新疆吐哈盆地南緣東戈壁巨大型鉬礦床控礦地質條件分析

付恒一，汪慧軍，董理踐，王 璇

(河南省地質礦產勘查開發局第二地質勘查院,河南 鄭州 450000)

0 引 言

新疆維吾爾自治區天山山脈東段吐哈盆地南緣東戈壁巨大型鉬礦床系近年來河南省援疆項目的重大突破。礦床勘探結束，共獲得(331)+(332)+(333)礦石量44 131.84萬 t，金屬量508 032.49 t，平均品位0.115%。其中(331)礦石量9 624.98萬 t，金屬量129 409.26 t，平均品位0.134%，規模為巨大型。礦床的發現和探明為在戈壁荒漠景觀地區多金屬地質找礦提供了寶貴經驗。東戈壁鉬礦床成因類型為斑巖型鉬礦，作者就礦床控礦地質條件所含大地構造、區域構造、地層、巖體和成礦年代等幾方面進行論述。

1 大地構造控礦

該區位于中國天山造山帶東段，古生代二疊紀末期塔里木—敦煌板塊向吐哈板塊俯沖的對接帶上[1]。該區恰好處于康古爾塔格碰撞帶南側與雅滿蘇深大斷裂之間(圖1)，大地構造旋廻即秋格明塔什—黃山復理石巖帶(韌性剪切帶)中。東天山地幔柱的強烈活動始于華力西中期，巖石圈折沉減薄作用造成基底地層及元古代地層大面積熔融而消失。代表地槽邊緣的強活動區域的特點是深大斷裂發育，華力西期地殼的表現為大面積形成軟弱地帶。地幔柱經下地殼、上地殼下部熔融的長期正向演化，最終形成一系列巨大的花崗巖基，在吐哈盆地南緣廣大地區分布。為后期的鉬礦床的成礦母巖—花崗斑巖巖漿的演化奠定了基礎[2]。長期的地殼動蕩活動，塔里木板塊和吐哈板塊自晉寧期末期以來逐步發育為克拉通大地構造單元類型，早古生代加里東造山運動形成古隆起，古生代晚期開始發生拆沉、伸展作用地殼下陷形成裂陷槽，花崗斑巖在局部超淺成侵入并完成斑巖型鉬礦床的形成過程并得以完整保存下來，第四紀以來再未受到大的破壞。

圖1 東天山大地構造略圖

1—康古爾塔格斷裂；2—雅滿蘇斷裂；3—沙泉子斷裂；4—拱拜子斷裂；5—帕爾崗斷裂；6—卡哇布拉克斷裂；7—辛格爾斷裂；8—興地斷裂；9—星星峽斷裂；10—阿拉塔格斷裂；11—車尓臣斷裂；12—準噶爾板塊；13—小熱泉子—大南湖島弧帶；14—塔里木板塊；15—秋格明塔什—黃山復理石巖帶；16—阿奇山—雅滿蘇島弧帶；17—卡瓦布拉克地塊；18—帕爾崗地塊；19—興地地塊；20—北山華力西期斷裂；21—巴倫臺地塊；22—南天山碰撞帶；23—庫魯克塔格地塊；24—已知礦床

2 區域構造控礦

大地構造活動的結果，是形成一系列區域構造。一般而言，多金屬礦床的形成均與區域構造的發育密切相關，斑巖型鉬礦床的成礦也不例外。總體而言，區域構造是造成地殼局部軟弱地帶形成的充分必要條件[3]。東戈壁鉬礦區周邊的區域構造較發育(圖2)。斷裂構造以北東向者為主，近東西向者次之。這些區域構造實際上是深大斷裂的派生產物，也是地殼運動和地殼物質不均勻破裂的表現形式。也正是這些區域構造的密集出現地段，給花崗斑巖巖漿超淺成侵入創造了條件。

圖2 東戈壁區域構造分布圖1—深大斷裂；2—區域斷裂；3—礦區

3 地層及巖性控礦

斑巖型鉬礦床地層控礦的含義，并不是層狀礦床和層控礦床的情況，而是礦床產出的地層時代和礦床在地層中的空間分布規律[4]。東戈壁巨大型鉬礦床全部產于古生代。石炭系下統干墩組下段(C1gd1)(圖3)，巖性為一套陸源碎屑巖-火山巖夾火山碎屑巖組合，以陸源碎屑巖為主，火山巖呈夾層狀產于其中。地層整體呈弧形，傾向北西或南東，傾角50°～75°，局部30°～40°。礦區內地層傾向、傾角變化均大。礦區主要巖性為褐黃色-灰黑色變質含礫砂巖、砂巖、泥質砂巖-砂質泥巖、泥巖、凝灰巖、安山巖，地表巖性層不穩定，呈條帶狀。在1-甲1綜合異常區內巖石破碎，裂隙發育，充填有大量石英脈及其他脈體。按賦礦巖石的不同可分為變質砂巖(圖4)型礦石、變質砂質泥巖(圖5)型礦石、變質泥質砂巖型礦石，變輝綠巖型礦石、變安山巖型礦石、花崗斑巖型礦石、碎裂巖型礦石，以變質砂巖型、變質砂質泥巖型、變質泥質砂巖型礦石為主，占礦區礦石總量的98%。

圖3 東戈壁鉬礦區地質略圖

1—第四系全新統砂礫石;2—石炭系下統干墩組下段;3—變安山巖;4—變質碎屑巖;5—花崗巖脈;6—石英脈;7—深部工程揭露地下全隱伏700 m高程斑狀花崗巖體分布范圍;8—探槽及編號;9—巖性界線;10—實測斷層及編號;11—推測斷層;12—礦體及編號。

圖4 變質砂巖中斑點狀構造(zk0408孔19.10 m處)MSS—變質砂巖；BD—暗色斑點

圖5 變質砂巖中紋層構造(zk0303孔2 720 m處)SMS—變質砂巖 紋層密集

陸源碎屑類巖石經大面積、廣泛變質后形成硬、脆等物理性碎裂結果，在華力西期花崗斑巖上拱作用下極易發生破碎、破裂而為巖漿期后熱液進行大規模充填成礦奠定了基礎[5]。這就是斑巖型鉬礦床面狀破碎、面狀蝕變、面狀礦化一整套成礦過程的早期階段。

4 巖體控礦

斑巖型鉬礦床成礦母巖-花崗斑巖巖體(產狀一般為微型巖株)的形成，是侵入區段深部地幔柱拉斑玄武巖漿沿殼幔深大斷裂上侵至下、上地殼熔融基底地層和部分蓋層地層，熔漿自身發生一系列改變(由超基性向強酸性的正向演化)的產物。要使熔漿含鉬，必須是被熔融的地層或地質體首先含鉬，最終才能使熔漿的鉬質儲備達到足夠的濃度要求。

梳理目前國內12個巨大型鉬礦床的成因類型，全部為斑巖型鉬礦床，即使個別礦床少部分賦礦巖石為矽卡巖，然而就其礦床與花崗斑巖巖漿活動的關系而言，仍屬于廣義的斑巖型鉬礦床大類。斑巖型鉬礦床成礦的最大特征就是主要工業礦體深部全部隱伏有花崗斑巖巖體，一部分花崗斑巖巖體極小面積出露地表，而絕大部分(96%)隱伏于地下。東戈壁鉬礦床成礦母巖-花崗斑巖巖體為全部隱伏(圖6)，而且隱伏深度為185～583 m，平均355 m。巖體長700 m，寬600 m，面積0.043 km2。

圖6 東戈壁鉬礦1號礦體長軸方向圖切剖面圖

花崗斑巖巖體具有上小下大的賦存特征，巖體的平面分布范圍基本上就是主礦體的平面分布范圍。礦體幾乎全部賦存在隱伏巖體的上部外接觸帶的圍巖中，巖體與礦體之間有30～200 m的無礦間隔。也有的鉬礦床巖體與礦體無間隔甚至粘連在一起，有的礦床內接觸帶還有厚度20～300 m的礦體存在，但大部分礦床內接觸帶不形成礦體。

花崗斑巖巖體的出露與否，直接關系礦床的剝蝕程度，如安徽金寨沙坪溝鉬礦、內蒙古興和曹四夭和新疆哈密東戈壁等3個巨大型鉬礦床成礦母巖均為全隱伏巖體，礦床形成后剝蝕程度低，資源量經1億～2億年的風化絕大部分得以保存。而陜西華縣金堆城[6]、河南汝陽東溝(圖7)及欒川三道莊幾個鉬礦床的成礦母巖-花崗斑巖巖體則出露地表，其外接觸帶主礦體則遭受強烈風化剝蝕，礦床資源量30%～50%被風化帶走，形成殘余礦床。

圖7 東溝鉬礦床縱04勘探線形態簡圖1-Pt2xn23-4:中元古界熊耳群雞蛋坪組；2-α:安山巖；3-ξ：英安巖；4-γπ53:燕山晚期花崗斑巖

地表出露的花崗斑巖巖體面積一般小于0.5 km2，出露面積為0.036～0.1 km2的巖體常見，這實際上也是地下隱伏巖體遭受剝蝕的結果。因為花崗斑巖巖體雖然是巨大的花崗巖巖漿房經演化至強酸性巖體階段，在遇到水位為最低標高的地下水時，巖漿侵入停止，開始逐步冷凝、結晶、固結成巖，巖體的頂面形態隨地殼淺部地層的薄弱程度顯示出地形一樣有“山峰”、“山脊”、“凹地”和“溝谷”等而起伏不平的狀態，因而礦體亦隨著巖體的起伏而起伏。結果巖體首先是最高的“山峰”遭受剝蝕[7]，則礦體比巖體更早遭受風化剝蝕，礦床整體遭受重大損失。新疆哈密東戈壁和安徽省金寨縣沙坪溝巨大型鉬礦床成礦母巖-花崗斑巖巖株均為深部全隱伏，礦床遭受風化剝蝕程度相對較小。

5 年代控礦

我國鉬礦床主要成礦期是中生代燕山期，尤其是侏羅紀和白堊紀為成礦風暴期。但是東天山和華北克拉通北緣部分斑巖型鉬礦床為華力西期產物。東秦嶺鉬礦床的形成開始于侏羅紀，到白堊紀末期成礦逐步減弱基本上接近尾聲，從西部的陜西省東部向東跨過整個河南省到大別山的安徽境內，鉬礦床成礦母巖的侵入年代及成礦年代由老變新，即有侏羅紀逐步變化為白堊紀。這主要是基于成礦母巖-花崗斑巖巖體中鋯石的U-Pb同位素SHRIMP法測年(代表巖體侵入年代)和鉬礦石中輝鉬礦的Re-Os同位素法測年(代表熱液成礦年代)兩種手段得出的結果。而東戈壁鉬礦床則形成于華力西期二疊紀末和三迭紀初(表1)，在東秦嶺—大別山地區則不存在這一時期的鉬礦化圈，尤其是豫西地區金、鉬、鉛鋅銀礦床成礦年代統計結果也很好地說明了問題(圖8)。

表1 東秦嶺花崗斑巖體及鉬礦年齡(含東戈壁)一覽表

圖8 秦嶺地區鉬礦床年齡分布直方圖

成礦巖體鋯石U-Pb同位素年代代表巖體侵入年代，而花崗斑巖巖漿期后熱液金屬礦物輝鉬礦代表了成礦年代，而成礦年代稍稍晚于巖體侵入年代，二者非常接近。因此，許多研究者常把巖體侵入時代就作為成礦時代進行研究。從表1可以看出，東戈壁鉬礦床成礦母巖—花崗斑巖巖體侵入年齡是(227.6±1.3)Ma,系古生代二疊紀末三疊紀初強酸性花崗巖漿活動產物，這一時代巖體在東天山具廣泛的代表性[8]。

6 結 語

斑巖型鉬礦床是在一定的地質時期全球大陸漂移和板塊運動、地殼運動、地質構造和巖漿活動的綜合因素(內因)形成的。礦床控礦地質條件的研究揭示了礦床成礦的充分必要條件。成礦的外部條件主要由地殼淺部巖石的物理性能決定。比如，外接觸帶的巖石首先是抗壓強度、抗剪強度必須適合大規模的原始破裂，在花崗斑巖巖體上拱時圍巖受力發生的破裂產生數以百萬計的裂隙利于巖漿期后熱液流動和充填。斑巖型鉬礦床外接觸帶形成細脈浸染狀礦石即為沿早期裂隙充填的熱液活動的冷凝結果，而內接觸帶不產生石英細脈，全部形成浸染狀礦石。