冀北两种类型钼矿床地质特征与控矿因素差异性分析

李随民, 焦雪红, 韩玉丑, 唐天送, 李紫烨, 邢 欢,李 宾, 孙志伟, 李玉成, 赵志斌, 专少鹏, 王京涛,王俊革, 杨 云, 胡志强, 孙金龙, 赵建亮, 李继超

1)河北地质大学, 河北石家庄 050031; 2)河北省地质调查院, 河北石家庄 050081;3)河北省地矿局第一地质大队, 河北邯郸 056000; 4)河北省地矿局第六地质大队, 河北石家庄 050000;5)河北省地矿局, 河北石家庄 050000; 6)河北省地矿局第三地质大队, 河北张家口 075000;7)河北省地矿局第八地质大队, 河北秦皇岛 066000; 8)河北省地矿局第九地质大队, 河北邢台 054000;9)河南省地矿局第二地质矿产勘查院, 河南郑州 451450

冀北(张家口—承德)是河北省重要的钼多金属矿富集区(图1)。在继兴隆县太平村、怀安县朱家洼及邻区内蒙古兴和县曹四夭等地发现在成因上与燕山期酸性侵入体有关的中、大型钼矿床之后, 近年来, 河北省地矿局第一地质大队在张家口赤城马道口又新发现成矿潜力较大的钼矿产地一处, 该矿床与冀北已发现的上述钼矿床在矿床形成时代、成矿流体温度、盐度、金属矿物组成、围岩蚀变及赋矿围岩等诸多方面存在显著差异。本文在收集已有研究资料和勘查成果基础上, 将冀北已发现的钼矿床分为两种类型: 一是与燕山期酸性岩体侵位有关的高温辉钼矿型矿床, 二是与燕山期酸性岩体侵位无关或关系不密切的中低温胶硫钼矿型矿床。在两种类型典型矿床地质特征分析、归纳总结的基础上,对目前研究现状及存在问题进行了评述。

图1 冀北大地构造位置图(附区内典型钼矿床位置)Fig. 1 Map of geotectonic location (with typical molybdenum deposit location)

1 冀北成矿地质背景

冀北地处华北地台北缘, 以尚义—赤城—丰宁—隆化深断裂为界, 北部为华北北缘隆起带(旧称内蒙地轴), 南部属燕山裂谷带(图1)。其中:

华北北缘隆起带(旧称内蒙地轴)为近东西向的轴状隆起带。自早元古代末期结晶基底形成后, 长期缓慢隆升, 接受风化剥蚀状态阻隔了中晚元古代及古生代南、北两侧海水的沟通。受燕山运动影响,中侏罗世晚期区内开始剧烈活动, 形成大面积火山岩盖层。因此, 区内地层主要由古元古界红旗营子群变质基底和中生代火山岩盖层两部分组成。红旗营子群岩性以片麻岩、变粒岩为主, 中生代火山岩盖层以早白垩世张家口组火山岩地层分布最为广泛,张家口组岩性以流纹岩、粗面岩、凝灰岩等火山熔岩和火山碎屑岩系为主。由于结晶基底刚性较强,区内构造以断裂为主, 褶皱构造相对微弱。基底构造线以近东西向为主, 新生的主构造线以北北东(或北东)向及北西向为主。基底和新生构造线的交叉与活动, 使区内产生了若干大小不等的晚侏罗世—早白垩世菱形断陷或断凹, 从西向东依次分布沽源盆地、白草—东猴顶盆地、苏家店盆地和大滩盆地等多个火山断陷盆地。该带也是我国北方重要的火山岩型铀-钼多金属成矿带(张金带等, 2012), 自南向北已发现有张麻井铀钼矿床(460)、大官厂铀钼矿床(534)、红山子铀钼矿床(470)和众多矿点、矿化点(图1)。

燕山裂谷带位于内蒙地轴南侧。自早元古代变质结晶基底形成以来, 长期处于沉降的负性状态,不断接受沉积, 形成中上元古代及古生代沉积盖层。变质基底由桑干群、迁西群组成。桑干群主要分布在张家口怀安、宣化一带, 是一套具有麻粒岩相变质程度的片麻岩-麻粒岩岩系, 原岩为英云闪长岩和奥长花岗岩。桑干群为金矿的矿源层, 张家口大部分金矿床(点), 尤其是90%以上的大、中、小型金矿床都赋存于这个层位或由它衍生而来的继承性岩体(水泉沟二长岩体)之中(宋瑞先和王有志,1994)。迁西群广泛分布于承德、唐山等地, 为一套角闪岩相-麻粒岩相变质岩系, 以含各种辉石为特点, 由各种麻粒岩、片麻岩、斜长角闪岩及磁铁石英岩等组成, 混合岩化作用普遍。其原岩以基性、中基性火山岩为主, 是冀东金矿的重要矿源层。沉积盖层以海相碳酸盐岩为主体, 碎屑岩和黏土岩次之, 不整合覆盖于变质结晶基底之上。受燕山运动影响, 区内构造变形剧烈, 沉积盖层普遍褶皱, 并伴随有大量酸性岩浆入侵。在燕山裂谷带中目前已发现太平村、朱家洼及邻区内蒙古兴和曹四夭等大、中型钼矿床多处, 冀北已发现的金矿床(点)也多位于该带内(图1)。

燕山期构造岩浆活动对区内金及多金属矿床的形成控制作用显著。冀北已发现的铅锌银、钼等多金属矿床均与燕山期酸性侵入体有成因联系。承德金矿在成因上多与燕山期酸性岩体侵位有关, 张家口金矿虽主要分布于海西期水泉沟碱性岩体周边,但金成矿作用亦主要发生在燕山期(江思宏和聂凤军, 2000; 李长民等, 2010, 2012; 查钟健, 2020)。

2 两种类型典型钼矿床地质特征分析

已有的勘查资料和研究成果显示, 冀北地区存在两种类型钼矿床: 一是成因上与燕山期酸性侵入岩体关系密切, 矿体主要赋存于太古代变质岩地层中, 以高温辉钼矿为主的钼矿床, 另一类型为成因上与燕山期酸性岩体无关或关系不密切, 矿体主要赋存于早白垩世张家口组火山岩地层中的, 以低温胶硫钼为主的铀钼矿床。

2.1 成因与燕山期酸性侵入岩体有关的钼矿床

该类型钼矿床主要分布于尚义—赤城—丰宁—隆化断裂以南的燕山裂谷带中。代表性矿床主要有朱家洼、太平村及邻区内蒙古兴和曹四夭钼矿床。该类型钼矿床的形成与燕山期酸性岩体侵位时代接近或相同, 成矿流体为高温、高盐度特征, 矿石矿物以辉钼矿为主, 赋矿围岩主要为晚太古代变质岩。

(1)朱家洼钼矿区位于尚义—赤城大断裂以南的燕山裂谷带中, 区内出露地层主要为古太古界桑干群马市口岩组变质岩。岩性以黑云斜长片麻岩夹紫苏斜长片麻岩, 紫苏麻粒岩为主, 石英斑岩、次流纹斑岩等呈侵入接触关系分布于变质岩中, 钻孔深部可见花岗斑岩。钼矿体单层厚度1.34～11.92 m,Mo 元素品位0.05%～1.19%之间, 各矿体间夹层含Mo 品位一般在0.005%～0.024%之间。不同酸性岩体锆石U-Pb 定年结果在(145.4±1.4) Ma 到(157.5±0.85) Ma之间, 表明矿区在晚侏罗世存在多期岩浆活动。辉钼矿Re-Os 测试年龄为(141.7±2.9) Ma, 显示钼矿化与晚期酸性岩浆活动关系密切(王昕, 2018)。晚侏罗世是华北地台北缘构造格局大转换时期, 受古太平洋板块西向俯冲的影响, 富含钼元素的下地壳或太古宙基底发生重熔或部分熔融, 在浅部侵位形成石英斑岩。岩体SiO2含量较高, 均超过75%, 岩石地球化学属过铝质、高钾钙碱性系列; 稀土元素显示轻稀土富集、Eu 具中等或弱负异常特征。钼矿床主要呈半隐伏-隐伏状围绕分布于斑岩体周边(图2)。矿体以细脉状、透镜状为主, 矿石结构主要为半自形-他形晶粒状、片状、鳞片状、交代状结构, 构造以浸染状、脉状、似脉状、网脉状构造为主。金属矿物主要为辉钼矿、黄铁矿(图3), 赋存矿体的太古代片麻岩受成矿热液影响发生以硅化、绢云母化为主的围岩蚀变。石英流体包裹体可分为两类, 含子矿物的包裹体形成温度较高, 大部分在 400 ℃左右, 盐度最高, 多在45%左右; 第二类富液包裹体形成温度和盐度较低, 均一温度多集中在 280 ℃左右, 盐度一般不超过23%; 石英H-O 同位素主要分布在岩浆水下方, 且分布较为集中, 显示成矿流体主要来源于岩浆水(李随民等, 2020)。

图2 朱家洼矿床地质简图Fig. 2 Simplified geological map of Zhujiawa mineral deposits

图3 朱家洼钻孔中钼矿化呈细脉状赋存于变质岩地层中Fig. 3 Molybdenum mineralization in fine veins of metamorphic rock strata

(2)太平村钼矿区处于丰宁—隆化深大断裂以南的燕山裂谷带, 区内主要出露太古界迁西群马兰峪组二段变质岩系, 岩性主要为角闪斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩等。燕山期花岗岩岩体侵入其中。钼矿体以隐伏矿体为主, 主要赋存于燕山期岩浆岩

外接触带变质岩中(图4)。矿体长度100～1250 m 不等, 厚度1.05～167.57 m, 品位0.030%～1.542%。矿石结构主要有自形-半自形叶片状结构, 它形叶片状结构, 少见自形-它形晶粒状结构、交代结构; 构造以细脉状、浸染状、网脉状和角砾状构造为主。金属矿物以辉钼矿、黄铁矿为主。赋存矿体的太古代片麻岩受成矿热液影响发生以硅化、钾化为主的围岩蚀变(聂卫东等, 2013)。矿区中酸性岩体锆石U-Pb同位素测年结果显示, 矿区花岗斑岩、花岗闪长岩及ZK0-1 钻孔下部(隐伏)黑云母二长花岗岩的锆石U-Pb 年龄介于161.8～163.2 Ma 之间, 辉钼矿Re-Os年龄为(164.4±2.5) Ma, 表明钼矿化形成与区内中酸性岩体侵位有关(孙金龙等, 2016)。岩石地球化学与朱家洼矿区类似, 与成矿有关的岩体SiO2含量均在72%以上, 显示准铝质-过铝质高钾钙碱性系列花岗岩, 具轻稀土元素富集、不明显或弱Eu 负异常特征。钼矿化形成与燕山运动中期构造体制发生转换有关, 即钼矿化形成于挤压与伸展转换的过程中,与成矿关系密切的酸性岩体是中下地壳岩石深熔或重熔的产物, 在其形成过程中可能与部分上地幔物质混染(孙金龙, 2017), 与朱家洼矿区岩体成因及构造环境类似。

图4 承德太平村钼矿床地质简图(据孙金龙等, 2016 资料改编)Fig. 4 Simplified geological map of mineral deposits (modified after SUN et al., 2016)

(3)曹四夭特大型钼矿床位于集宁—尚义—赤城近东西向深大断裂附近, 大地构造位置处于燕山裂谷带, 紧邻华北地台北缘隆起带(内蒙地轴)。钼矿体主要赋存于燕山期少斑花岗岩外接触带的太古界集宁群黄土窑组浅粒岩、变粒岩中(图5)。钼矿体总体形态呈“蘑菇状”, 在平面上表现为“似等轴状”,最大长度1994 m, 最大宽度1612 m, 最大厚度912.22 m, 矿体品位变化较均匀, 平均品位0.075%。矿石构造多为微细网脉状构造、细脉状构造、细网脉-浸染状构造、脉状构造。矿石结构较为简单, 主要有自形鳞片-叶片状结构、它形粒状结构、半自形粒状结构、自形粒状结构和包含结构等。矿区少斑花岗岩锆石U-Pb 同位素测年结果为(133.5±7.4) Ma,辉钼矿Re-Os 同位素等时线年龄为(130.4±2.4) Ma,矿化与酸性岩体侵位时间接近(聂凤军等, 2013)。花岗斑岩SiO2含量在71%以上, 属过铝质、富钾贫钠的钙碱性系列, 轻稀土元素富集型, 少斑花岗岩Eu严重亏损。形成于碰撞期之后板内环境的地壳减薄伸展期, 为上地壳基底物质重熔形成岩浆沿深大断裂上侵所致(李香资等, 2016)。其酸性岩体地球化学特征和形成构造环境与上述朱家洼、太平村相似。

图5 内蒙古兴和县曹四夭钼矿床地质简图(据李香资等, 2012 资料改编)Fig. 5 Simplified geological map of the Caosiyao superlarget Mo deposit in Xinghe County, Inner Mongolia(modified after LI et al., 2012)

钼矿体主要赋存于花岗斑岩顶部的太古代变质岩中。热液蚀变分带现象明显, 由花岗斑岩顶部向上, 依次出现钾长石化带、硅化-白云母化带、硅化-黑云母化带、绢云母-绿泥石化带。钼矿化主要在硅化带中发育。矿石金属矿物主要为辉钼矿、黄铁矿。受成矿热液影响, 赋矿片麻岩发生以硅化、黑云母化为主的围岩蚀变(刘永慧等, 2014)。与矿化两阶段有关的石英流体包裹体测试结果为: 石英-辉钼矿阶段均一温度 243～401 ℃, 盐度6.0%～40.7%; 石英-辉钼矿-黄铁矿阶段均一温度208～336 ℃, 盐度1.2%～34.1%。氢氧同位素测试结果表明成矿热液主要为岩浆水(王国瑞等, 2014)。

上述类型钼矿床虽主要赋存于太古代变质岩中, 但其形成均与燕山晚期酸性岩体侵位关系密切,燕山晚期酸性岩体是冀北钼矿成矿作用发生的“发动机”, 岩体提供了成矿所需的动力和热力来源(聂凤军等, 2013)。

2.2 成因与燕山期酸性岩体关系不密切或无关的铀钼矿床

该类型钼矿床主要分布于尚义—赤城—丰宁—隆化断裂以北华北地台北缘隆起带中。代表性矿床主要有: 赤城马道口、张麻井(460)、大官厂(534)、隆化洋骡子沟等。该类型矿床典型地质特征: 矿体多由上部黑矿(网脉状钼多金属矿)和下部红矿(脉状铀矿)组成, 成矿流体均为低温、低盐度特征, 矿石矿物组成主要以胶硫钼、沥青铀矿、铀石、胶黄铁矿为主, 矿区虽有燕山期酸性岩体侵入, 但矿床的形成明显晚于岩体侵位, 赋矿围岩主要以早白垩世张家口组火山岩、次流纹斑岩为主。其中:

张家口组地层岩性以酸性火山碎屑岩、熔岩为主。在冀北地区, 张家口组火山岩呈NE 向不整合覆盖于近E-W 向中、晚侏罗世髫髻山组火山岩和土城子组红层之上, 这一不整合被认为是中国东部构造带从近E-W 向彻底转变成NE 走向的转折点(任纪舜, 1990, 1996; 任纪舜等, 1999)。张家口组火山岩年龄范围主体在143～136 Ma 之间(韦忠良等,2008)。不同学者对张家口组火山岩地层与周边酸性岩体研究后认为, 二者均属高钾钙碱性-钾玄质系列岩石, 为同源岩浆演化, 均主要源于经强烈改造的下地壳物质的部分熔融, 形成于早白垩世构造体制从挤压到伸展的转折时期, 这种构造体制转变可能与早白垩世燕山构造带开始垮塌以及岩石圈强烈伸展减薄有关(汪洋和程素华, 2010; 李创举和包志伟, 2012)。

(1)张麻井(460)铀钼矿床位于华北地台北缘内蒙地轴中段的沽源中生代火山断陷盆地中。矿区出露地层以早白垩世张家口组地层为主, 岩性为流纹岩、流纹质凝灰岩等, 是钼矿体的主要赋矿层位。次流纹斑岩主要沿断裂侵位于张家口组地层中, 在次流纹斑岩体顶部发育有隐爆角砾岩。受岩体、隐爆角砾岩形态和构造裂隙发育程度影响, 矿体形态多呈柱状、筒状、脉状、透镜状赋存于张家口组与次流纹斑岩、石英斑岩中(图6)。Ⅰ号钼矿体控制资源量占矿床总资源量的 95%以上, 水平长 520～600 m, 矿带宽 300 m 以上, 标高1100 m 至地表,平均品位0.334%。矿石多以胶结结构、交代残余结构为主, 构造以浸染状、脉状、角砾状构造为主。矿石矿物主要为沥青铀矿、胶硫钼矿、含砷胶黄铁矿等(图7)。受后期含矿热液影响, 赋矿的张家口组凝灰岩在矿体周边发生以水云母化、胶黄铁矿化、萤石化及赤铁矿化等为主的围岩蚀变。围岩蚀变类型表明成矿流体以中低温为主, 矿化与侵入岩关系不密切或无关。矿石类型主要有浸染状与脉状角砾状两类, 两种不同矿石类型分别代表了两个成矿期次。全岩U-Pb 法测试结果显示, 第一期铀成矿作用形成的浸染状矿石时间为88 Ma; 第二期铀成矿作用形成的脉状矿石时间为24 Ma(李耀菘, 1989)。赋矿围岩和侵入张家口组的酸性岩体时代明显早于两期铀钼矿化, 赋矿围岩张家口组三段地层年龄为138 Ma, 流纹斑岩形成时间为 126 Ma(李耀菘,1988)。矿化与赋矿围岩、岩体年龄数据表明, 两期铀钼矿化发生均与矿区酸性岩体侵位无关。流体包裹体也支持矿化与酸性岩体侵位无关, 或关系不密切的认识。第一期与浸染状矿化有关的长石斑晶、玉髓和梳状石英等测试结果显示, 成矿热液主要为大气降水经深部加热形成(刘学武等, 2010), 石英包裹体均一温度300 ℃(沈光银, 2007); 第二期与脉状角砾状矿石有关的石英包裹体测试结果表明为深源热流体与地下水的混合物, 成矿温度为 150～300 ℃(罗毅, 1994)。

图6 张家口张麻井(460)钼铀矿床地质简图(据罗毅, 1993)Fig. 6 Geological sketch map of the Zhangmajing (460) uranium-molybdenum deposit in Zhangjiakou(modified from LUO, 1993)

图7 张麻井(460)含胶黄铁矿铀钼矿石Fig. 7 Colloidal pyrite in uranium-molybdenum ore

(2)大官厂铀钼矿床位于华北地台北缘隆起带沽源中生代火山断陷盆地中, 与张麻井铀钼矿区相距20 余km, 受同一北东向断裂(F45)控制(图8)。矿区出露地层主要为早白垩世张家口组地层, 赋矿围岩为浅灰-暗灰色钾长流纹岩(图9)。根据钻孔资料,距地表300 m 左右有一隐伏流纹斑岩岩体呈不规则岩脉状沿断层侵入张家口组地层(朱凤丽, 2012)。矿化总体上可分上下两个带, 与张麻井矿区类似, 上部矿化带呈黑色浸染矿化, 矿石多呈网脉状和角砾状; 下部矿化带呈红色, 矿石构造以网脉状、角砾状为主。矿体一般长80 m, 宽40～80 m。矿体厚度多数0.7～4 m, 平均厚度2.16 m, 平均品位0.086%。金属矿物主要有钛铀矿、沥青铀矿、胶硫钼矿等。受后期含矿热液影响, 赋矿的张家口组火山岩在矿体周边多形成以水云母化、硅化、钾长石化、碳酸盐化、萤石化等为主的围岩蚀变。沈光银等(2009)采用全岩U-Pb 法测定铀钼成矿年龄分别为68.8 Ma和31.76 Ma, 矿区次流纹斑岩体采用K-Ar 法测定成岩年龄为131 Ma。测年结果显示, 两次矿化均与矿区酸性岩体侵入事件无关。矿区与胶硫钼矿紧密共生的萤石包裹体温度为250～150 ℃, 成矿温度属中、低温(伍静等, 2011)。上述矿化与围岩年龄测试结果、围岩蚀变类型和包裹体温度均显示, 铀钼矿化与岩体侵位无关, 或关系不密切。

图8 张麻井—大官厂区域地质简图Fig. 8 Regional geological map of Zhangmajing-Daguanchang

图9 大官厂铀钼多金属矿区基岩地质图(据沈光银等, 2009)Fig. 9 Geological map of bedrock in the Daguanchang uranium-molybdenum polymetallic ore deposit(modified from SHEN et al., 2009)

(3)马道口钼矿区大地构造位置处华北北缘隆起带, 矿区出露地层主要为早白垩世张家口组, 岩性以流纹质熔结角砾凝灰岩为主, 石英正长斑岩侵入其中(图10)。火山岩及石英正长斑岩均形成于白垩世早期130 Ma±(王京涛, 2021)。矿体多以细脉状赋存于张家口组角砾凝灰岩和次流纹斑岩裂隙或节理面中(图11)。自地表向下共圈出9 条Mo 矿化带,以Ⅴ、Ⅶ矿化带规模较大。其中Ⅴ矿化带目前长度未控制, 宽度约710 m, 平均厚度约34.7 m, 平均品位0.025%。Ⅶ矿化带长度未控制, 宽度约710 m, 平均厚度约16.3 m, 平均品位0.033%。矿石呈自形-半自形粒状结构、鳞片状-细粒状结构、交代结构,块状构造为主。矿石构造主要有细脉状、细脉浸染状、浸染状、角砾岩构造。在赋矿的张家口组火山凝灰岩中形成以硅化、绿泥石化、水云母化为主的中低温围岩蚀变。金属矿物主要为胶硫钼矿和少量黄铁矿, 其他硫化物少见。石英流体包裹体形成温度大部分在200～300 ℃之间, 均值在235.12 ℃;包裹体盐度集中在 2～4 NaClwt%之间, 均值为3.41 NaClwt%。测试结果显示成矿流体为低温度、低盐度环境。 矿石中石英氢氧同位素在δ18OV-SMOW-δDV-SMOW同位素图解中集中在远离原生岩浆水的下方, 显示成矿流体非岩浆热液, 来源于加热的大气降水(周吉晨, 2021)。矿化蚀变、矿石矿物组成、包裹体温度盐度及氢氧同位素测试结果均显示, 钼矿化的发生与矿区早白垩世酸性岩体侵入无关, 或关系不密切。

图10 赤城县马道口钼矿床地质简图Fig. 10 Simplified geological map of the Madaokou Mo deposit in Chicheng County

图11 马道口钼矿区钼矿化呈细脉状赋存于凝灰岩和次流纹斑岩中Fig. 11 Madaokou molybdenum mineralization in fine veins of tuff and subrhyolite porphyry

(4)隆化洋骡子沟铀钼矿床位于华北地台北缘隆起带, 矿区主要出露早白垩世张家口组火山岩凝灰岩, 次流纹斑岩断层侵入到张家口组地层中(图12)。铀钼矿体主要赋存在次流纹斑岩体中构造裂隙带内及次流纹斑岩体与围岩角砾熔结凝灰岩的接触带中或近岩体围岩角砾熔结凝灰岩的破碎带内(图13), 呈脉状、层状、似层状、透镜体产出。共圈出钼矿体14 条, 长度40～388.5 m, 宽度基本均在40 m左右, 厚度1.45～19.9 m, 品位在0.068%～0.151%之间变化。矿石结构主要为超细粒结晶结构, 矿石构造主要有浸染状构造、细脉-浸染状构造, 极少呈脉状构造。矿石矿物以胶硫钼矿、沥青铀矿和少量钙铀云母为主。赋矿的张家口组凝灰岩主要以硅化、赤铁矿化、高岭土化、水云母化等中低温蚀变为主(曹子存等, 2019)。矿石矿物组成与围岩蚀变类型均表明成矿热液以中低温为主, 与矿区侵入岩无关或关系不密切。

图12 隆化县洋骡子沟钼铀矿床地质简图Fig. 12 Geological map of the Yangluozigou molybdenum uranium deposit

图13 洋骡子沟矿体赋存于次流纹斑岩中Fig. 13 Yangluozigou orebody in the subrhyolite porphyry

2.3 两种不同类型钼矿床主要地质特征总结

如上所述, 冀北两种不同成因类型钼矿床在大地构造位置、赋矿围岩、围岩蚀变、金属矿物组成、流体包裹体特征等方面均存在显著差异性(表1)。

表1 两种类型钼矿床主要地质特征对比表Table 1 Comparative table of the main geological characteristics of the two types of molybdenum deposits

3 研究现状及存在问题

3.1 成矿时代

赋存于燕山裂陷带中以太平村、朱家洼、曹四夭等为代表的与中酸性岩体侵位有关的钼矿床, 金属矿物以辉钼矿为主, 辉钼矿Re-Os 测年结果与区内中酸性岩体锆石U-Pb 结果接近或一致, 该类型钼矿床成矿时代较为明确, 以晚侏罗世—早白垩世为主, 且空间分布上具有东老西新特征(孙金龙等,2016)。

赋存于华北地台北缘隆起带以早白垩世张家口组火山岩和次流纹斑岩为赋矿围岩的张麻井、大官厂、马道口、洋骡子沟等铀钼矿床, 钼矿物以胶硫钼为主, 由于缺少合适定年矿物, 铀钼矿床形成时代存在较大争议。如李耀菘(1989)对张麻井铀钼矿床沥青铀矿采用传统的铀-铅法进行了测定, 结果表明早期矿化(浸染状矿石)发生于88 Ma 前, 而晚期矿化(脉状矿石)的年龄为24 Ma。并认为红色脉状矿化时间在区域上可与第三纪玄武岩活动所提供的热源相联系。张振强(2001)在利用前人数据基础上, 对张麻井矿区又补充了部分样品, 进行U-Pb等时线处理, 得出三组年龄: 第一组浸染状矿石年龄为103.4 Ma, 相当于区内白垩纪火山活动时间,处于矿区大面积矿前水云母化(115 Ma)之后; 第二组脉状矿石年龄23.8 Ma, 为区内喜山期汉诺坝玄武岩的喷发时间; 第三组年龄9.98 Ma, 为次生富集淋积型矿化的形成时间。沥青铀矿的U-Pb 同位素体系封闭性较差, 由于可能存在U 的丢失, 造成铀含量偏低, 或后期热液活动对早期沥青铀矿影响,致使不同学者所测沥青年龄存在一定误差。如张振强(2001)与李耀崧(1989)获得的第一期浸染状钼(铀)矿石的年龄差距较大(分别为103.4 Ma 和88 Ma),可能存在第二期(红色)脉状铀矿化对第一期(黑色)浸染状钼(铀)矿体产生一定程度的改造, 导致其年龄偏小的可能。张明林等(2012)对张麻井矿石水云母K-Ar 法测定同位素年龄为(114±14)～(115±4) Ma,并认为早期浸染状铀成矿年龄应与水云母化(115 Ma)同期或稍后, 李耀菘(1989)所测81～88 Ma及24 Ma 应视为改造年龄。

大官厂与张麻井矿区相距20 余km, 均受F45断裂控制(图8), 沈光银等(2009)对大官厂铀钼矿床全岩U-Pb 法测定铀成矿年龄为68.7 Ma 和31.76 Ma(核工业240 研究所测定)。虽亦存在两期矿化, 但与张麻井矿区在两期矿化时间上存在明显差异。

内蒙古多伦核桃坝铀矿床位于沽源—红山子铀成矿带中西段, 是近年找矿勘查突破的重要铀矿床之一。薛伟等(2019)对核桃坝铀矿床沥青铀矿U-Pb 同位素表观年龄、电子探针化学年龄以及等时线年龄综合研究显示, 矿床形成时代应在99.1 Ma左右, 铀矿化成矿作用发生在晚白垩世。韩军(2015)在核桃坝钻孔岩心中挑选出沥青铀矿单矿物, 得到两期沥青铀矿成矿年龄, 分别为113 Ma 和80 Ma。其中113 Ma 代表了构造破碎带充填的胶结物中黑矿化, 80 Ma 代表了与潜火山岩有关的红矿化。与薛伟所测核桃坝沥青铀矿年龄存在较大差异。

内蒙古红山子铀钼矿床亦存在不同学者所测数据存在较大差异的现象。纪宏伟(2015)将前人获得的4 号矿点19 个单铀矿石和3 号矿点20 个铀钼型矿石U-Pb 同位素数据进行重新整理和计算, 发现这些年龄的谐和性非常差, 总体上分布较散, 认为前人获得的两组铀矿石年龄值(一组为 150～160 Ma, 一组为120～130 Ma。分别代表铀矿化及钼矿化叠加到铀矿化之上的年龄)可信度较低。

沽源—红山子铀钼成矿带中铀、钼是否为同期矿化有待进一步确认。从元素地球化学角度分析,铀钼矿化不可能同期形成, 因为铀元素亲氧, 钼元素亲硫, 二者具有不同的地球化学属性, 同一热液不可能同时携带两种不同属性的成矿元素。部分学者从矿石地球化学质量平衡迁移(宋凯等, 2019)、花岗岩原地重熔理论(伍静等, 2011; 陈国能等, 2015)等不同方面进行了研究, 得出铀、钼矿化可能形成于不同的成矿过程。

以胶硫钼为主的冀北铀钼成矿带由于缺少合适定年矿物, 目前多以共生的铀矿物进行定年, 针对热液铀矿床, 长期以来多采用沥青铀矿单矿物U、Pb 同位素测试结果计算其表观年龄。通过对多个单矿物沥青铀矿样品U、Pb 同位素组成数据处理得到等时线年龄、不一致线上交点年龄, 作为所研究铀矿床的成矿时代。由于沥青铀矿单矿物含有微米级的其它杂质矿物, 或者被后期流体活动改造,常常很难得到较为可靠的成矿年龄数据, 致使不同学者对沽源—红山子铀钼成矿带中同一矿床或相邻矿床所测结果存在显著差异。但总体上显示出与燕山裂陷带高温钼矿床相似的分布规律, 即东老西新的成矿时间规律(韩军, 2015)。选择合适测年矿物及方法对冀北沽源铀钼矿床中钼矿化发生时代进行精确限定是今后该类型矿床研究的关键问题。

3.2 矿床成因

分布于燕山裂陷带内的曹四夭、太平村、朱家洼等矿床成因较为清晰, 钼矿化作用的发生与燕山晚期酸性岩体侵位时间接近或相当, 矿体主要呈脉状分布于岩体顶部太古代变质岩中, 属高温热液脉型, 也有学者认为属广义斑岩型。该类型酸性岩体地球化学特征为明显富集大离子亲石元素和高场强元素Rb、Ba、K、Th、Nb, SiO2含量为60.87%～75.99%,平均值为67.88%, 属高硅系列, Al2O3含量变化范围为 12.71%～16.79%, 平均为 14.89%, 铝饱和指数(A/CNK)为1.21～2.48, 平均值为1.56。研究显示冀北酸性岩浆以中-下地壳重熔为主, 可能部分岩体有少量幔源参与。由于冀北中下地壳Mo 元素背景值较高, 为重熔酸性岩浆提供了充足成矿物质来源。成矿岩体形成于碰撞型, 部分可能属板内型的大地构造环境(李随民等, 2016)。

赋存于华北地台北缘隆起带中的以胶硫钼为主赋存形式的铀钼矿床(如张麻井、大官厂、马道口、红山子等), 由于存在显著的岩矿时差, 大多数学者认为该类型铀钼矿属火山岩型热液矿床。张龙等(2020)在总结火山岩型铀矿床地质特征后认为, 火山岩型铀矿床几乎均为后生热液成因, U-Mo 为最常见的元素组合, 伴生元素Mo 与铀是否来自同一源区, 伴生钼元素来源认识目前仍比较薄弱。陈国能等(2015)认为赋存于火山岩中的铀钼矿床是火山岩地层形成之后的热液矿床, 其形成与岩浆喷发过程无关。中酸性岩浆喷发是急速冷却过程, 含量极低的成矿元素要从岩浆中分离、富集、形成矿床的可能性极低。换言之, 火山岩层在通常情况下只是其内矿体的围岩, 成矿作用与岩浆喷溢过程无关,并依据花岗岩原地重熔成岩成矿理论对冀北铀钼矿床成矿作用过程进行了分析, 认为沽源断陷盆地为下沉区, 火山岩浆喷溢使得盆地堆积物厚度增大,其后深部岩浆层固结排出的含矿热液便可在盆地的火山岩层中沉淀析出, 形成硫化物成矿壳层; 硫化物成矿壳层随着盆地的沉降而向下运动, 其结果是与晚期重熔界面的距离缩短, 从而有可能使晚期铀矿成矿壳层在空间上与之叠加或靠近, 形成铀多金属矿床。

赋存于华北地台北缘隆起带中的铀钼矿床, 铀钼密切共生, 似同一期成矿热液所致, 但从地球化学的角度, 铀和钼元素具有不同的属性, 前者亲氧,后者亲硫。在自然界, 铀以U4+和U6+两种价态存在,在不同的物理化学条件下能够形成氧化物、氢氧化物和含氧酸盐类, 在自然界不存在铀的硫化物。张麻井和大官厂矿区均存在自上而下的矿化分带现象:上部为“黑矿”, 下部为“红矿”。已有的测年数据显示矿区早期钼多金属硫化物的成矿作用发生于晚白垩世中期, 晚期铀矿化成矿作用发生于新生代,两次矿化作用时间相差60 Ma 左右, 矿区铀钼矿化非同一期热液长期演化结果, 应是两期矿化作用产物在同一空间叠加的结果。

近年来, 随着研究深入和新测试技术应用, 对铀钼矿床中钼矿化提出了一些新认识。朱斌等(2021)认为已有的张麻井浸染状铀钼矿化时间在区域上缺乏地质构造事件的响应, 且沥青铀矿的U-Pb 同位素体系封闭性差, 张麻井铀钼矿床在形成脉状铀矿化时可能会对早期形成的浸染状矿体产生改造, 导致其年龄偏小。据此推测张麻井浸染状铀钼矿体的形成时代可能与矿区次流纹斑岩接近, 矿化与围岩之间并不存在显著的岩矿时差。浸染状铀钼矿石元素面扫描结果也显示, 铀与钼元素的空间分布范围非常一致, 表明铀和钼可能为同一期成矿作用的产物。此外, 相较于矿化的核部, 边部的铀含量降低,钼含量升高, 反映存在一期独立的富钼流体成矿作用。结合矿床地质特征和岩石地球化学特征, 认为张麻井矿床中浸染状矿体具有斑岩型矿化的特点,暗示其早期铀钼矿化可能为斑岩型矿化。此外, 纪宏伟等(2021)通过对内蒙古红山子铀钼矿床中辉钼矿Re-Os 同位素测定, 获得模式年龄为(137.2±3.2) Ma和(138.2±2.1) Ma, 对围岩花岗斑岩锆石SHRIMP U-Pb 同位素测定, 获得成岩年龄为(133.1±1.2) Ma。两种方法获得的年龄相近, 表明成矿和成岩大致同时形成, 均属早白垩世, 认为红山子铀钼矿床具有斑岩型钼矿化特征。

沽源—红山子铀钼成矿带中铀钼矿床成因厘定的基础是矿化作用发生的时限, 钼矿化作用形成时间的确定不仅有助于提高对铀钼矿成矿过程的认识, 还可为勘查找矿工作提供理论依据。

3.3 深部成矿潜力

铀钼矿床成因类型属后生火山岩型热液矿床,还是同生斑岩型矿床, 由于缺少高质量定年数据,该类型矿床成矿作用过程目前仍较难准确判别和分析。如非斑岩型矿床, 火山岩地层下是否存在更晚期的隐伏岩体, 矿化时限问题已成为制约判别矿区深部成矿潜力的约束条件。

伍静等(2011)根据花岗岩原地重熔理论提出大官厂矿区存在隐伏花岗岩体, 成矿作用主要与隐伏花岗岩有关, 并推测隐伏花岗岩体隆起部位有斑岩型钼矿床存在。朱斌等(2021)通过一系列地质现象认为张麻井矿区深部存在斑岩型矿床可能。如张麻井铀钼矿体受流纹斑岩体控制, 在斑岩体外围, 矿化明显减弱至消失; 矿床受区域断裂-构造控制, 矿体常受次一级构造控制; 矿床的围岩蚀变发育, 常具有明显的水平和垂直分带; 矿体底部可见少量辉钼矿, 胶硫钼主要分布在矿体上部, 该现象反映了成矿流体从深部高温向浅部低温演化等。由于缺少精确的浸染状矿体成矿年龄数据, 目前还难以建立铀钼成矿年代与流纹斑岩之间的时间联系。

4 结论

(1)冀北存在两种类型钼矿床, 金属矿物以辉钼矿为主的矿床主要分布于燕山裂陷带中, 矿体主要赋存于太古代变质岩中, 属高温热液脉型或广义斑岩型矿床; 第二类为分布于内蒙地轴内中生代火山岩断陷盆地周边, 金属矿物以胶硫钼为主, 矿体主要赋存于早白垩世张家口组火山岩和次流纹斑岩中。

(2)燕山裂陷带中的高温热液脉型钼矿床, 辉钼矿Re-Os 年龄和矿区酸性岩体锆石U-Pb 年龄接近或相当, 钼矿化作用发生于燕山期, 与酸性岩体侵位有关; 赋存于华北地台北缘隆起带中生代火山岩断陷盆地中的铀钼矿床, 存在显著的岩矿时差, 多数学者认为属火山岩型热液矿床, 近年来出现早期矿化可能为斑岩型观点。

(3)受无合适测年矿物和技术手段所限, 分布于沽源—红山子铀钼成矿带中的铀钼矿床成因、成矿作用过程及深部成矿潜力等问题有待进一步商榷。矿化时间厘定成为解决上述问题关键。

Acknowledgements:

This study was supported by Department of Natural Resources of Hebei Province (No.13000022P00F2D410169J), and Key Laboratory of Regional Geology and Mineralization, Hebei GEO University (No. 2020041).