非洲中部新元古代Lufilian弧地区地质特征、成矿时代及构造演化历史

许康康，孙 凯，何胜飞，龚鹏辉，张 航，卢宜冠

(1.中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170；2.华北地质科技创新中心，天津 300170)

Lufilian弧位于非洲中部地区，从赞比亚西北部经刚果(金)加丹加省一直延伸到赞比亚铜带省内，整体为向北凸起的构造带，延伸约700 km，宽约150 km(Key et al.，2001；Katongo et al.，2004；Master et al.，2005；Batumike et al.，2006)。其大地构造位置位于太古宙刚果克拉通和卡拉哈里克拉通之间，周边发育一系列不同时代的活动带。其中，Lufilian弧和赞比西带的分界线为Mwembeshi断裂带(MwZ)，该断裂带早期被认为是大陆尺度的平移断裂构造带(De Swardt et al.，1964，1965；Unrug，1983;Coward and Daly，1984；Daly，1986，1988)，而后期的研究则表明其可能为泛非板块汇聚期间的缝合带(Johnson et al.，2005；Naydenov et al.，2014)。根据地质单元类型、变质、变形特征，可以将Lufilian弧分为五个构造带，从北向南依次为：加丹加前陆盆地、外部褶皱逆冲带、穹隆区、复向斜带和加丹加高原(De Swardt et al.，1964，1965；Unrug，1983；Porada,1989；Kampunzu et al.，2000)。Lufilian弧内赋存有多个世界级的沉积型铜钴矿床(Key et al.，2001；Cailteux et al.，2005；DeWaele et al.，2006；Muchez et al.，2008；El Desouky et al.，2009；Hitz Man et al.，2010；Eglinger et al.，2013)及大量铅-锌-铜矿床(点)和铀矿化(图1)(Mendelsohn，1961；Meneghel，1981；Cosi et al.，1992；Kampunzu et al.，2009)，具有非常高的经济意义。

Lufilian弧内矿化作用与构造演化密切相关(Key et al.，2001；Cailteux et al.，2005，2007；Selley et al.，2005；McGowan et al.，2006；Kampunzu et al.，2009；Decrée et al.，2011；Eglinger et al.，2016；Turlin et al.，2016;Sillitoe et al.，2017)。然而，由于该带地质勘查程度较低、信息资料缺乏，且岩浆作用不发育，导致带内有关构造演化的许多问题存在争议。而不同时期地层、岩浆岩和变质、变形作用的系统研究，是解决构造演化问题的有效途径和手段。本次通过对Lufilian弧内相关内容的系统梳理，并简要阐述带内的主要矿化类型，系统厘定了其构造演化历史和对成矿的控制作用，为研究前寒武纪地壳演化和金属成矿提供了详实的地质资料。

1 地层

Lufilian弧地层序列主要包括基底和加丹加超群两部分，基底岩石主要由Lufubu群、Muva超群及相关的深成花岗岩类组成(Mendelsohn,1961)；加丹加超群不整合覆盖在古元古代基底之上，根据区域上发育的两期冰碛岩，将其分为3部分，从底到顶分别为：罗安(Roan)群，恩古巴(Nguba)群和昆德伦古(Kundelungu)群(Cailteux et al.，1994，2007；Batumike et al.，2007)。

1.1 基底

基底岩石主要出露在赞比亚境内的穹隆区，如Kafue背斜核部，Konkola、Luina和Mokambo穹隆等地区(Rainaud et al.，2005)。Lufubu群是区域内发育的最老岩石单元，主要由云母片岩、石英岩、片麻岩及少量变质碳酸盐岩、砾岩、杂砂岩和砂岩组成(Mendelsohn,1961)；Muva超群不整合覆盖在Lufubu群之上，主要为石英岩和片岩，石英岩内常发育交错层理，呈孤立山脊状分布。

Lufubu片岩多为变质火山岩来源(Rainaud et al.，2005)，前人测得不同地区Lufubu群内变质火山岩的U-Pb锆石年龄分别为1980±7 Ma、1968±9 Ma、1964±12 Ma和1874±8 Ma；相关的深成花岗岩体U-Pb锆石年龄包括：Mulungushi眼球状片麻岩为1976±5 Ma，Mufulira粉红色花岗岩为1994±7 Ma，年龄多为古元古代时期。Muva超群底部变质火山岩单元的SHRIMP U-Pb锆石年龄为1879±13 Ma和1856±4 Ma(De Waele et al.，2006)，同样为古元古代时期。

由于早期学者认为Lufubu片岩为变质沉积岩类型(Jackson，1932)，导致相关的地球化学数据较少。最新研究表明，Lufubu群变质火山岩多为安山岩/流纹质安山岩-英安岩/粗安岩/碱性玄武岩，构造环境判别图解上位于火山弧花岗岩的区域内，代表了一个长期存在的钙碱性火山弧序列(Rainaud et al.，2005)，区域重力资料和航磁图也显示基底组分在区域上具有一定的连续性(Eberle et al.，1996)。据此推测新元古代的Lufilian弧基底成因与古元古代的Ubendian带类似，为全球Columbia超大陆聚合期间形成的弧岩浆带。

1.2 加丹加超群

1.2.1 罗安群

罗安群是带内最重要的含矿岩系，厚度800～2000 m。在赞比亚境内分为下罗安群、上罗安群和Mwashya亚群，其中下罗安群又可细分为Mindola亚群和Kitwe亚群，上罗安群则包括Kirilabombwe亚群(Eglinger et al.，2013)。三个亚群横向上可与刚果(金)境内的R.A.T，Mines和Dipeta亚群地层序列相对比(表1)，岩性从底部到顶部的变化为：硅质碎屑岩单元-碳酸盐岩和硅质碎屑单元-碳酸盐岩单元(图2)，沉积环境的变化为：大陆冲积和风成来源的干旱、半干旱氧化沉积环境-盐沼或泻湖沉积环境-碳酸盐岩台地陆棚沉积环境(Cosi et al.，1992；Cailteux，1994；Key et al.，2001；Kampunzu et al.，2009)。最上部的Mwashya亚群岩性通常为碳酸盐岩和黑色页岩(Cailteux et al.，1994，2007)，代表了原始大洋裂谷盆地沉积环境(Kampunzu et al.，1991)。

表1 Lufilian弧地区加丹加超群岩石地层学特征(据Kampunzu et al., 2009; Eglinger et al., 2013; Mambwe et al., 2017修改)

罗安群岩性和沉积环境的变化反映了海水逐渐变深的海侵沉积过程，代表了裂谷逐渐张开，由大陆裂谷向原始大洋裂谷演化的过程，可能与Rodinia超大陆的裂解有关。

1.2.2 恩古巴群

恩古巴群包含两个亚群：Muombe亚群，岩性以碳酸盐岩为主，夹少量硅质碎屑岩；Bunkeya亚群，岩性以硅质碎屑岩为主，夹少量碳酸盐岩(图2)(Batumike et al.，2007)。

恩古巴群最底部的标志层为Mwale组冰碛混杂岩，又称“大砾岩”(Edwards，1984；Eyles，1993；Crowell，1999)，与下伏Mwashya亚群为侵蚀接触关系(Cailteux,1994;Cailteux et al.，2007)。大砾岩之上为三组帽碳酸盐岩，标志着冰期后以风化物质流入为主的沉积特征(Young，2002)。从北向南，恩古巴群碎屑粒度逐渐减小而沉积厚度逐渐增加，Kakontwe组碳酸盐岩在南部出露较好而北部缺失，表明盆地开口朝南(Batumike et al.，2007)。恩古巴群地层早期沉积以碳酸盐岩为主，且局部发育条带状铁建造，表明为浅海沉积环境(Kampunzu et al.，1991，1993)。晚期沉积以陆源碎屑沉积为主，标志着盆地可能开始遭受挤压抬升作用(De Waele et al.，2008)。

恩古巴群岩性和沉积环境的变化反映了在沉积作用晚期，随着Lufilian造山作用的开始，盆地开始闭合，海水变浅，可能与Gondwana超大陆的汇聚作用有关。

1.2.3 昆德伦古群

昆德伦古群分为三个亚群，从底到顶分别为：Gombela亚群，主要由粉砂岩-页岩-碳酸盐岩单元组成；Ngule亚群，为一组泥岩、粉砂岩和砂岩序列；Biano亚群，为砾岩、长石砂岩和砂岩组成的砂质单元(图2)(Kampunzu et al.，2009)。

图2 Lufilian弧内不同构造带内地层序列(据刘国平等，2018修改)

昆德伦古群最底部的标志层为Kyandamu组冰期混杂岩，又称“小砾岩”(Cahen and Lepersonne，1967；Eyles and Januszczak，2004)，不整合覆盖在恩古巴群之上，上覆Lusele组帽碳酸盐岩(Saylor et al.，1995；Gorjan et al.，2003)，小砾岩内含有盆地内碎屑组分(Batumike et al.，2002；Kampunzu et al.，2003；John et al.，2004)，表明该时期盆地已发生隆起变形。从北向南，小砾岩的基质和碎屑粒度减小，Kanianga组沉积厚度增加，同样表明了盆地的南部朝向(Batumike et al.,2007)。Gombela亚群顶部的Lubudi组以互层的粉红色鲕粒灰岩-砂质碳酸盐岩为主。Ngule亚群内发育层内角砾、交错层理、波痕、波状层理及无水硬石膏层、纹层和瘤状物假晶，表明为浅水沉积类型(Kampunzu and Cailteux，1999)。Sampwe组和Biano亚群为近水平的未变质岩石，发育于Lufilian弧的北部地区(Bellière，1965)，为构造后沉积的近水平地层。

昆德伦古群岩性和沉积环境的变化显示了该群为同构造和构造后沉积作用类型，该群岩石主要发育在北部的外部褶皱逆冲带，表明该时期以南部盆地抬升为主。

1.2.4 沉积作用年龄

由于盆地内岩浆作用相对不发育，导致加丹加超群不同序列内地质年龄数据较少，且已知的年龄多为碎屑锆石年龄，少数为火山岩层或基性侵入体年龄。

基底内最晚期侵入的恩昌加花岗岩U-Pb锆石年龄为883±10 Ma，与底部碎屑锆石的最小年龄(～880 Ma)一致(图3a)，代表了罗安群沉积的年龄下限(Armstrong et al.，2005)。Mwashya亚群黑色页岩内发育的基性火山岩U-Pb锆石年龄为765±5 Ma(Kampunzu et al.，2000；Key et al.，2001)，代表了罗安群沉积的年龄上限。

恩古巴群底部大砾岩内斑状熔岩的U-Pb锆石年龄为735±5 Ma(Key et al.，2001)，据此推测该群开始沉积的时代位于765～735 Ma之间，与全球Sturtian冰期事件时间一致(Batumike et al.，2007)。恩古巴群缺乏上限年龄限制。

昆德伦古群底部发育的“小砾岩”被认为与全球 Marinoan冰期有关(Germs，1995；Bodiselitsch et al.，2005；Condon et al.，2005)，该事件年龄为635.5±1.2 Ma(Hoffmann et al.，2004)，代表了昆德伦古群开始沉积的时间。顶部Biano亚群粉砂岩内碎屑白云母的40Ar/39Ar最小年龄为573±5 Ma(Master et al.，2005)(图3d)，暗示昆德伦古群沉积上限年龄要小于该时期。

图3 加丹加超群不同层位的碎屑锆石年龄分布直方图(据 Master et al.，2005；Liu et al.，2019修改)

通过对不同地层序列内地质年龄的梳理可知，加丹加超群沉积的时代为880～573 Ma左右。由于年龄数据较少，导致不同构造带内地层序列对比、与俯冲作用开始阶段响应的恩古巴群上部沉积年龄等问题亟待研究。

1.2.5 碎屑物质来源

通过对碎屑锆石的年龄及形态学研究，可以大致判断碎屑沉积物的来源。研究表明，罗安群碎屑物质主要来源于古元古代基底(1800～2100 Ma，Rainaud et al.，2003，2005)，少量来源于太古宙卡塞-刚果克拉通(2500～2800 Ma，Key et al.，2001)、中-新元古代基巴拉带(900 ～1400 Ma，Tack et al.，2010)和伊鲁米德带(950～1650 Ma，Tembo et al.，2002)(图3a，b)。罗安群底部砾岩内发育有恩昌加花岗岩卵石成分(Binda，1972；Fleischer et al.，1976)，为碎屑物质的基底来源提供了直接证据。恩古巴群和昆德伦古群碎屑锆石年龄分布与罗安群具有一定的相似性(图3c，d)，表明三者具有相似的来源和/或为早期碎屑物质的再沉积作用。另外，昆德伦古群碎屑白云母的40Ar/39Ar年龄为1478～573 Ma(Wendorff，2003)，表明至少部分碎屑物质来源于盆地内组分(Master et al.，2005；Batumike et al.，2006)。

另外，砂岩内不活动元素(Th，Sc，Zr，Ti)在再分配过程中具有较强的抗性，通常可以定量地从来源区转移到沉积物内，因此可以用来判别物质来源(McLennan et al.，1993)。在Th/Sc-Zr/Sc图解上(图4)，恩古巴群砂岩主要位于古元古代TTG和新元古代长英质火山岩附近(Batumike et al.，2006)，表明了基底来源特性。昆德伦古群则位于与恩古巴群相似或更偏长英质(Th/Sc和Zr/Sc比值更高)的范围内，表明两者具有相似的来源和/或为早期碎屑物质的再沉积作用，与碎屑锆石年龄结果一致。

图4 恩古巴群和昆德伦古群Zr/Sc-Th/Sc图解(据Batumike et al.，2006修改)

可见，加丹加超群碎屑沉积物主要来源于古元古代基底组分，Lufilian弧造山作用期间，由于盆地遭受抬升剥蚀，导致昆德伦古群碎屑沉积物内含有盆地内碎屑成分，而造山后沉积的地层主要早期地层的再剥蚀沉积作用。

2 岩浆岩

古元古代俯冲造山作用之后，Lufilian弧经历了长期的稳定剥蚀作用(Garlick，1961；Fernandez-Alonso et al.，2012)。中元古代晚期，Lufilian弧南部赞比西带内发育有Munali山花岗岩(～1090 Ma，Katongo et al.，2004)、Mpande片麻岩(～1100 Ma，Hanson et al.，1988)及相关的变质基性岩类，地球化学研究认为形成于大陆汇聚背景，与伊鲁米德造山作用有关(Katongo et al.，2004)。Lufilian弧内未发现中元古代岩浆作用，至新元古代，岩浆作用才开始相对大规模的发育，从早到晚发育有：恩昌加花岗岩、基性岩体及Hook岩基。

2.1 恩昌加花岗岩

恩昌加花岗岩侵入到古元古代基底岩石内，上覆加丹加超群，其U-Pb锆石年龄为883±10 Ma(Armstrong et al.，2005)。Lufilian弧南部赞比西带内发育有相同时期的岩浆作用，如Lusaka花岗岩(865 Ma,Barr et al.，1978)、Kafue流纹岩(879 Ma，Wilson et al.，1993)和Ngoma片麻岩(820 Ma，Hanson et al.，1988)。

地球化学数据显示该时期花岗岩类和长英质变质火山岩位于流纹岩到英安岩范围内(Winchester and Floyd，1977)，具有高钾钙碱性、偏铝质性质。高Na2O+K2O、Ga/Al、Zr、Y、Nb含量和低CaO、MgO组分特征，与A型花岗岩类似(Katongo et al.，2004)。在Zr-Ga/Al岩石判别图解上(Whalen et al.，1987)，大多数花岗岩位于A型花岗岩区域(图5a)；在Nb-Y和Ta-Yb构造环境判别图解上(图5c，d)，位于板内花岗岩区域(Pearce et al.，1984)；在Nb-Y-Ga构造环境判别图解上，大部分岩体则位于A2区域(图5b)(Eby，1992)。

图5 花岗岩类及相关岩石的微量元素判别图解(据Katongo et al.，2004；Milani et al.，2015修改)

有关该时期花岗岩类的成因环境主要有两种观点：大陆裂谷环境(Porada and Berhorst，2000)和造山带伸展垮塌环境(Kampunzu，2000；许康康等，2019)。由于Lufilian弧内不存在新元古代时期的弧岩浆作用，因而该时期花岗岩与造山带无关，而是大陆裂谷时期的产物，其大陆弧性质可能与古元古代基底弧岩浆源区有关(Katongo et al.，2004)。

2.2 基性岩体

基性岩墙群、层状侵入体及双峰式火山岩套通常被认为是大陆裂谷带的主要火成岩组合(Tacket al.，2010；郑荣国等，2016；汪晓伟等，2015；黄树峰，2019)。Lufilian弧不同构造带内发育有大量的变质辉长岩和变质辉绿岩，且侵入到不同的地质单元内(Tembo et al.，1999；Kampunzu et al.，2000)。赞比亚西部Mwashya亚群内基性火山岩U-Pb锆石年龄为765±5 Ma(Kampunzu et al.，2000；Porada and Berhorst，2000；Key et al.，2001)，辉长岩体年龄为745±7.8 Ma和753±8.6 Ma(Barron et al.，2003)。其他地区基性岩体年龄数据较少，穹隆区基性岩与流纹岩在空间上密切相关，推测为大陆拉斑岩省双峰式岩浆组合，为裂谷早阶段产物(Bellieni et al.，1986)。

地球化学数据显示不同构造带内基性岩体为亚碱性到碱性岩体(Winchester and Floyd，1977)。在Zr-Y-Ti构造环境判别图解上，穹隆区和外部褶皱逆冲带内基性岩体位于板内玄武岩区域，而加丹加前陆盆地内基性岩体则位于MORB与弧玄武岩交界处(图6a)。由于玄武岩类的不相容元素组分变化与裂谷不同阶段地壳伸展程度密切相关(Kampunzu et al.，1991)，在Zr/Y-Zr/Nb图解上(图6b)，从穹隆区-外部褶皱逆冲带-加丹加前陆盆地，基性岩体具有前裂谷-原始大洋裂谷-红海型大洋裂谷的演化趋势(Kampunzu et al.，2000)，反映了裂谷不断张开的过程。

图6 Lufilian弧内基性岩体Ti-Zr-Y(a)和Zr/Y-Zr/Nb(b)图解(据Kampunzu et al.，2000修改)

2.3 Hook岩基

该岩基早期被认为是基底的组成部分，为泛非期MwZ的左旋运动导致基底再活化的产物(De Swardt et al.，1965；Unrug，1983)，而后期的年代学研究则表明为同构造阶段就位的岩浆作用(Hanson et al.，1993；Milani et al.，2015)。另外，岩基内还发育有大量分散出露、小规模的辉长岩和辉长岩-闪长岩体，与花岗岩类一起构成双峰式岩浆组合(Milani et al.，2015)。

不同时代侵入的花岗岩类U-Pb锆石年龄包括：细粒-中粒花岗岩和巨晶花岗岩的年龄分别为559±18 Ma和566±5 Ma，流纹质岩脉的年龄为538±1.5 Ma，未变形巨晶花岗岩的年龄为533±3 Ma(Hanson et al.，1993)；6个同构造花岗岩类的年龄分别为533±3 Ma、549±2 Ma、541±3 Ma、549±2 Ma、551±11 Ma和545±11 Ma(Naydenov et al.，2014)；3个同构造基性岩体和1个同构造石英二长岩的年龄分别为567±3 Ma、519±35 Ma、536±4 Ma和544±2 Ma(Milani et al.，2015)。通过与区域变质和变形事件的年龄对比可知，Hook岩基为同构造阶段的岩浆作用产物。

地球化学数据显示花岗岩类具有低Ca和Al含量，高FeO/(FeO+MgO)、(Na2O+K2O)/Al2O3、Ti/Mg和K2O/Na2O比值，为A型花岗岩(Lenharo et al.，2002)。在Zr-Ga/Al图解上位于A型花岗岩区域(图5a)(Whalen et al.，1987)；在Nb-Y和Ta-Yb构造环境判别图解上位于“板内花岗岩”区域(图5c，d)；在Nb-Y-Ga图解上则位于A2区域(图5b)(Eby，1992)，其大陆弧性质可能与古元古代基底弧岩浆源区有关，高的Pb、Th和U含量也与穹隆区基底片麻岩特征一致，暗示其可能来源于基底的部分熔融(Milani et al.，2015)。

地质年龄数据表明Hook岩基为同构造阶段产物，而A型花岗岩通常形成于伸展作用背景(王树庆等，2019)，因此推测该岩基形成于同构造阶段的伸展时期，可能与板块的折返作用有关(Milani et al.，2015)，区域上可能与莫桑比克洋闭合期间近东西向的远场挤压应力有关。另外，岩基内发育的小规模基性岩体通常具有洋岛玄武岩性质(John et al.，2004)，可能为伸展阶段地幔局部熔融的产物，且为基底部分熔融的热源。

通过对岩浆作用的研究可知，新元古代Lufilian弧在880 Ma开始发生裂谷作用，由于缺乏弧岩浆作用，导致无法通过岩浆事件确定俯冲作用开始年龄。而弧岩浆作用不发育的原因可能是由于俯冲洋壳较小，导致俯冲板片在到达弧岩浆形成最小深度(～70km)之前已发生陆-陆碰撞作用(Kampunzu et al.，1991)。另外，在同构造期的挤压阶段，发生了多期幕式伸展事件，形成了Hook岩基，据此可以推测赞比亚境内含铜的希富玛碳酸岩体(529～537 Ma，边千韬等，2017)为相同伸展阶段的岩浆作用，而不是构造后产物。

3 变质变形作用

关于Lufilian弧造山作用时期俯冲方向的问题一直存有争议，一种观点认为卡拉哈里克拉通向北俯冲到刚果克拉通之下(John et al.2004；Rainaud et al.，2005；Naydenov et al.，2014)；而另一种观点则与之相反，认为刚果克拉通向南俯冲到卡拉哈里克拉通之下(Porada and Berhorst，2000；Eglinger et al.，2016；Turlin et al.，2016；Saintilan et al.，2018)。

持第一种观点的主要证据包括：外部褶皱逆冲带发育葡萄石-绿纤石到低绿片岩相变质作用(Eglinger et al.，2013)，穹隆区发育上绿片岩相-上角闪岩相变质作用(Cosi et al.，1992；John et al.，2004)，而穹隆区南部MwZ附近发育有榴辉岩相变质作用(图1)(John et al.，2004；Johnson et al.，2007)，区域变质分带特征与向北俯冲的构造格架相呼应。基于该俯冲模型，Kampunzu and Cailteax(1999)将构造变形事件分为三期：D1、D2和D3，其中D1期变形以向北的褶皱和挤压构造为主，与卡拉哈里克拉通洋壳的北向俯冲有关；D2变形事件以走滑构造为主，该时期卡拉哈里克拉通地壳向北发生单侧挤压，导致Lufilian弧内地块发生顺时针旋转，形成向北凸起的构造特征，类似于现代的喜马拉雅型碰撞系统(Peltzer et al.，1982；黄文婷等，2013；王二七等，2018)；D3变形事件以横贯早期构造的褶皱作用为主，有关该时期的动力学机制尚不明确。持第二种观点的主要依据包括：所有同构造期花岗质侵入体位于加丹加高原地区；外部褶皱逆冲带和穹隆区低角度逆冲推覆体的运移方向为北东向，与向南俯冲的动力学机制吻合。

由于缺乏与造山作用相关的弧岩浆作用，因而板块俯冲方向无法确定。然而，最新的年代学数据仍给出了许多关键地质事件的年龄范围，如榴辉岩相岩石的Sm-Nd等时线年龄为595±10 Ma，Lu-Hf年龄为607±14 Ma到659±14 Ma(John et al.，2004)，表明洋壳开始俯冲的时代最早为660 Ma左右。穹隆区白片岩内同变质独居石颗粒的U-Th-Pb年龄为550～530 Ma(Eglinger et al.，2014)，该中温-高压变质事件被认为是陆-陆碰撞的结果(John et al.，2004)。高温变质叠加作用的时间为530～520 Ma(John et al.，2004；Rainaud et al.，2005)，且520 Ma为Hook岩基最晚期年龄。黑云母和白云母的Rb-Sr、K-Ar年龄则表明520～470 Ma为构造后岩石冷却阶段(Porada and Berhorst，2000；John et al.，2004；Rainaud et al.，2005)。

4 成矿作用

Lufilian弧内发育大量的铜钴、铀、铅锌矿化作用。据统计，该带拥有超过2亿吨铜矿资源和全球50%以上的可采钴资源(Cailteux et al.，2005；Selley et al.，2005)，各种规模的铀和铅锌矿床(点)超过50个(Kampunzu et al.，2009；Eglinger et al.，2013)，资源潜力巨大(表2)。

赞比亚境内已知的铜钴矿床有Konkola、Nchanga、Lumwana和Nkana等矿床，主要赋存于下罗安群硅质碎屑岩中(Bernau et al.，2013；Nowecki，2014)；刚果(金)境内的矿床有Tenke、Deziwa、Kamoto和Luiswishi等，主要赋存于下罗安群碳酸盐岩中(Selley et al.，2005；Muchez et al.，2015)。另外，在恩古巴群和昆德伦古群中也发育有少量矿床，如Lufukwe矿床(Desouky et al.，2008)。年代学研究表明铜矿化作用分为三个阶段：(1)成岩早-中期阶段铜矿化(Selley et al.，2005；Muchez et al.，2015；Turlin et al.，2016)；(2)同变质阶段铜矿化和/或活化(Barra et al.，2004；Selley et al.，2005；Nowecki，2014)；(3)变形后期铜矿化和/或活化(Torrealday et al.，2000；Turlin et al.，2016)(表2)。可见，Lufilian弧内铜矿化作用具有多期、多阶段的特征，三个阶段的矿化年龄也与同生沉积+后期改造的成矿模型相吻合。

表2 Lufilian弧构造演化与铜、铀和铅锌成矿时代关系(据刘国平等，2018)

穹隆区已知的铀矿床(点)有Musoshi、Nkana、Kawanga、Malundwe和Mitukuluku等，主要分布于罗安群与基底接触部位的蓝晶石云母片岩内；外部褶皱逆冲带已知的矿床(点)有Shinkolobwe、Swambo和Kalongwe等，主要分布于绿泥质-白云质页岩内(Eglinger et al.，2013)。铀氧化物的U-Pb年龄为652.3±7.3 Ma(Shinkolobwe，Swambo和Kalongwe矿床)和530.1±5.9 Ma(Musoshi和Nkana矿床)(Decrée et al.，2011；Eglinger et al.，2013)。可见，铀矿化具有两个阶段的特征，研究表明早期矿化可能与成岩晚期罗安群高盐度卤水循环作用有关，而后期矿化则与造山期变质流体循环有关(Eglinger et al.，2013)。

穹隆区已知的铅锌矿床(点)主要有Kabwe、Bob和Lukusashi等；外部褶皱逆冲带主要有Kipushi、Kengere和Lombe等。两个地区的赋矿围岩相似，主要为恩古巴群碳酸盐岩，受断裂构造控制明显(Kampunzu et al.，2009)。Kabwe和Kipushi矿床内方铅矿的Pb同位素模式年龄为680±13 Ma(Muchez and Corbella，2012)和451±6 Ma(Cahen，1974)、Kansanshi矿床内铅锌矿化Re-Os年龄为502±1.2 Ma(Torrealday et al.，2000)。可见，铅锌矿化同样具有两个阶段，其成因可能与铀矿化具有一定的相似性，与同成岩期流体和造山后变质流体循环有关。

5 构造演化与成矿作用

通过系统梳理，可以将Lufilian弧的构造演化历史和对成矿的控制作用分为以下几个阶段，现详细阐述如下：

古元古代时期，约2.0～1.9 Ga，在全球Columbia超大陆汇聚背景下，Lufilian弧地区发育大规模的弧岩浆作用，后期又沉积有Muva超群等变质沉积岩，两者构成了Lufilian弧基底岩石。

新元古代时期，约880 Ma，Lufilian弧内开始了早期的陆内裂谷作用，东非裂谷西部分支地区同样发育有代表伸展环境的碱性和碳酸岩岩浆作用，年龄约为820～740 Ma(Kampunzu et al.，1997)，该时期裂谷内开始沉积有罗安群地层。约765 Ma,裂谷作用演化至原始大洋裂谷阶段，罗安群沉积结束并开始恩古巴群沉积作用。该时期在成岩流体作用下，形成以一系列的同沉积铜钴、铀和铅锌矿化作用。约660 Ma，开始了最早期的板块俯冲作用，Lufilian弧遭受到近南北向挤压作用，恩古巴群晚期以碎屑岩为主的地层开始沉积，随后又开始沉积有昆德伦古群地层。约550 Ma，卡拉哈里克拉通和刚果克拉通开始发生陆-陆碰撞作用，至530 Ma，陆-陆碰撞作用达到高峰阶段，穹隆区发育有中温-高压相岩石类型，后期的高温变质叠加作用一直持续到约520 Ma。俯冲挤压作用期间，由于可能受到莫桑比克洋闭合阶段近东西向远场挤压应力的影响，俯冲板块发生多期次的折返作用，地幔岩浆上涌并加热基底岩石，形成Hook岩基。该时期受到变质流体循环作用的影响，早期发育的铜钴、铀和铅锌矿化再次运移富集，在有利部分形成矿体。

约520 Ma之后，Lufilian弧演化至造山后阶段，变质岩石发生冷却抬升，形成的变质流体进一步改造前期矿化，形成裂隙脉型铜钴、铅锌矿体。

6 存在问题及未来展望

Lufilian弧作为中部非洲一条重要的新元古代活动带和成矿带，整体研究程度较低，许多地质问题亟待解决，本次主要梳理出以下3点：

(1)由于带内岩浆作用相对不发育，加丹加超群不同地层序列内缺乏同位素年代学数据，导致不同构造带内层与层之间缺乏对比研究，与俯冲作用开始阶段响应的恩古巴群上部沉积年龄无法确定。

(2)同样由于弧岩浆作用不发育，且带内未发现与俯冲相关的蛇绿岩套、榴辉岩等，导致有关俯冲时代和俯冲方向的确定存在争议性。

(3)目前流行的铜钴成矿模型为同生沉积+后期热液改造，但有关铜、钴物质来源的问题尚不明确，一种观点认为来源于下伏基底，另一种则认为与基性侵入体有关，但都缺乏直观的证据。

7 结论

通过对Lufilian弧内地层、岩浆岩和变质、变形事件的系统整理分析，可以初步得出以下结论：

(1)加丹加超群开始沉积的时间约为880 Ma。根据区域上发育的两期冰碛岩，可以将其划分为罗安群、恩古巴群和昆德伦古群。其碎屑物质主要来源于古元古代基底，而同构造和构造后期的碎屑物质还有盆地内碎屑组分。

(2)恩昌加花岗岩和基性岩体代表了裂谷不同阶段的岩浆作用，而Hook岩基则与同构造阶段俯冲板块的幕式折返作用有关。变质等级从外部褶皱逆冲带到穹隆区由葡萄石-绿纤石相变化为角闪岩相，主体变形构造主要与近东西向的挤压有关。

(3)Lufilian弧内发育有大规模的铜钴、铀和铅锌成矿作用，且成矿具有多期次，矿床具有同沉积+后期热液改造成因特征。

(4)Lufilian弧构造演化历史主要包括：2.0～1.9 Ga的古元古代基底形成阶段、约880 Ma开始的裂谷作用阶段、660～550 Ma的洋壳俯冲阶段、550～520 Ma的陆-陆碰撞阶段和约520 Ma开始的造山后阶段，与全球Columbia超大陆、Rodinia超大陆和Gondwana超大陆的汇聚/裂解时间相吻合。