华北克拉通南缘后大陆碰撞背景下的岩石圈演化及金、钼成矿规律探讨

张灯堂, 冯建之, 李 磊, 孟宪锋, 何 进 刘宗彦 徐文超

(1.河南省地质矿产勘查开发局 第一地质矿产调查院, 河南 洛阳 471023; 2.河南省金银多金属成矿系列与深部预测重点实验室, 河南 洛阳 471023)

华北克拉通南缘后大陆碰撞背景下的岩石圈演化及金、钼成矿规律探讨

张灯堂1,2, 冯建之1,2, 李 磊1,2, 孟宪锋1,2, 何 进1, 刘宗彦1, 徐文超1

(1.河南省地质矿产勘查开发局 第一地质矿产调查院, 河南 洛阳 471023; 2.河南省金银多金属成矿系列与深部预测重点实验室, 河南 洛阳 471023)

通过对华北克拉通南缘大量的岩浆岩和矿床研究表明, 矿床的形成与燕山期岩浆岩具有非常密切的关系, 豫西矿集区是华北克拉通南缘岩石圈剧烈演化的结果。岩石圈的这种剧烈演化是在两件重大地质事件的共同作用下进行的:一方面, 扬子板块与华北板块在印支期拼合, 并发生了广泛的陆-陆碰撞造山活动, 此后, 克拉通边缘转入了后造山演化阶段; 另一方面, 燕山晚期的J-K之交, 太平洋板块向欧亚板块俯冲, 导致地幔大规模活动。中国东部大规模的地壳减薄和壳幔作用, 使本来就处于造山后演化阶段的华北陆块南缘发生了广泛的岩浆活动。正因为这两大地质作用叠加效应,区域岩浆演化剧烈而复杂, 大批重融花岗岩的地球化学特征往往既显示造山带的特点, 又具有大规模壳幔作用的特征。这两大地质作用为豫西矿集区的形成提供了良好的成矿地质背景, 大量的研究表明, 各种矿床与燕山期岩浆岩在形成时间上高度吻合, 空间上密切相关, 同位素指标极为相近, 显示它们在成因上的密切关系。岩浆一方面作为深部赋矿流体的上升通道, 另一方面提供持续的高温环境, 保证了元素迁移和成矿作用的进行。因此, 华北克拉通南缘后大陆碰撞背景下的壳幔演化、大规模岩浆活动是豫西矿集区形成的决定性因素。

后大陆碰撞; 岩浆作用; 成矿作用; 成矿规律

0 引 言

陆–陆碰撞造山带, 因其强烈而广泛的造山作用和造山期后活跃的地质环境, 往往形成规模宏大的成矿区带。陆–陆碰撞背景下的大规模成矿作用是当今地质矿产研究中的前沿课题, 不少学者(陈衍景等, 1991; 陈衍景和张程宁, 1991; 陈衍景和富士谷, 1992; 陈衍景, 1995, 1996; 孟祥金等, 2004; 吴庆举等, 2004; 毛景文等, 2005c; 侯增谦等, 2006; 莫宣学等, 2006; 芮宗瑶等, 2006; 侯增谦和王二七, 2008;张刚阳等, 2008; 杨志明和侯增谦, 2009; 侯增谦, 2010; Sillitoe, 1998; Marignac and Cuney, 1999)在这一领域做过卓有成效的探索。

后碰撞是指时间上比碰撞作用晚, 但仍与碰撞作用有关, 通常始于板内环境(赵振华, 2007)。造山带碰撞后, 陆内构造发展及壳幔演化的地球化学研究在国内外均属薄弱环节, 秦岭造山带在这方面的情况也是如此(张国伟等, 2001)。近年来, 我们在豫西地区进行广泛地调查研究之后发现, 豫西矿集区的大多数矿床主要集中在燕山中晚期出现, 相对秦岭造山带的主碰撞期滞后约60 Ma, 属于碰撞造山的后演化阶段。尤其值得注意的是, 秦岭造山带的后演化阶段与中国东部的构造转折和岩石圈减薄在时空上重叠, 使得这两种大规模的地质作用同时改造着华北克拉通南缘。豫陕矿集区的金、钼、银铅锌矿的成矿作用在这种特殊的背景下, 各种地质现象和成矿作用受到双重制约, 其具体表现最为突出的是岩石圈的剧烈演化。通过研究后碰撞环境下的成岩、成矿规律, 逐步探索这种背景下的构造–岩浆演化过程和成矿机制,以期丰富后陆–陆碰撞条件下成矿作用的研究内容。

1 岩浆大爆发与成矿大爆发的时空耦合

1.1 华北克拉通南缘燕山期岩浆大爆发

华北克拉通南缘中生代发生了广泛而强烈的岩浆活动, 产生了大量的花岗岩类(如图1), 最近的研究(卢欣祥等, 1999; 陈衍景和刘丛强, 2001; 于在平和崔海峰, 2003; 毛景文等, 2005b; 李永峰等, 2006;郭波等, 2009; 高昕宇等, 2010; 胡浩等, 2011; Mao et al., 2010)表明, 华山岩体、文峪岩体、娘娘山岩体、老牛山岩体、五丈山岩体、花山岩体、合峪岩体等大型岩基和呈岩株产出的南泥湖、石宝沟、上房沟、马圈、雷门沟、八宝山、后瑶峪、银家沟、夜长坪、柳关、蒲阵沟、仡佬湾、金城堆等小型岩体集中形成于158～127 Ma的燕山中晚期的J-K之交, 代表了这一大规模岩浆活动的主体阶段, 而太山庙岩体(115 Ma)和东沟花岗斑岩(112 Ma, 叶会寿等, 2006)侵位于大规模岩浆作用尾声的早白垩世晚期。其中绝大多数是燕山晚期J-K之交产生的二长花岗岩、花岗闪长岩和花岗斑岩类。这一地质时期形成的岩体占本区岩浆岩的绝大多数, 短短几十个百万年形成的岩体个数超过了以往几千个百万年的岩体总和,很显然是一次岩浆大爆发, 这一时期岩浆爆发规模之大, 爆发之集中, 作用之强烈, 是以往任何一个地质历史时期都无法比拟的。

图1 东秦岭地区地质矿产图(据叶会寿, 2006修编)Fig.1 Sketch map of showing the geological geology and distribution of ore deposits mineral in the East Qinling orogen

华北克拉通南缘, 既受到这一岩石圈大规模活动的强烈影响, 又与一般的中国东部地区有一定的差异。这归因于其独特的大地构造环境: 跨越了华北克拉通、北秦岭造山带、南秦岭造山带三个重要的构造单元(陈衍景和富士谷, 1992), 其内部动力和物质组成受多种地质因素的共同影响。一方面, 秦岭造山带处于后碰撞演化阶段, 造山带在大陆碰撞之后仍然非常活跃(马昌前等, 2003), 此时, 大规模的造山活动已经趋于缓和, 但其内部剧烈的演化并未停止, 各种物质成分正在趋向达到新的平衡; 另一方面, 更为活跃的主要地质事件是华北板块岩石圈减薄和大规模的壳–幔作用。在秦岭碰撞造山的后演化作用和中国东部大规模构造转折及壳幔作用的共同影响下, 华北克拉通南缘发生了强烈的岩浆活动。

岩浆活动演化具有明显的克拉通边缘碰撞活动带的特征, 其表现主要有: ①在花岗岩Rb-(Nb+Y)图中(图2), 燕山期的花岗岩类基本均投在了后碰撞花岗岩的区域; ②区域上, 华北克拉通南缘的中生代花岗岩类长轴大多沿NW向, 与区域碰撞缝合线的方向一致。

而岩浆活动的时空特征和动力学则明显与中国东部大规模岩浆活动有关: 一方面, 在约145～135 Ma中国大陆东部区域构造体制发生转变(任纪舜, 1991; 赵越等, 1994; 卢欣祥, 1998; 牛宝贵等, 2003,李永峰等, 2005), 也是岩石圈减薄和克拉通破坏的巅峰时期, 华北克拉通南缘岩浆大爆发的地质年代正好处于中国东部燕山晚期岩石圈大规模活动的高潮时期, 是中国东部大规模壳幔作用的一部分; 另一方面, 大量同位素证据表明, 成岩过程中普遍有大量幔源组分的加入(胡受奚和郭继春, 1989; 李结才和蒋爱国, 1992; 陈岳龙和张本仁, 1994; 张本仁等, 1994, 1995, 1998; 张宗清等, 2006; 齐秋菊等, 2010; Zhu et al., 2009), 是大规模壳幔作用的表现,呈现出中国东部大规模壳幔作用下岩石圈的特点。

在这两种区域性地质作用的共同影响下, 使得华北克拉通南缘岩石圈的演化剧烈而复杂, 这是华北克拉通南缘豫陕矿集区形成的深层次原因。

1.2燕山期岩浆岩类的地球化学特征及物源追踪

本区19个岩体, 138组数据, 其SiO2变化范围为64.44%～89.92%, 平均70.97%, 略低于中国花岗岩的平均值72.4%(如表1、表2); Al2O3变化范围为9.94%～17.05%, 平均14.59%; K2O变化范围2.92%～7.99%, 平均4.53%; Na2O变化范围为0.08%～6.71%, 平均3.93%; TiO2、Fe2O3、P2O5显著高于中国花岗岩的平均含量, 而MnO显著低于中国花岗岩的平均含量, 其他主量元素与中国花岗岩的平均含量相差不大。本区花岗岩富碱, Na2O+K2O平均可达8.34%, 在SiO2-K2O图上(图3), 投点主要集中于高钾钙碱性系列。大多数样品的A/CNK变化于0.90～1.05之间(图3), A/NK一般大于1.1, 显示以I型花岗岩类为主。

图2 花岗岩构造环境判别图(底图据Pearce, 1996)Fig.2 Tectonic discrimination diagram for granitoids

在微量元素蛛网图上(图4), 本区花岗岩微量元素的贫化和富集显示出高度的一致性, 仅太山庙岩体因相对富集重稀土而区别于其他岩体, 表明燕山期各个期次各类花岗岩类形成的构造背景是相似的,物源在某种程度上也具有很大的相似性。

Nb、Ta、P、Ti的亏损和Pb的强烈富集似乎表明这些岩体具有明显的岛弧岩浆岩的特征。然而,燕山期乃至整个中生代华北克拉通南缘及秦岭造山带不可能出现岛弧环境, 认定这些岩浆岩是岛弧环境下的产物显然是不合理。赵振华(2007)指出, 岛弧玄武岩具有Nb、Ta、Ti亏损, 但出现Nb、Ta、Ti亏损的并不一定是岛弧环境, 古地幔楔或残留的地幔楔岩石,由于受到后来的构造热事件而发生部分熔融时, 也将出现上述微量元素特征, 并且该特征属于继承性的。岩体微量元素的富集和贫化趋势与太华群结晶基底近乎完全一致, 显示出明显的继承性关系。

表1 研究区19个中生代岩体主量元素平均含量(n=138, 单位: %)Table 1 The average contents of major elements for the 19 Mesozoic intrusions in the study area

图3 华北克拉通南缘花岗岩类SiO2-K2O图解(a)和A/CNK-A/NK图解(b)Fig.3 SiO2vs K2O (a) and A/CNK vs A/NK (b) diagrams for granitoids in the southern margin of the North China Craton

图4 华北克拉通南缘中生代花岗岩类微量元素蛛网图(标准化的原始地幔值选用Sun and Mcdonough, 1989, 数据来源同表1)Fig.4 Trace elements spider diagram for the Mesozoic granitoids in the southern margin of the North China Craton

基于以上判断及以下证据, 我们认为, 本区中生代花岗岩类是古老基底太华群及相关大陆下地壳部分熔融的产物:

(1) 中生代花岗岩类的稀土配分型式、Eu元素地球化学特征、强烈亏损重稀土等特征与太华群基底保持高度的一致(图5, 表3), 并因此而显著区别于中国花岗岩的稀土特征。

(2) 太华群的δ34S平均为4.3‰, 燕山期花岗岩的δ34S为4.03‰～5.0‰(瞿伦全等, 1993; 范光等, 1995), 显示二者高度的相似性。

图5 华北克拉通南缘中生代花岗岩稀土元素配分简图Fig.5 Chondrite normalized REE patterns for the Mesozoic granites in the southern margin of the North China Craton

(3) 据瞿伦全等(1993)统计, 华北克拉通南缘花岗岩类的87Sr/86Sr(0)较低, 燕山期花岗岩基的87Sr/86Sr(0)为0.7034～0.7079, 小岩体为0.7077～0.7096。华北克拉通南缘晚中生代花岗岩的εNd(t)=–11.8～–18.7, ISr集中在 0.71052～0.70335之间, εNd(t)=–6～–25, 显示了华北克拉通古老地壳的贡献(王晓霞等, 2011)。

(4) 本区中生代花岗岩类Sr的丰度为90×10–6～ 1635×10–6, 平均618×10–6, 远高于中国花岗岩Sr的丰度220×10–6(据迟清华和焉明才, 2007), 而Sr在地壳中只有较弱的富集, 其丰度很大程度上取决于其所继承的源区Sr丰度, 与之相对应的是, 太华群基底本身也是富Sr的(85个太华群Sr平均丰度为305.4×10–6, 据瞿伦全, 1993), 这一特性是在熔融的过程中继承了以太华群为主要物源的那些花岗岩类,同时, 花岗岩类和太华群富Sr的这种特性也可能显示它们之间的物源联系。

表2 华北克拉通南缘燕山期花岗岩的主量(%)、微量(μg/g)元素含量Table 2 Major (%) and trace element (μg/g) contents of the Yanshanian granites in the southern margin of the North China Craton

续表2:

表3 本区19个花岗岩类稀土元素参数(n=100)Table 3 Rare earth element parameters of the 19 granitic intrusions (n=100)

(5) 花岗岩类中发现了一些太华群基底捕掳体,华山复式岩体中的方山峪岩体可见太华群的捕掳体,锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素地球化学示踪结果显示, 这些捕掳体与寄主岩之间存在明显的物质亲缘关系, 表明太华群变质岩应是华山复式岩的源岩(胡建等, 2010), 熊耳山地区的五丈山等岩体中也可见大量的暗色太华群捕掳体: 岩体中的这些大量太华群的捕掳体是太华群不完全熔融的最直接证据。

(6) 本区中生代花岗岩类中发现大量来自太华群的继承性锆石, 文峪和娘娘山岩体中的继承性锆石年龄集中在新太古代–元古宙(如表4), 这期间也是本区太华群的发育形成时期(毛景文等, 2005a),后瑶峪花岗斑岩中的继承性锆石年龄为2649 Ma,柳关岩体中的继承性锆石年龄为1778±26 Ma和2488±20 Ma, 仡佬湾岩体中的继承性锆石年龄为2502±26 Ma(据胡浩等, 2011), 合峪岩体继承性锆石年龄为2253±15 Ma, 2101±11 Ma, 上房沟斑岩中的继承性锆石年龄为2146±8 Ma、1805±31 Ma。继承性锆石年龄主要集中在太华群强烈演化的地质历史阶段, 从年龄上判断, 这些继承性锆石形成于太华群的大规模混合岩化阶段, 表明中生代的岩浆岩类与太华群具有密切的物源联系。

除了岩石地球化学特征与古老地盾具有高度的相似性以外, 华北克拉通南缘中生代花岗岩类携带大量地幔信息也是其很重要的一个特征。在δEu-(La/Yb)N图解上, 大多数样品的投点集中于壳幔源的一侧(图6)。华北克拉通南缘花岗岩中的地幔信息, 也得到了大量的同位素资料的证实: 蓝田岩体的εHf(t)=–9.3～–23.9(齐秋菊等, 2010), 蟒岭岩体的全岩εNd(t)=–4.1(张宗清等, 2006), 东沟斑岩体εHf(t)=–3.4～–18.7(戴宝章等, 2009)都显示区内中生代花岗岩类具有相当多的幔源组分; 对金堆城、石家湾、东沟及三道庄等与花岗斑岩体有关的大型、特大型斑岩型钼矿床的硫化物稀有气体同位素的研究也显示有幔源组分的加入(Zhu et al., 2009); 华北克拉通南缘燕山中期中酸性斑岩的Pb、Nd、Sr证明其主体为太华岩群, 并加入少量地幔物质(陈岳龙和张本仁, 1994; 张本仁等, 2002); 熊耳山地区的花山岩基Pb同位素投点位于造山带和地幔铅平均演化线之间, 靠近地幔演化线, 为壳、幔混合源铅(范宏瑞等, 1994), 熊耳山地区的金矿石、地层、燕山期花岗岩的硫同位素组成(δ34S)具有低的正值或负值, 太华群的δ34S平均为4.30‰, 燕山期花岗岩的δ34S为4.03‰～5.00‰(瞿伦全等, 1993; 范光等, 1995)。

总的来看, 华北克拉通南缘中生代花岗岩类的地球化学性质兼具古老地盾和地幔源区的特征, 元素地球化学特征明显地类似于古老地盾的特征, 而同位素地球化学特征具有显著的地幔属性: 很显然,这是在地幔流体参与下的加厚下地壳重融的结果。软流圈上涌、岩浆底侵作用带来的大量热使中下地壳发生大规模部分熔融, 产生花岗质岩浆并侵入中上地壳, 构成现今华北克拉通和大别–苏鲁造山带广泛分布的燕山期花岗岩和与之相关的金属矿产(毛景文等, 2006)。

表4 华北克拉通南缘花岗岩类中继承性锆石的U-Pb年龄Table 4 U-Pb ages of inherited zircons from granitoids in the southern margin of the North China Craton

图6 花岗岩δEu-(La/Yb)N判别图Fig.6 δEu vs (La/Yb)Ndiscrimination diagram for granitoids

1.3 岩浆大爆发与成矿大爆发的时空耦合

华北克拉通南缘的金矿成矿年龄一直存有争议。肖荣阁等(2010)在熊耳群的杏仁体中发现有矿化,认为部分矿床在中元古代发生过一定的初步矿化;任富根等(1996)从同位素地质年龄和古地磁等证据出发, 坚持元古宙成矿的观点。以卢欣祥等(2004)为代表的一些专家学者认为豫西的金矿主成矿期是印支期,仅熊耳山地区的爆破角砾岩型金矿成矿时代是燕山期;而以王义天等(2002)和毛景文等(2005b)为代表的学者认为, 豫西的金成矿始于印支期而盛于燕山期, 燕山期的J-K之交是本区金成矿的主成矿期。

从现有的同位素年龄数据统计来看, 燕山期的年龄数据, 尤其是150～110 Ma燕山晚期的年龄占了绝大多数(图7), 显示这一阶段金矿的形成是一个大爆发的过程。处于印支期的年龄数据也形成一个年龄“峰”(图7), 但远不及燕山晚期年龄数据丰富, 推测印支期可能有一定的成矿作用, 但由于处于大规模成矿作用的前奏, 其规模有限。

图7 矿床年龄分布直方图Fig.7 Histogram of the ages of the ore deposits in the southern margin of the North China Craton

相对于金矿的成矿年龄, 钼矿的成矿年龄取得了更好的共识, 这主要得益于近年发展较快的Re-Os同位素定年。一般认为: 东秦岭印支期经历了明显的成矿事件(陈衍景等, 2009), 有一大批石英脉型钼矿和碳酸岩脉型钼矿床成矿时代为230～220 Ma(黄典豪等, 1984, 2009; 李厚民等, 2007; 李诺等, 2008, 2009; 高阳等, 2010; 王义天等, 2010; Stein et al. 1997), 此类矿床有黄龙铺钼矿、黄水庵钼矿、大湖(金)钼矿、纸房一带的钼矿群等, 学界一般认为这类印支期的中小型钼矿的形成指示了华北克拉通南缘的局部伸展环境(毛景文等, 2005d; 高阳等, 2010; Mao et al., 2008, 2010); 而占钼矿储量绝大多数的斑岩型钼矿的成矿时代为燕山期, 成矿年龄主要集中在J-K之交的145～125 Ma, 此类矿床有南泥湖、三道庄、上房沟、鱼池岭、雷门沟、银家沟等一大批特大型钼矿(李永峰等, 2003, 2006; 毛景文等, 2005b;郭保健等, 2006; 周珂等, 2009; Mao et al., 2008), 仅东沟特大型斑岩型钼矿产于115 Ma(叶会寿, 2006);李厚民等(2009)测得熊耳山地区寨凹钼矿Re-Os同位素年龄为1850～1650 Ma, 魏庆国等(2009)获得龙门店石英脉型钼矿年龄为2044～1868 Ma, 这是迄今为止本区发现的仅有的2个元古代的钼矿床, 也是中国最古老的钼矿床。总的来看, 钼的成矿时代绵延近2 Ga, 但占主要矿产储量绝大部分的斑岩型钼矿集中形成于145～112 Ma, 尤其是145～130 Ma的J-K之交。

铅锌(银)矿的成矿年龄同样集中于燕山晚期,蒿坪沟成矿年龄为134.9±0.8 Ma(叶会寿, 2006), 沙沟银铅矿40Ar-39Ar年龄为147.6±2.3 Ma(毛景文等, 2006), 冷水北沟铅锌银矿床形成于137.22±2.49 Ma (燕长海, 2004)。

从空间上来看, 矿床与岩体之间也有密切的联系。据不完全统计, 华北克拉通南缘小秦岭–熊耳山矿集区有一大批金矿床产于距岩体2～8 km的范围内, 以距岩体3 km为最佳成矿地段, 离花岗岩太近或太远都不利于成矿。矿床群往往围绕在岩体南半部分呈弧形分布, 而在岩体的北半部分一般未发现具有经济价值的金矿床, 这一点在文峪岩体和花山复式岩体上表现得尤为突出, 文峪花岗岩南侧有文峪、东闯、老鸦岔、金硐岔、杨砦峪等金矿床, 花山复式岩体(包括花山、蒿坪、五丈山三个岩体)南缘有上宫、虎沟、吉家洼、青岗坪、萑香洼、窑沟、公峪、祈雨沟等金矿床及大量金矿点。本区金矿主要集中于岩体南部, 实际上古人早就得出这一经验并有记录: 据《山海经》记载, “少华山西, 黄山, 其阳多赤金”。意思是说, 华山西至渭南东南一带的南部有丰富的黄铜矿(炼金物质)。钼矿更是与小型岩株密切相关, 南泥湖、上房沟、三道庄、雷门沟、东沟等斑岩型钼矿的斑岩体本身即是矿体。银矿与花岗岩也有密切的关系, 据物化探资料显示, 沙沟–铁炉坪–蒿坪沟特大型银铅矿田下部有一规模较大的隐伏岩体, 蒿坪沟矿区出露的斑岩体为这一隐伏岩体的上延部分(陈旺等, 1996), 栾川铅锌银矿田中,银矿围绕斑岩体或斑状花岗岩分布, 如冷水北沟铅锌银矿区广泛发育斑状燕山期花岗岩。

各矿种的主成矿期同时指向了J-K之交的燕山晚期, 矿床与岩体紧密而富有规律性地分布, 显示出成矿大爆发与岩浆大爆发在时间坐标和空间维度上高度吻合, 这绝不是巧合, 而是一方面表明成岩与成矿密切的关系, 金、钼、银、铅锌矿床的形成是华北克拉通南缘岩石圈演化的结果; 另一方面表明, 各矿种成矿作用不是孤立的, 而是存在着某种内在联系的统一整体, 它们的形成演化具有相同背景和驱动因素。

1.4 岩浆成矿的同位素证据

大量同位素资料和流体包裹体资料显示, 矿体同位素与岩体同位素组成具有密切的关系: 小秦岭–熊耳山地区的诸多矿床(包括金矿、钼矿、铅锌矿)流体氢、氧同位素组成以较低的δ18O和δD为特征,分别主要集中在0～10‰和–80‰～–40‰范围内, 虽向雨水线方向有不同程度的偏移, 但仍然显示出明显的岩浆水属性(姬金生, 1988; 邵克忠等, 1992; 高永丰等, 1995; 陈旺等, 1996; 任富根等, 1996; 燕建设等, 1998; 齐金忠等, 2004; 李永峰等, 2005; 王义天等, 2005; 叶会寿, 2006); 金矿中携带大量的地幔信息,蚀变岩型金矿的δ34S的范围为–1.7‰～+2.2‰, 平均0.34‰, 祁雨沟爆发角砾岩型金矿的δ34S则为–3.5‰～2.5‰(郭东升等, 2007), 明显具有深源硫的特点; 金矿石μ值(μ=238U/204Pb)主要集中在9.107～9.378之间, 代表了地幔源特征(李结才和蒋爱国, 1992)。

很显然, 无论从成岩大爆发与成矿大爆发的时空坐标上看, 还是从矿床与中生代花岗岩类极为相似的同位素组成来看, 成岩与成矿具有密切的关系,显然, 成矿作用是成岩作用驱动下形成的产物。

2 岩石圈剧烈演化下的成矿模式初探

成矿与岩浆活动的关系历来受到人们的重视。涂光炽等(1984)指出, 中元古代REE、Pb的爆发成矿与偏碱性和高钾的岩浆有关, 是岩石圈演化的结果。邓晋福等(1999)认识到中国东部岩石圈–软流圈的灾变与成矿的密切关系。裴荣富(1995)总结的92个成矿模式中, 与岩浆活动直接相关的多达53个;汤中立(2002)、汤中立和李小虎(2006)总结出了我国“小岩体成大矿”的特点; 南岭地区的钨、锡、钼、铋、锂、铍、铌、钽等稀有金属成矿作用明显地与多期多阶段活动的复式岩体有关; 卢焕章(1986)认为华南主要类型的钨矿与经地壳重融而形成的含钨很高的燕山期花岗岩有成因上的联系。越来越多的同位素、流体包裹体等方面的研究已经表明, 矿床的形成与岩浆热液系统有关(陈衍景和富士谷, 1992; 张进江等, 1998; 毛景文等, 1999, 2005d; 张元厚等,2009; Groves et al., 1998; Sillitoe, 2002), 并且矿产资源的形成往往与深部壳幔物质和能量交换有关(滕吉文, 2003), 岩浆是将热量和物质带到地球上部的主要载体,带来的能量对地壳进行改造, 维持地热场并产生矿床(谢鸿森等, 1991)。国内外学者对斑岩型钼(铜)矿的成矿模式做过大量工作(侯增谦等, 2007; 侯增谦和杨志明, 2009; 杨志明和侯增谦, 2009; Lowell and Guilbert, 1970; Sillitoe, 1972, 2002; White et al., 1981), 取得了很好的共识。本文依据华北克拉通南缘各种地质信息,仅就金的成矿模式作一些初步探讨。

如前文叙及, 华北克拉通南缘的金、钼、银铅锌矿无论是成矿地质年代, 还是成岩成矿空间都密切耦合, 岩浆控矿已得到多种同位素资料和野外地质现象的证实。华北克拉通南缘金属矿产的形成是岩石圈剧烈演化的结果, 印支期华北和扬子两大板块的碰撞(任纪舜等, 1984; Sengor, 1985; 张国伟等, 1996, 2001; Ames et al., 1993)是中生代华北克拉通南缘大规模演化的重要前提之一。碰撞造山活动,形成了大量沿缝合带分布的各级别断裂, 巨大的地质体相互作用打破了原有的物质平衡, 使得华北克拉通南缘的地质背景由稳定逐渐趋于活跃。然而区域上总体处于挤压环境(毛景文等, 2005d; 高阳等, 2010), 不利于成矿。潼关以东没有形成印支期的岩浆岩, 也没有发生大规模的成矿作用, 仅在局部伸展部位形成了黄龙铺、大湖、黄水庵、纸房等中小型石英脉型钼矿(毛景文等, 2005d; 高阳等, 2010;陈衍景, 2010; Mao et al., 2008, 2010)和北岭金矿(任富根等, 2001)。

直至燕山晚期160～130 Ma的J-K之交, 软流圈上涌带来的热量、碰撞作用导致地壳被带入深部以及俯冲作用造成的增温导致下地壳大规模熔融, 软流圈上涌带来了大量富含矿质的地幔流体, 并汇入下地壳的熔融物中。在区域已处于全面伸展的大背景下, 沿着原碰撞缝合线的方向上产生了大量的花岗岩类, 花岗岩类的大规模爆发带来了大量的深部成矿物质, 伴随生成一大批金、钼、银、铅锌及多金属矿床, 这一时期形成的矿床在数量和总储量上占了绝对优势, 是华北克拉通南缘矿集区的主成矿期。

岩浆成矿模式可以成功地解释大多数矿床的成因。然而, 熊耳山金矿田中存在这样一批矿床: 矿床远离岩体, 产于马超营断裂与NNE方向断裂, 且在交汇部位成群出现(图1), 矿床明显地受到马超营断裂的控制而似乎与岩体的关系不是很密切。但是,同位素组成上, 这类矿床(如康山金矿等)与燕山期花岗岩体、上宫金矿类似(陈衍景和富士谷, 1992, 范宏瑞等, 1994; 胡受奚等, 1997; 王志光等, 1997; 王海华等, 2001)。因此, 从本质上讲, 它们与受岩浆控制的金矿具有相同的物质来源, 只是成矿物理化学条件不同: 与花岗岩密切相关的金矿, 其成矿流体是以花岗岩的岩浆筒为通道向浅部运移; 而以马超营断裂为控矿构造的金矿, 其成矿物质是以马超营深断裂为导矿或赋矿构造迁移的(图8)。

图8 熊耳山地区金矿成矿模式图Fig.8 Metallogenic model for the gold mineralization in the Xiong’ershan area

上升到浅部的含矿流体, 在外部环境突变的部位迅速沉淀成矿。这种突变部位往往是巨大的区域不整合面及其附近, 或者是太古代中较为疏松、通透性较好的地层中, 这就导致了大量金矿集中于太古代和元古代地层附近产出的现象。在此过程中,区域性不整合面充当了地球化学障的作用, 与地层内部截然迥异的氧化还原环境、物质组成、岩石矿物的结构、良好的通透性、丰富的大气降水供应等因素, 导致流体的稳定性被破坏, 携带的矿质元素被释放出来, 累积成矿。

3 结 论

华北克拉通南缘矿集区是岩石圈剧烈演化的结果。尤其是在印支期华北、扬子两大板块拼合以后, 华北克拉通南缘同时受到造山后演化作用和中国东部大规模壳–幔作用两大地质过程的共同影响,使得区内岩石圈的演化异常剧烈, 产生了一大批带有这两种地质作用特征的花岗岩。在此过程中伴随着大规模的成矿作用, 印支期区内整体处于挤压格局, 在局部的伸展部位形成了石英脉(如大湖、纸房钼矿)或碳酸岩脉型(如黄龙铺、黄水庵钼矿)的钼矿,金矿(如北岭金矿等)在较大的断裂内产生了局部的金矿化现象; 直至燕山晚期, 区域构造环境由挤压转为伸展, 大规模的成岩–成矿作用集中爆发, 形成了一大批与酸性岩浆岩密切相关的金矿、钼矿、银铅锌矿。

大量的深部流体一方面依托岩浆的侵位通道,上升至物理化学条件突变的区域性不整合面附近,释放出成矿元素, 沉淀成矿, 形成了斑岩型矿床和围绕花岗岩南部2～8 km的金矿; 另一方面, 深部流体以深大断裂(如马超营断裂)为向上迁移的通道,形成了一批集中于这种断裂与其次级断裂交汇部位的金矿、钼矿。

致谢: 审稿过程中, 北京大学陈衍景教授提出了很多宝贵意见, 在此表示衷心的感谢！野外采样得到了河南地矿局张宗恒总工程师, 中国地质大学(武汉)曹新志教授、张旺生教授的悉心指导; 本文引用了诸多地质同行的资料, 受到了不少启发,得到了诸多在豫西长期工作的老专家们的指导,如黎世美教授级高级工程师、高荣德高级工程师、龚启厚高级工程师、王西午高级工程师、王杏村高级工程师和肖中军高级工程师等, 在此表示诚挚的谢意。

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Discussion on Post-collision Lithospheric Evolution and Au-Mo Mineralization in the Southern Margin of the North China Craton

ZHANG Dengtang1,2, FENG Jianzhi1,2, LI Lei1,2, MENG Xianfeng1,2, HE Jin1, LIU Zongyan1and XU Wenchao1
(1. No.1 Geology and Mineral Resources Survey Institute of Henan Geology and Mineral Exploration and Development Bureau, Luoyang 471023, Henan, China; 2. Key Laboratory of Gold and Silver Polymetallic Mineralization Series and Deep Prediction in Henan Province, Luoyang 471023, Henan, China)

Many studies show that the ore mineralization in the southern margin of the North China Craton is closely associated with the Yanshanian magmatism. After the collision and amalgamation between the Yangtze Block and the North China Craton in Late Triassic, the southern margin of the North China Craton evolved into post-collisional regime in Jurassic to Cretaceous. On the other hand, the subduction of the Pacific Plate in Jurassic to Cretaceous may also have affected the East Qinling orogen, the western Henan province in particular. The resulted lithosphere thinning in the eastern North China Craton is coincident with the extensive magmatism in the East Qinling orogen. The Yanshanian granites in the study area were likely derived from remelting of the thickened lower crust with input of juvenile mantle. It is evidenced that the granites are the decisive factor controlling the ore mineralization. We argue that the pooling and ascending of the granitic magmas might have also created the channel ways for the uprising ore fluids; moreover, the granitic intrusions may provide heat which is very important for the convection of hydrothermal fluids.

post-collision; granite; ore mineralization; metallogeny; East Qinling orogen

P612

A

1001-1552(2015)02-0300-015

2013-05-09; 改回日期: 2013-08-04

项目资助: 河南省国土资源厅地质矿产科技攻关项目[2010]61号-06号、[2013]-16联合资助。

张灯堂(1986–), 工程师, 地球化学专业, 从事地质矿产勘查与研究。Email: zdttrue@163.com