东秦岭钼矿类型_特征_成矿时代及其地球动力学背景.pdf

2005年 矿 床 地 质 MINERAL DEPOSITS 第24卷 第3期 文章编号0258-7106 2005 03-0292-13 东秦岭钼矿类型、 特征、 成矿时代及其地球动力学背景 Ξ 李永峰1 ,2,毛景文1,胡华斌1,郭保健1 ,2,白凤军1 ,2 1 中国地质大学地球科学与资源学院,北京 100083 ; 2河南省有色金属地质矿产局,河南 郑州 450052 摘 要 文章在总结前人研究成果的基础上,综合论述了东秦岭钼矿床的时空分布、 分类和基本特征。东秦岭 钼矿带沿区域构造线呈近东西向狭长带状展布,钼矿床主要集中分布于金堆城 南泥湖地区内;其形成与燕山期中 酸性浅成-超浅成小花岗斑岩体有关,钼矿床直接产于岩体内外接触带及其附近;矿床类型主要为斑岩型、 斑岩-矽卡 岩型,少量热液碳酸盐脉型。结合Re-Os同位素年龄数据,探讨了东秦岭钼矿床的成矿时代及其成矿物质来源、 成矿 环境、 大规模成矿作用时限及其特征,以及成矿地球动力学背景、 演化特点和成矿过程。研究结果表明除黄龙铺钼 矿床形成于221. 50. 3 Ma外,东秦岭地区钼矿床的大规模成矿主要出现在144. 8 2. 1 ～132. 42. 0 Ma时 限之间,对应的地球动力学背景为华北克拉通与扬子克拉通的碰撞造山后陆内造山局部伸展过程、 中国东部地球动 力学体制大转换晚期岩石圈拆沉及伸展时期。 关键词 地质学;东秦岭钼矿;时空分布;地球动力学背景;综述 中图分类号 P618. 65 文献标识码A 位于华北克拉通南缘的东秦岭钼矿带是中国重要的大 型钼矿分布区之一图1 ,也是仅次于美国西部Climax- Hen2 derson斑岩钼矿带的全球第二大钼矿带,钼矿带西起陕西省 的金堆城地区,东至河南省栾川南泥湖-三道庄-上房沟、 嵩县 雷门沟地区,该矿带产出了金堆城、 南泥湖、 三道庄、 上房沟超 大型钼矿床和雷门沟等10余个钼钨多金属矿床,钼储量约 占全国总储量的52 张正伟等,2001a。此外,斑岩钼矿床 内还伴有钨、 铅、 稀土、 金、 铀等元素的矿化,如南泥湖钼矿中 伴生的钨达到超大型规模,其储量位居中国第二Mao et al. , 2002。 东秦岭钼矿带以其独特的成矿地质背景,丰富的矿产资 源,受到国内外地质工作者的瞩目黄典豪等,1989 ;罗铭玖 等;1991 ;Fan et al. ,1999 ,其构造演化、 成岩成矿规律及其地 球动力学背景是国内外学者共同关注的问题许志琴等, 1986 ;张本仁等,1996 ;高山等,1999 ;毛景文等,2003。1949 年以来,豫、 陕两省地勘部门及多家高校、 科研院所先后在本 区开展了区域地质测量、 矿产普查、 勘探及科研工作,在地层、 构造、 岩浆岩、 矿产勘查及成矿规律等方面,取得了丰硕成果 刘孝善等,1987 ;胡志宏等,1990 ;胡受奚等,1988。一些重 要的钼矿床田均有论文或专著论述,不同学者从不同的角 度对东秦岭钼矿带的成矿时空分布、 成矿物质来源、 构造环 境、 分类、 特征等进行了探讨。 20世纪60年代出现的Re-Os同位素测年技术,于80年 代成熟,90年代日趋精确李永峰等,2004a ,该技术一在中 国出现,便被用于东秦岭钼矿床的定年研究,相继发表了大批 精测的年龄数据黄典豪等,1994 ;1996 ;Stein et al. ,1997 ;Li et al. , 2004b ,为准确厘定东秦岭各钼矿床的成矿时代及其 成矿物质来源和成矿环境,进而准确刻画东秦岭大规模成矿 作用时限及其特征,探讨地球动力学背景、 演化特点和成矿过 程,提供了科学的依据。本文基于前人的基础研究成果,综合 论述了东秦岭钼矿床的时空分布、 分类、 基本特征、 成矿地质 环境,结合笔者近几年获得的Re-Os年龄数据,重点探讨其形 成的地球动力学背景。 1 成矿地质背景 东秦岭地处华北克拉通南缘与秦岭造山带相接的地带, 中生代以前为华北克拉通的组成部分,具有典型的克拉通边 缘特征赵振华等,2003。在中新生代经历了秦岭造山带的 陆内造山运动,成为秦岭造山带的北缘组成部分张国伟等, 1997 ;2001 ,其地质演化涉及华北克拉通、 南秦岭、 北秦岭、 扬 子克拉通4个构造单元。 区内结晶基底为新太古代太华群深变质岩系,主要由英 云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质 TTG片麻岩、 原岩属拉 斑玄武岩的斜长角闪岩和石榴二辉麻粒岩以及具孔兹岩建造 特 征的富铝、 富碳质片麻岩、 大理岩和磁铁石英岩等组成,变 Ξ本文为国家重点自然科学基金项目编号40434011和国家重点基础研究发展规划项目编号G1999043211的成果 第一作者简介 李永峰,男, 1964年生,高级工程师,现为中国地质大学北京在读博士研究生,矿床学专业。 收稿日期 2005-03-21 ;改回日期 2005-04-15。张绮玲编辑。 图1 东秦岭钼矿带地质略图据黄典豪等,1996 1 白垩系砂页岩; 2 寒武系灰岩; 3 新元古界官道口群、 栾川群碳酸盐岩; 4 中元古界熊耳群火山岩; 5 中元古界陶湾群大理岩; 6 中元古界宽坪群绿片岩; 7 下元古界秦岭群变质岩; 8 太古界太华群角闪斜长片麻岩; 9 燕山期花岗岩;10 燕山期二长花岗岩; 11 断层; 12 地质界线;13 碳酸盐型钼铅矿床; 14 斑岩-矽卡岩型钼钨矿床; 15 斑岩型钼矿 Fig. 1 Geological sketch map of the East Qinling Mo belt after Huang et al. ,1995 1Cretaceous sandstone and shale; 2Cambrian limestone; 3Carbonate rocks of Late Proterozoic Guandaokou Group and Luanchuan Group ; 4Metavolcanics of Middle Proterozoic Xiong’er Group ; 5Marble of Middle Proterozoic Taowan Group ; 6Greenschist of Middle Proterozoic Kuanping Group ; 7Metamorphic rocks of Lower Proterozoic Qinling Group ; 8Amphibolite gneiss of Archean Taihua Group ; 9Yanshanian granite; 10Yanshanian monzonitic granite; 11Fault ; 12Geological boundary; 13Carbonatite Mo-Pb deposit ; 14Porphyry-skarn Mo-W deposit ; 15Porphyry Mo deposit 质作用达高角闪岩相和麻粒岩相。太华群英云闪长质片麻岩 的锆石207Pb/ 206Pb 年龄为2 841 6 ～2 8067 Ma Kro2 ner et al. ,1988。区内盖层主要由中-新元古代的熊耳群、 官 道口群、 栾川群等组成。东秦岭地区于中元古代进入被动大 陆边缘裂谷演化阶段,在伸展构造背景中出现以陆相为主的 熊耳群火山岩系,这是一套中基性-中酸性双峰火山岩为主夹 海陆相碎屑沉积的火山-沉积岩系,沿洛南-栾川断裂北侧呈 狭长带状分布,与伸入山西境内的西洋河群形成三角辐射状, 熊耳群火山岩的岩石组合特征及其富钾、 富铁的地球化学特 征既不同于一般碱性火山岩,又不同于一般钙碱性火山岩系, 而应属于早期裂谷的偏碱性火山岩,它是本区中元古代辐射 状裂谷形成的初期产物,呈角度不整合覆盖于太华群结晶基 底之上,是华北克拉通南缘最主要的盖层岩系,在熊耳山-崤 山一带厚度达7 000 m;同位素年龄测定资料表明,该套火山 岩系形成于1 950～1 400 Ma之间张宗清等,1994 ;赵太平 等,2001。官道口群属滨海相碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造,呈 低角度不整合或假整合覆盖于熊耳群之上,总体组成一个完 整的沉积旋回。栾川群整合于官道口群之上,为一套浅海陆 源碎屑岩-碳酸盐岩建造,分4个较为明显的沉积旋回。下寒 武统至上三叠统为典型的华北克拉通沉积,缺失泥盆系和志 留系,其中寒武系和奥陶系为海相地层,二叠系和三叠系为陆 相地层。中新生代地层分布于局部陆相盆地内,岩性主要为 洪积-冲积相及河湖相碎屑沉积物,个别盆地零星产出白垩纪 火山碎屑沉积岩。 本区由于受板块边界深断裂和秦岭褶皱带长期活动的影 响,构造形态复杂,断裂与褶皱均较发育,区域构造格架为近 东西向与NNE向两组构造相互交织成的格子状。北部为一 些形态较简单的宽缓褶皱,向南变为形态复杂的线型褶皱。 区内断裂以近东西向最为发育,其次为NNE向。近东西向 断裂与NNE向断裂交汇部位常控制燕山期中酸性小侵入体 的分布。 区内岩浆岩广泛发育,岩浆作用贯穿本区整个地质演化 历史,具有长期性、 多次性,主要有太古宙晚期的双峰式火山 喷发和中元古代早期的溢流与喷发,以及燕山期大规模酸性 岩浆活动,其中以燕山期岩浆活动最为强烈。太古宙岩浆活 动表现为侵入太华群中的超基性岩、 基性岩。中元古代的岩 浆活动造成熊耳群在区内广泛分布。燕山期,秦岭进入陆内 造山作用演化阶段,并以陆内俯冲的逆冲推覆隆升和伸展为 特征张国伟等,1996 ,伴随这些构造作用,东秦岭地区发生 了大规模花岗岩浆活动,花岗岩体主要以小斑岩体产出,仅部 392 第24卷 第3期 李永峰等东秦岭钼矿类型、特征、成矿时代及其地球动力学背景 分地区有大岩基形成,代表性岩体有老牛山岩体、 华山岩体、 文峪岩体、 娘娘山岩体、 合峪岩体、 花山岩体和五丈山岩体等, 岩性以黑云二长花岗岩和黑云母花岗岩为主。小斑岩体及花 岗岩基均是造山期后地壳增厚背景下的产物,其源区研究表 明,小斑岩体的来源深度明显大于大岩基,可能来自下地壳或 上地幔;大岩基则是地壳重熔的产物,其形成则主要与壳内作 用直接相关。 东秦岭燕山期斑岩体分布于黑沟 栾川深断裂以北,展 布方向与该深断裂大体一致,走向EWNWW ,已知主要岩 体约100个。同一岩体早期为石英闪长斑岩,中期为二长花 岗斑岩或花岗闪长斑岩,晚期为钾长花岗斑岩。岩石类型以 二长花岗岩、 花岗闪长岩和黑云母花岗岩为主。地球物理探 测及对其深源基性包体的温压条件计算同位素示踪、 稀土元 素和微量元素地球化学证明,该类花岗岩是下地壳物质部分 熔融作用形成的岩浆,又经历了岩浆结晶分异作用,并遵循了 由基性向酸性正向演化的规律李宪梓等,1993 ;卢欣祥等, 2002 ,一般都发育典型的斑状结构,出现高温石英等,它们是 在板内地球动力学条件下,由基性岩浆的底侵作用而形成肖 庆辉等,2002。由于岩浆的主化学成分的不同,它们可以形 成不同的矿物组合,表现出明显的成矿专属性,Mo、W矿化主 要和富硅、 富钾的超酸性花岗斑岩有关,当w SiO 2 72 、 w K 2 O ≥w Na 2O ,形 成 钼 矿;当w SiO 2≤72 、 w K 2 O ≤w Na 2O ,则对金、 铜矿化有利卢欣祥等,2002。 2 矿床空间分布规律 东秦岭钼钨矿带主要出露于陕西洛南 河南栾川一 带,西起老牛山花岗岩体东侧,东至伏牛山岩体西侧。呈近东 西向狭长带状展布,长约250 km ,宽20～26 km ,面积 10 000 km2。南面以铁炉子 黑沟 栾川 固始断裂与秦 岭褶皱系分隔;北界西端以石门 潘河 马超营断裂为界,东 端以熊耳群与官道口群接触界线为界;矿带中部发育的石门- 马超营断裂作为重要的构造标志,大致可将整个矿带分为南、 北2个成矿亚带。 北亚带出露地层主要为中元古界熊耳群中基性火山岩 和官道口群滨海相碎屑岩-碳酸盐岩,太古宙太华群绿岩建造 呈零星状分布。矿床类型主要为斑岩型和热液碳酸盐岩脉 型,次为斑岩-矽卡岩型,成矿元素组合主要为Mo、Mo-Re-U- Pb、Mo-Pb- U ,次为Mo-Fe和S-Fe-Mo多金属,主要分布有 金堆城、 石家湾、 黄龙铺、 木龙沟、 银家沟、 雷门沟、 黄水庵等矿 床图1 ,空间上可分为3个成矿集中区,西部以金堆城、 黄 龙铺为代表,中部以木龙沟 后瑶峪为代表,东部集中于嵩县 西北部的雷门沟一带。上述矿床产于中元古界熊耳群中基性 火山岩系和官道口群石英岩、 板岩、 硅质条带白云岩以及太古 界太华群黑云斜长片麻岩、 角闪斜长片麻岩、 混合岩中胡受 奚等,1988 ;张正伟等,2001b。 南亚带出露地层主要为中元古界官道口群碎屑岩-碳酸 盐岩和新元古界栾川群碎屑岩-碳酸盐岩。分布矿床主要有 夜长坪、 南泥湖 三道庄、 上房沟、 马圈、 骆驼山等,矿床类型 主要为斑岩-矽卡岩型,成矿元素组合可分为Mo-W、Mo- W-Fe、S-W-Zn-Cu-Be。与北亚带矿床富集铼元素的特点相 反,大量富集钨而极少含铼。在空间分布上可分为2个矿化 集中区。西部为夜长坪 老庙沟矿化集中区,矿床产于中元 古界官道口群龙家园组和巡检司组燧石条带、 条纹状白云岩、 大理岩中,主要为钼钨矿床,伴生铜、 硫、 锌、 铁矿床,东部矿化 集中区分布在栾川西北部,矿床产于新元古界栾川群的白术 沟组、 三川组、 南泥湖组大理岩、 石英岩、 变粒岩、 片岩和煤窑 沟组白云石大理岩中,主要为钼矿床、 钼钨矿床和钼铁矿床 表 1 。 矿床类型与围岩地层的时代无关,但对围岩性质具有选 择性,主要表现为不同岩性形成不同类型的矿床盛中烈等, 1984。如在火山岩中赋存的矿床往往为细脉浸染型矿床 ,在 碎屑岩中形成角岩型矿床,当围岩为大理岩、 白云岩等碳酸盐 岩时如官道口群、 栾川群 , 除岩体内带发生斑岩型矿化外, 其内、 外接触带往往形成矽卡岩型矿化。矿化类型和岩体特 征受岩浆侵位深度的控制,侵位较浅时形成爆破或隐爆角 砾岩型矿化,侵位较深时形成斑岩型矿化,矽卡岩型矿化则可 深可浅。含矿流体的沉淀作用往往与地层的化学成分和富集 层位对岩体成分和成矿作用的影响有关。 3 矿床类型及典型矿床田特征 根据矿床地质特征、 成矿元素组合、 矿床成因、 产出特点 和成矿机制,可将东秦岭钼矿床分为斑岩型、 斑岩-矽卡岩型、 热液碳酸盐脉型3类,其中斑岩型矿床以金堆城、 雷门沟钼矿 床为典型代表,南泥湖 三道庄、 上房沟矿床则是斑岩-矽卡 岩型矿床的典型代表,热液碳酸盐脉型矿床出露较少,以黄龙 铺、 黄水庵矿床为典型代表,各矿床特征见表1。 3. 1 斑岩型钼矿 金堆城钼矿 金堆城斑岩钼矿床位于陕西省华县境内图2 ,矿区出 露地层为中元古界熊耳群,岩性主要为安山-流纹岩及橄榄安 粗岩类,以富钾质为特征,主要分布于老牛山岩体东南地区。 矿区南部的上元古界官道口群高山河组不整合覆盖于熊耳群 之上,岩性主要为石英砂岩、 泥岩和板岩。区内褶皱构造为金 堆城背斜,轴向大致呈NNE向展布,由熊耳群火山岩构成。 断裂构造主要为NE-NEE向和NW-NWW向2组,NW向断 裂控制着金堆城花岗斑岩的侵位和蚀变分带。北侧的燕门凹 断裂限定了钼矿化北界,南部碌碡沟逆冲断裂使高山河群石 英岩推覆于钼矿之上。区内火成岩为加里东期辉绿岩、 燕山 期老牛山花岗岩体和金堆城花岗斑岩及脉岩。与矿化有关的 金堆城钾长花岗斑岩体呈岩筒状,地表出露长450 m ,宽 150 m ,面积约0. 067 km2;深部长2 000 m ,宽450 m ,面 积约0. 35 km2。岩体北宽南窄,向北西延伸,侵入于中元古 界熊耳群火山岩中。 岩石以高硅富碱为特征,属于碱-钙碱系 492 矿 床 地 质 2005年 592 第24卷 第3期 李永峰等东秦岭钼矿类型、特征、成矿时代及其地球动力学背景 图2 金堆城钼矿床地质略图据黄典豪等,1987 1 新元古界官道口群石英岩;2 中元古界熊耳群变细碧岩; 3 中元古界熊耳群板岩; 4 辉绿岩脉; 5 燕山期老牛山二长花岗岩; 6 燕山期金堆城花岗斑岩; 7 黑云母化; 8 角岩化; 9 矿体界线; 10 地质界线; 11 地层不整合界线; 12 断层; 13 背斜轴; 14 向斜轴 Fig. 2 Schematic geological map of the Jinduicheng porphyry molybdenum deposit after Huang et al. ,1987 1Quartzite of Late Proterozoic Guandaokou Group ; 2Metaspilite of Mesoproterozoic Xiong’er Group ; 3Slate of Middle Proterozoic Xiong’er Group ; 4Diebase; 5Yanshanian Laoniushan monzonitic granite; 6Yanshanian Jinduicheng granitic porphyrry; 7Biotitization; 8Hornfelsation; 9Boundary of orebody; 10Boundary of strata; 11Unconity; 12Fault ; 13Axis of anticline; 14Axis of syncline 列岩类。 矿体主要产于NW走向的燕山期花岗斑岩内部,部分产 于安山质火山岩中,呈巨大的连续扁豆体沿325～145 方向 延伸,矿体地表出露长约1 600 m ,深部控制长2 200 m ,厚度 约600～700 m。矿石类型分为3种花岗斑岩型、 变安山岩 型、 板岩-石英岩型。矿化与蚀变发育于斑岩体及其外接触带 广大范围,自斑岩体向外呈现有规律的面型蚀变钾长石化- 绢英岩化-硅化-青磐岩化。各蚀变带矿化均由不同矿物组合 的交错石英细脉所组成任启江等,1987 ,大致可分为3期 早期为无矿化的钾长石-石英脉;中期为成矿阶段,主要为硫 化物-石英、 硫化物-萤石-钾长石-石英脉;晚期为硫化物-方解 石-石英、 黄铁矿-沸石-石英脉。 矿床形成的均一温度为240～450℃,主成矿阶段均一温 度为300～400℃,黄铁矿的δ 34S值为 3. 7‰ ～ 5. 60‰,辉 钼矿δ 34S平均值为 4. 10‰,δ 34S平均为 4. 8‰黄典豪等, 1987 ,显示深部岩浆来源。氢、 氧同位素研究结果表明徐兆 文等,1998 ,δ 18 O为11. 83‰～8. 59‰,均值为9. 54‰; δ 18O水 ‰ 为7. 77‰ ～- 10. 12‰,均值为- 1. 03‰;氢同位素 δD为- 57. 22‰ ～- 120. 69‰,均值为- 82. 83‰;从成矿前 → 成矿期 → 成矿后,δ 18O水、 δD值有逐渐降低的趋势,说明从 成矿前至成矿后,雨水的混入量不断增加,成矿流体早期主要 来自岩浆热液,晚期伴有大量雨水。 3. 2 斑岩-矽卡岩型钼钨矿 南泥湖钼矿田 南泥湖矽卡岩-斑岩型超大型钼钨矿田位于豫西栾川 南部,包括南泥湖斑岩型钼钨矿床、 三道庄矽卡岩型钼钨 矿床、 上房沟斑岩型钼铁矿床等3个超大型矿床,外围尚有 692 矿 床 地 质 2005年 马圈、 石宝沟、 鱼库、 黄背岭等斑岩型、 矽卡岩型中-小型钼矿 床点 图 3 。 区内出露地层主要为上元古界栾川群巨厚层中浅变质 的浅海相碎屑岩及碳酸盐岩,因受燕山期中酸性岩浆活动影 响而形成了范围广泛的各种角岩和矽卡岩。主要容矿地层为 三川组大理岩、 南泥湖组大理岩、 片岩及煤窑沟组白云质大理 岩图 3 。区内断裂以NWW-NW向最为发育,NE向组次 之。岩浆岩主要有加里东期的变辉长岩、 正长斑岩和燕山中 晚期的南泥湖、 上房沟、 石宝沟、 鱼库、 马圈等中酸性岩体。与 钼钨矿化有关的花岗斑岩组成复式小岩体,均呈小岩株状, 属浅-超浅成相,岩石类型为钙碱性。岩浆演化方向为花岗闪 长岩 → 二长花岗岩 → 花岗斑岩,在岩浆演化过程中,随着岩浆 酸度的增高,钼、 钨含量有大幅度的增长,可高于维氏值几十 至几百倍。成矿岩石普遍具高碱、 富钾、 超酸的岩石化学特征 徐兆文等,1995。 钼钨矿体在矿床中的赋存部位有3种形式① 在岩体 外接触带上房沟矿床 , 矿体呈倒杯状,中心为无矿或弱矿 化;② 主要在外接触带角岩中,矿体呈似层状、 透镜状南泥湖 矿床 ; ③ 远离接触带的矽卡岩中,矿体呈层状、 似层状三道 庄矿床。 南泥湖钼钨矿床产于南泥湖斑状二长花岗岩体内及其 外接触带矽卡岩、 角岩中,矿体北西长2 400m ,南北宽1 000 图3 南泥湖钼矿田地质简图据Li et al. , 2004b 1 第四系;新元古界栾川群;2 煤窑沟组白云质大理岩; 3 南泥湖组大理岩、 片岩; 4 三川组变砂岩、 黑云大理岩; 5 白术沟组石英 岩、 片岩白云质大理岩; 6 中元古界官道口群石英砂岩、 白云岩; 7 燕山期斑状花岗岩; 8 燕山期花岗斑岩; 9 变辉长岩; 10 地层产状; 11 断层; 12 地质界线; 13 矿床大、 中、 小型 ; 14 岩体/矿床年龄及测试方法; 15 研究区;16 村庄 Fig. 3 Geological map of the Nannihu Mo orefield , East Qinling area after Li et al. , 2004 1Quaternary sediments; Neoproterozoic Luanchuan Group 2Dolomitic marble of Meiyaogou ation; 3Marble and schist of Nannihu For2 mation; 4Meta-sandstone and biotite marble of Sanchuan ation; 5Quartzite , schist and dolomitic marble of Baishugou ation; 6 Quartz sandstone and dolomite of Mesoproterozoic Guandaokou Group ; 7Yanshanian porphyritic granite; 8Yanshanian granite porphyry; 9 Meta-gabbro ; 10Atittude; 11Fault ; 12Geological boundary; 13Deposits large , medium , small ; 14Ages of rock and mineralization as well as the measuring ; 15Study area; 16Village 792 第24卷 第3期 李永峰等东秦岭钼矿类型、特征、成矿时代及其地球动力学背景 ～1 179 m ,厚度变化大,单孔控制厚度最大420. 12 m ,最小2 m ,平均144. 13 m ,矿体总体走向318,倾向SW ,倾角15～ 26,平均20 。矿体形态呈似层状,向四周分支尖灭。 三道庄钼钨矿床主要赋存于三川组上部大理岩及其交 代形成的矽卡岩中,主矿体沿走向长2 100 m ,沿倾向延伸 1 800 m ,厚度一般80～150 m。矿体规模大,形态简单,呈层 状或似层状产出。总体产状280～310,倾向SW ,倾角平缓, 一般5～10,局部地段因受褶皱、 断裂构造影响而变陡。 上房沟钼铁矿床产于上房沟花岗斑岩与新元古界栾川 群煤窑沟组白云质大理岩的内、 外接触带上,钼矿体主要赋存 于大理岩、 矽卡岩和花岗斑岩中,铁钨矿体主要产于矽卡岩 中。矿体平面上呈环带状,花岗斑岩中心为无矿核心,环带东 西长800～900 m ,南北宽400～500 m。 矿石类型主要有矽卡岩型占全区已探明金属储量的 50 以上、 角岩型长英角岩型透辉石斜长石角岩型 占 40 、 花岗斑岩型占10 和细晶正长岩型储量甚 少。 根据矿物共生组合特点,可将成矿过程大致分为3个矿 化阶段罗铭玖等,2000 ①基本无矿化的硅、 铝、 钾交代阶 段,② 钼、 钨、 铁矿化交代阶段,③ 石英-硫化物阶段,是辉钼矿 的主要形成阶段,以形成大量的黄铁矿、 辉钼矿及少量黄铜 矿、 闪锌矿等硫化物为特征,并与石英、 钾长石、 方解石、 萤石 等组成各种细脉,充填于矽卡岩、 大理岩等岩石的裂隙中。 黄铁矿、 方铅矿的δ 34S 均为正值,变化范围为 1. 84‰ ～ 6. 27‰,呈塔式分布,表明有大致相同的硫源;从矿化早 期到晚期,δ 34S呈递减趋势。铅同位素具有以深源铅为主的 壳幔混合源特点。主成矿期石英-硫化物阶段石英的δ 18O 变 化为8. 4‰ ～12. 5‰,对应的成矿流体的δ 18O水 值为- 5. 0‰ ～11. 8‰,且从早到晚明显降低,表明早期成矿流体基本属岩 浆水,之后大气降水逐渐加入罗铭玖等,2000。 3. 3 碳酸盐脉型钼矿床 黄龙铺钼矿床 黄龙浦钼矿床与金堆城钼矿床相距约12 km ,但成因类 型为碳酸盐脉型钼矿床。探明钼储量11. 5万t ,钼品位 0. 086 。新太古代太华群片麻岩构成区内结晶基底,中、 上 元古界铁铜沟组和熊耳群火山岩系及蓟县系浅变质岩构成 上构造层,并与基底呈不整合接触。基底构造线褶皱、 断裂 呈近EW向和NW向。 该钼矿床产于板岔梁-蚂蚁山背斜的北东翼,钼矿体主要 赋存于熊耳群黄龙铺组的变细碧岩层内,并受NW向和NE 向断裂的联合控制图4 ,主要由含钼铅石英方解石碳酸 盐脉组成,呈似层状和透镜状,一般脉长几十至100多米,最 长者达500 m左右,宽0. 1～1. 0 m ,最宽达20 m。围岩蚀变 仅局限于矿脉两侧,主要有黑云母化、 绿帘石化、 黄铁矿化、 碳 酸盐化、 硬石膏化和沸石化。 根据矿石的矿物组合、 结构和构造特点,矿化过程大致可 分为硅酸盐-硫化物、 碳酸盐-硫化物、 硫酸盐-硫化物-浮石等 3个矿化期,其中碳酸盐-硫化物期为主矿化期。 矿床成矿温度为450～280℃,成矿流体主要为含矿的氯 化钠-硫酸盐-碳酸盐-水类型,盐度为40 ～60 。 δ 34S 值为 - 14. 7‰ ～ 7. 9‰,其中硫化物的δ 34S值均为负值 ,而硫酸 盐矿物δ 34S为正值。成矿流体的δ34S 为 1. 0‰,表明硫为 幔源硫黄典豪等,1984a。成矿流体的δ 13C 为- 5. 0‰,具 有深源上地幔碳的特征。石英的δ 18O 值为 8. 0‰～ 9. 55‰,与方解石的δ 18O 值十分相似。与石英和方解石平衡 水的δ 18O水 为 1. 2‰ ～ 6. 5‰,低于初生岩浆水的δ 18O 值 Taylor ,1977 ,是由于成矿过程中深源流体与地下水发生混 合所致。矿石铅属于放射成因铅低的异常铅黄典豪等, 1984b ,主要来自上地幔,但受到区内古老基底下地壳铅的 部分混染。矿床中方解石和钡天青石的87Sr/ 86Sr 0. 7051～ 0. 7065 ,平均为0. 7058 ,是深源上地幔的产物黄典豪等, 1985。 4 成矿时代及其物质来源 东秦岭钼矿床的形成与该地区广泛分布的燕山期中酸性 花岗斑岩有关卢欣祥等,2002 ,小岩体控制了钼矿的生成 卢欣祥,1994。前人对这些岩体进行过同位素测年,在20 世纪80年代末及90年代初利用Rb-Sr、K-Ar等同位素方法 完成表2 ,获得的成岩年龄数据变化较大,如南泥湖岩体的 K-Ar年龄从104. 3 Ma到255 Ma。由于受测试技术方法的 限制,以往难以直接测定成矿年龄,只能利用与矿化有关的地 质体的相互关系间接地确定成矿年代,或者测定与钼矿伴生 的蚀变岩或蚀变矿物的同位素年龄来间接判断成矿年龄,因 此难以准确厘定其成矿时代。Re-Os同位素体系因其封闭性 好、 受后期改造很弱,可直接测定硫化物矿床的成矿年龄 Stein et al. ,2001 ,而被广泛用于钼矿床的定年研究。近十 年来,运用辉钼矿Re-Os同位素方法测定东秦岭地区的钼矿 床的年龄,相继发表了一大批测年数据黄典豪等,1994 ; 1996 ;Stein et al. ,1997。随着该技术的日趋成熟和不断改进 李永峰等,2004 ,尤其是近年来测试精度的提高,以及187Re 衰变常数λ 1. 66610 - 6的重新厘定 ,使精确测定钼矿床 的年龄成为可能。李永峰等2003 ;2005测定了南泥湖钼矿 田和雷门沟钼矿的成矿年龄,表明除黄龙铺钼矿形成于 221. 50. 3 Ma外,东秦岭地区的其他钼矿床形成时代集 中于144. 8 2. 1 ～132. 42. 0 Ma表 2 。 C、H、O、S、Pb等稳定同位素研究表明,东秦岭地区钼矿 床的成矿流体多数表现为以岩浆水为主的混合液,晚期有大 量大气降水混入,成矿物质主要来源于岩浆黄典豪等,1987 以及大气降水所淋滤的围岩。依据岩石学方面的资料张正 伟等,1989及岩体的87Sr/ 86Sr 初始比值为0. 7034～0. 7080 罗铭玖等,1991 ,接近或略高于上地幔的87Sr/ 86Sr 初始比值 0. 702～0. 706 ,认为成矿物质是下地壳与上地幔的同熔产 892 矿 床 地 质 2005年 图4 黄龙铺钼矿床地质略图据黄典豪等, 1985 中元古界高山河组 1 泥砂质板岩、 石英岩; 2 变石英砂岩; 3 泥砂质板岩、 变石英砂岩; 4 变石英岩、 底砾岩;中元古界熊耳群 5 变细碧岩、 绢云千枚岩; 6 变细碧岩、 变凝灰岩; 7 变细碧岩、 黑云石英片岩; 8 杏仁状细碧岩、 变凝灰岩; 9 变细碧岩、 绢云千枚岩; 10 新太古界太华群角闪斜长片麻岩; 11 片麻状花岗岩; 12 辉绿岩; 13 正长斑岩; 14 老牛山花岗岩; 15 花岗斑岩; 16 背斜; 17 断层; 18 不整合界线; 19 地质界线及产状; 20 钼矿体 Fig. 4 Schematic geological map of the Huanglongpu molybdenum deposit after Huang et al. ,1985 Mesoproterozoic G aoshanhe G roup 1Argillo-arenaceous slate and quartzite , 2Metaquartzose sandstone , 3Argillo-arenaceous slate and metaquartzose sandstone , 4Metaquartzite and basal conglomerate; Mesoproterozoic Xiong’er G roup 5Metaspilite and sericitized-phyllite , 6 Metaspilite and metatuff , 7Metaspilite and quartz-schist ; 8Amygdaloidal spilite and metatuff ; 9Metaspilite and sericitized phyllite; 10Am2 phibolite gneiss of Archean Taihua Group ; 11Gneissic granite; 12Diabase; 13Syenite porphyry; 14Yanshanian Laoniushan monzonitic granite; 15Yanshanian granitic porphyry; 16Anticline; 17Fault ; 18Unconity; 19Boundary of strata and atittude; 20Molybde- num orebody 物张正伟等,2001b。有的学者根据岩体的锶、 氧同位素特 征,认为成矿物质来源于下地壳陈衍景等,2000。张本仁等 1994则详细地研究了华北地台南缘的岩石圈组成,Mo元 素主体上富集于下地壳和上地幔,结合Nd、Sr同位素组成特 征,认为成矿物质主体来源于下地壳,但混有少量地幔组分。 Re-Os同位素体系也可有效地示踪成矿物质来源,毛景文等 Mao et al. , 1999b综合分析、 对比了中国各种类型钼矿床中 辉钼矿的铼含量,发现从地幔来源到壳幔混源再到地壳来源, 矿石中的含铼量呈10倍地下降,从幔源 I型花岗岩 S型 花岗岩有关的矿床,wRen10 - 4～n 10 - 5～n 10 - 6。因 此,辉钼矿的Re含量可以指示成矿物质的来源Mao et al. , 1999 ;Stein et al. ,2001。最近的研究表明,南泥湖钼矿田中 辉钼矿的wRe为15. 210 - 6～27. 5 10 - 6 ,平均为22. 0 10 - 6Li et al. ,2004b ,雷门沟钼矿床则为 11. 510 - 6～ 16. 210 - 6李永峰等 ,2005 ,显示成矿物质主要来源于下地 壳,但混有少量地幔组分。只有黄龙铺钼矿床是个例外,其成 992 第24卷 第3期 李永峰等东秦岭钼矿类型、特征、成矿时代及其地球动力学背景 表2 东秦岭地区花岗斑岩体及钼矿年龄一览表 Table 2 Ages of granitic porphyries and molybdenum deposits in East Qinling area 岩体名称年龄/ Ma测试方法测试矿物样品数资料来源 黄龙铺221. 50. 3Re-Os辉钼矿7Stein et al. ,1997 黄龙铺2162Re-Os辉钼矿3杜安道等,1995 黄龙铺2224Re-Os辉钼矿5黄典豪等,1994 黄龙铺206U-Pb铅铀钛铁矿1黄典豪等,1985 金堆城138. 40. 5Re-Os辉钼矿2Stein et al. ,1997 金堆城1414Re-Os辉钼矿5杜安道等,1995 金堆城1277Re-Os辉钼矿1黄典豪等,1994 金堆城129