115%。其中(331)矿石量9 624.98万 t，金属量129 409.26 t，平均品位0.134%，规模为巨大型。矿床的发现和探明为在戈壁荒漠景观地区多金属地质找矿提供了宝贵经验。东戈壁钼矿床成因类型为斑岩型钼矿，作者就矿床控矿地质条件所含大地构造、区域构造、地层、岩体和成矿年代等几方面进行论述。

1 大地构造控矿

该区位于中国天山造山带东段，古生代二叠纪末期塔里木—敦煌板块向吐哈板块俯冲的对接带上[1]。该区恰好处于康古尔塔格碰撞带南侧与雅满苏深大断裂之间(图1)，大地构造旋廻即秋格明塔什—黄山复理石岩带(韧性剪切带)中。东天山地幔柱的强烈活动始于华力西中期，岩石圈折沉减薄作用造成基底地层及元古代地层大面积熔融而消失。代表地槽边缘的强活动区域的特点是深大断裂发育，华力西期地壳的表现为大面积形成软弱地带。地幔柱经下地壳、上地壳下部熔融的长期正向演化，最终形成一系列巨大的花岗岩基，在吐哈盆地南缘广大地区分布。为后期的钼矿床的成矿母岩—花岗斑岩岩浆的演化奠定了基础[2]。长期的地壳动荡活动，塔里木板块和吐哈板块自晋宁期末期以来逐步发育为克拉通大地构造单元类型，早古生代加里东造山运动形成古隆起，古生代晚期开始发生拆沉、伸展作用地壳下陷形成裂陷槽，花岗斑岩在局部超浅成侵入并完成斑岩型钼矿床的形成过程并得以完整保存下来，第四纪以来再未受到大的破坏。

图1 东天山大地构造略图

1—康古尔塔格断裂；2—雅满苏断裂；3—沙泉子断裂；4—拱拜子断裂；5—帕尔岗断裂；6—卡哇布拉克断裂；7—辛格尔断裂；8—兴地断裂；9—星星峡断裂；10—阿拉塔格断裂；11—车尓臣断裂；12—准噶尔板块；13—小热泉子—大南湖岛弧带；14—塔里木板块；15—秋格明塔什—黄山复理石岩带；16—阿奇山—雅满苏岛弧带；17—卡瓦布拉克地块；18—帕尔岗地块；19—兴地地块；20—北山华力西期断裂；21—巴伦台地块；22—南天山碰撞带；23—库鲁克塔格地块；24—已知矿床

2 区域构造控矿

大地构造活动的结果，是形成一系列区域构造。一般而言，多金属矿床的形成均与区域构造的发育密切相关，斑岩型钼矿床的成矿也不例外。总体而言，区域构造是造成地壳局部软弱地带形成的充分必要条件[3]。东戈壁钼矿区周边的区域构造较发育(图2)。断裂构造以北东向者为主，近东西向者次之。这些区域构造实际上是深大断裂的派生产物，也是地壳运动和地壳物质不均匀破裂的表现形式。也正是这些区域构造的密集出现地段，给花岗斑岩岩浆超浅成侵入创造了条件。

图2 东戈壁区域构造分布图1—深大断裂；2—区域断裂；3—矿区

3 地层及岩性控矿

斑岩型钼矿床地层控矿的含义，并不是层状矿床和层控矿床的情况，而是矿床产出的地层时代和矿床在地层中的空间分布规律[4]。东戈壁巨大型钼矿床全部产于古生代。石炭系下统干墩组下段(C1gd1)(图3)，岩性为一套陆源碎屑岩-火山岩夹火山碎屑岩组合，以陆源碎屑岩为主，火山岩呈夹层状产于其中。地层整体呈弧形，倾向北西或南东，倾角50°～75°，局部30°～40°。矿区内地层倾向、倾角变化均大。矿区主要岩性为褐黄色-灰黑色变质含砾砂岩、砂岩、泥质砂岩-砂质泥岩、泥岩、凝灰岩、安山岩，地表岩性层不稳定，呈条带状。在1-甲1综合异常区内岩石破碎，裂隙发育，充填有大量石英脉及其他脉体。按赋矿岩石的不同可分为变质砂岩(图4)型矿石、变质砂质泥岩(图5)型矿石、变质泥质砂岩型矿石，变辉绿岩型矿石、变安山岩型矿石、花岗斑岩型矿石、碎裂岩型矿石，以变质砂岩型、变质砂质泥岩型、变质泥质砂岩型矿石为主，占矿区矿石总量的98%。

图3 东戈壁钼矿区地质略图

1—第四系全新统砂砾石;2—石炭系下统干墩组下段;3—变安山岩;4—变质碎屑岩;5—花岗岩脉;6—石英脉;7—深部工程揭露地下全隐伏700 m高程斑状花岗岩体分布范围;8—探槽及编号;9—岩性界线;10—实测断层及编号;11—推测断层;12—矿体及编号。

图4 变质砂岩中斑点状构造(zk0408孔19.10 m处)MSS—变质砂岩；BD—暗色斑点

图5 变质砂岩中纹层构造(zk0303孔2 720 m处)SMS—变质砂岩 纹层密集

陆源碎屑类岩石经大面积、广泛变质后形成硬、脆等物理性碎裂结果，在华力西期花岗斑岩上拱作用下极易发生破碎、破裂而为岩浆期后热液进行大规模充填成矿奠定了基础[5]。这就是斑岩型钼矿床面状破碎、面状蚀变、面状矿化一整套成矿过程的早期阶段。

4 岩体控矿

斑岩型钼矿床成矿母岩-花岗斑岩岩体(产状一般为微型岩株)的形成，是侵入区段深部地幔柱拉斑玄武岩浆沿壳幔深大断裂上侵至下、上地壳熔融基底地层和部分盖层地层，熔浆自身发生一系列改变(由超基性向强酸性的正向演化)的产物。要使熔浆含钼，必须是被熔融的地层或地质体首先含钼，最终才能使熔浆的钼质储备达到足够的浓度要求。

梳理目前国内12个巨大型钼矿床的成因类型，全部为斑岩型钼矿床，即使个别矿床少部分赋矿岩石为矽卡岩，然而就其矿床与花岗斑岩岩浆活动的关系而言，仍属于广义的斑岩型钼矿床大类。斑岩型钼矿床成矿的最大特征就是主要工业矿体深部全部隐伏有花岗斑岩岩体，一部分花岗斑岩岩体极小面积出露地表，而绝大部分(96%)隐伏于地下。东戈壁钼矿床成矿母岩-花岗斑岩岩体为全部隐伏(图6)，而且隐伏深度为185～583 m，平均355 m。岩体长700 m，宽600 m，面积0.043 km2。

图6 东戈壁钼矿1号矿体长轴方向图切剖面图

花岗斑岩岩体具有上小下大的赋存特征，岩体的平面分布范围基本上就是主矿体的平面分布范围。矿体几乎全部赋存在隐伏岩体的上部外接触带的围岩中，岩体与矿体之间有30～200 m的无矿间隔。也有的钼矿床岩体与矿体无间隔甚至粘连在一起，有的矿床内接触带还有厚度20～300 m的矿体存在，但大部分矿床内接触带不形成矿体。

花岗斑岩岩体的出露与否，直接关系矿床的剥蚀程度，如安徽金寨沙坪沟钼矿、内蒙古兴和曹四夭和新疆哈密东戈壁等3个巨大型钼矿床成矿母岩均为全隐伏岩体，矿床形成后剥蚀程度低，资源量经1亿～2亿年的风化绝大部分得以保存。而陕西华县金堆城[6]、河南汝阳东沟(图7)及栾川三道庄几个钼矿床的成矿母岩-花岗斑岩岩体则出露地表，其外接触带主矿体则遭受强烈风化剥蚀，矿床资源量30%～50%被风化带走，形成残余矿床。

图7 东沟钼矿床纵04勘探线形态简图1-Pt2xn23-4:中元古界熊耳群鸡蛋坪组；2-α:安山岩；3-ξ：英安岩；4-γπ53:燕山晚期花岗斑岩

地表出露的花岗斑岩岩体面积一般小于0.5 km2，出露面积为0.036～0.1 km2的岩体常见，这实际上也是地下隐伏岩体遭受剥蚀的结果。因为花岗斑岩岩体虽然是巨大的花岗岩岩浆房经演化至强酸性岩体阶段，在遇到水位为最低标高的地下水时，岩浆侵入停止，开始逐步冷凝、结晶、固结成岩，岩体的顶面形态随地壳浅部地层的薄弱程度显示出地形一样有“山峰”、“山脊”、“凹地”和“沟谷”等而起伏不平的状态，因而矿体亦随着岩体的起伏而起伏。结果岩体首先是最高的“山峰”遭受剥蚀[7]，则矿体比岩体更早遭受风化剥蚀，矿床整体遭受重大损失。新疆哈密东戈壁和安徽省金寨县沙坪沟巨大型钼矿床成矿母岩-花岗斑岩岩株均为深部全隐伏，矿床遭受风化剥蚀程度相对较小。

5 年代控矿

我国钼矿床主要成矿期是中生代燕山期，尤其是侏罗纪和白垩纪为成矿风暴期。但是东天山和华北克拉通北缘部分斑岩型钼矿床为华力西期产物。东秦岭钼矿床的形成开始于侏罗纪，到白垩纪末期成矿逐步减弱基本上接近尾声，从西部的陕西省东部向东跨过整个河南省到大别山的安徽境内，钼矿床成矿母岩的侵入年代及成矿年代由老变新，即有侏罗纪逐步变化为白垩纪。这主要是基于成矿母岩-花岗斑岩岩体中锆石的U-Pb同位素SHRIMP法测年(代表岩体侵入年代)和钼矿石中辉钼矿的Re-Os同位素法测年(代表热液成矿年代)两种手段得出的结果。而东戈壁钼矿床则形成于华力西期二叠纪末和三迭纪初(表1)，在东秦岭—大别山地区则不存在这一时期的钼矿化圈，尤其是豫西地区金、钼、铅锌银矿床成矿年代统计结果也很好地说明了问题(图8)。

表1 东秦岭花岗斑岩体及钼矿年龄(含东戈壁)一览表

图8 秦岭地区钼矿床年龄分布直方图

成矿岩体锆石U-Pb同位素年代代表岩体侵入年代，而花岗斑岩岩浆期后热液金属矿物辉钼矿代表了成矿年代，而成矿年代稍稍晚于岩体侵入年代，二者非常接近。因此，许多研究者常把岩体侵入时代就作为成矿时代进行研究。从表1可以看出，东戈壁钼矿床成矿母岩—花岗斑岩岩体侵入年龄是(227.6±1.3)Ma,系古生代二叠纪末三叠纪初强酸性花岗岩浆活动产物，这一时代岩体在东天山具广泛的代表性[8]。

6 结 语

斑岩型钼矿床是在一定的地质时期全球大陆漂移和板块运动、地壳运动、地质构造和岩浆活动的综合因素(内因)形成的。矿床控矿地质条件的研究揭示了矿床成矿的充分必要条件。成矿的外部条件主要由地壳浅部岩石的物理性能决定。比如，外接触带的岩石首先是抗压强度、抗剪强度必须适合大规模的原始破裂，在花岗斑岩岩体上拱时围岩受力发生的破裂产生数以百万计的裂隙利于岩浆期后热液流动和充填。斑岩型钼矿床外接触带形成细脉浸染状矿石即为沿早期裂隙充填的热液活动的冷凝结果，而内接触带不产生石英细脉，全部形成浸染状矿石。