区域构造岩浆演化与金的成矿作用

矿床是地壳演化特定历史阶段异常构造事件和特殊岩浆活动的产物。构造环境是成矿作用根本性的控制因素，同时不同的构造环境都匹配有特定的岩石组合，在特定的岩石组合中赋存有不同类型的矿床。北山南带地处塔里木板块和哈萨克斯坦板块的结合部位，从奥陶纪至晚二叠世，经历了陆壳伸展、洋壳俯冲、陆陆碰撞和再闭合的全过程，形成类型多样的岩浆岩组合，留下丰富多彩的地质记录。同时，伴随着地壳演化的不同阶段，形成不同类型的金矿床（图6-2）。

北山南带存有深成侵入岩型、火山岩型和变质岩型三类金矿床。虽然这三类金矿床赋矿围岩、矿床地质特征、成矿流体性质和成矿物质来源各不相同，且金矿床的形成先后有别，但从北山南带地壳运动和岩石圈演化的高度来看，它们都是北山南带古生代岩石圈演化过程中构造-岩浆热事件的地质产物，是岩石圈持续演化的重要组成部分。因此，从区域地壳演化的活动论观点出发，将各类金矿床放到整个区域地质演化的历史中观察，对其做全面和系统的综合分析，才能认识金属成矿作用的本质，了解金属矿床的形成机制和圈定有效的找矿远景区（聂凤军等，1994）。从北山南带金矿床的时空分布来看，以晚古生代以来的岩石圈运动所形成的构造-岩浆热事件对金的成矿作用有重要的影响。

北山南带涉及的古老陆壳块体有马鬃山中间地块和敦煌陆块的安北旧寺墩构造带，两者的前震旦纪结晶基底以及早奥陶世以前的沉积盖层，不论是岩石组合还是古生物群落，均与塔里木地台相似，因此，在奥陶纪早期，这些地块与塔里木地台是一个整体，在此称为泛塔里木古陆。从全球范围看，泛塔里木古陆是古冈瓦纳大陆的一部分，其北部的海域是介于冈瓦纳大陆与西伯利亚地台之间的巨大洋盆———古亚洲洋（刘雪亚等，1995）。自中奥陶世始，随着古亚洲洋沿北山北带石板井—月牙山—小黄山一线向南俯冲消减，泛塔里木古陆北缘裂解，在现在的北山南带形成具有边缘海性质的新洋盆———北山南带有限洋盆。志留纪早期，北山南带有限洋盆的南北两侧均为被动陆源沉积，接受浅海相含笔石页岩沉积。志留纪中期，北山南带洋盆新生洋壳沿马鬃山地块南缘之辉铜山、花牛山至五峰山一带开始向北俯冲，花牛山地体增生，在其期间有强烈的火山喷发活动，进而形成泥盆系三个井群和墩墩山群岛弧型火山-沉积岩建造，同时增生过程中大规模的深成岩浆侵入活动形成壳幔混源花岗质岩石，它们从壳幔过渡带携带成矿物质和长期演化形成成矿流体，在俯冲造山局部伸展阶段沿有利的构造空间上升侵位形成深成侵入岩型金矿床（如拾金坡、磨金硐、花牛山等）。此时，敦煌地块北缘仍为稳定的被动陆缘带。自石炭世中期始，北山南带洋盆沿白山-红柳园和野马井一线同时向南、北两侧双向俯冲，形成哈萨克斯坦板块南缘的柳园-大奇山地体以及塔里木板块北缘的安北-旧寺墩构造带。下石炭统红柳园组和干泉组巨厚的岛弧型中酸性火山岩就是这一阶段的产物。通过新老金厂地区下二叠统火山岩具有大陆边缘火山岩亲和性判断洋壳俯冲应持续至早二叠世。这一时期是北山南带金矿床形成的爆发期，不仅在具有岛弧性质的柳园-大奇山地体和活动大陆边缘性质的安北-旧寺墩构造带中形成火山岩型金矿（如新老金厂、金场沟等），同时俯冲碰撞引发的敦煌地块和安北-旧寺墩构造带中古老变质岩（金的矿源层）重熔形成中酸性花岗质岩浆，并导致韧性剪切带活化，构造抬升叠加于上部的韧-脆性构造带之上，形成变质岩型金矿床（如小西弓、小宛南山等）。二叠纪末期，北山南带洋盆完全闭合，该区进入统一的板块内部初期构造演化阶段，全区处于一个相对稳定的状态，没有金的成矿作用发生。

图6-2 北山南带地壳演化与金成矿模式图

泛华夏大陆群的提出和原特提斯洋的重新厘定

从造山带岩石圈演化的基本过程来看,造山带过程中岩石圈根失稳、去根才促使大量对流地幔物质和热输入大陆,而大规模软流圈物质上涌、强烈的壳幔相互作用致使岩浆活动达到峰期、形成大规模成矿作用,大规模岩浆活动和大规模成矿作用是相互依存的深部过程产物。因此,岩石圈根失稳、去根的深部事件,对于大规模成矿作用发生具有决定性的作用(邱瑞照等,2004;Qiu R.Z.et al.,2004)。

高压熔融实验结果表明,只要岩石达到某种深度(压力)和具有足够的热能,几乎所有常见的地壳岩石(从酸性岩到基性岩)的部分熔融,都可以产生类似于埃达克岩特征的岩浆,因为榴辉岩相条件下,高铝、高锶、重稀土和Y的极度亏损与显著的石榴子石固相残留有关,轻稀土元素的富集与其强不相容性有关,不发育负铕异常与大量斜长石分解进入熔体有关;至于部分熔融熔体中富钠或富钾否可能更多地反映源岩的特征。因此,具有类似于埃达克岩地球化学特征的岩石,与其说是受形成机制的制约,不如说是元素配分行为受岩石矿物相约束的结果(邱瑞照等,2006)。在造山带岩石圈演化过程中,陆壳加厚引起的壳内分异残留的是偏基性的榴辉岩相岩石,高密度的榴辉岩相岩石堆积将导致其下的造山带岩石圈失稳、去根,如果在壳底残留有榴辉岩相岩石的话,上涌的软流圈物质和热导致去根后残留的榴辉岩相岩石部分熔融将产生C型埃达克岩浆,从这个意义上说C型埃达克岩是造山岩石圈根拆沉去根的记录,或者说C型埃达克岩的出现是一个地区曾发生大规模成矿作用的标志之一(邱瑞照等,2004;Qiu R.Z.et al.,2004)。

伴随古亚洲洋演化形成丰富的矿产(图7.14),构造-成矿带见图7.15,在成矿带不同区段各具特点。

图7.14 中国北方大陆及邻区主要金属矿床分布图

图7.15 亚洲构造-成矿带分布简图(据陈炳蔚等,2007)

7.2.2.1 中国西北及毗邻地区

中国西北地区位于西伯利亚和中朝-塔里木陆块之间的中亚造山带,形成背景是古亚洲洋。伴随古亚洲洋发育、消亡产出的岩浆活动,在时间上可分为在加里东期和华力西期两个造山旋回,其中以华力西晚期的岩浆活动最强烈(图7.16a)。根据已有的矿床同位素年龄(赵一鸣等,1997;陈衍景,2002;陈华勇等,2000;李华芹等,1998;张增杰等,2002),在中亚造山带虽然新元古代(例如内蒙古白乃庙铜矿)和早古生代(例如哈萨克斯坦的科克塔斯扎尔铜金矿、博谢库利铜钼矿、库斯莫龙铜锌矿、阿克巴斯套铜锌矿、热依桑铜钼矿等)就已有成矿活动,但成矿作用的高峰期或大规模成矿时期却为古生代末期(晚石炭世和二叠纪)(图7.16b),显示大规模成矿时期与区域花岗岩浆活动的高峰完全一致特征(图7.16b)。

统计新疆境内出露的火成岩体,11.2万km2的火成岩岩体中,超镁铁岩0.7%,镁铁岩2.1%,闪长岩6.5%,花岗闪长岩18.8%,斜长花岗岩4.1%,二长花岗者38.0%,钾长花岗岩26.6%,碱长花岗岩0.9%,石英二长岩、正长岩类2.0%,碱性正长岩类0.3%,其中花岗闪长岩-二长花岗者-钾长花岗岩占83.4%,说明以花岗岩类为主体;按花岗岩类岩体生成时代统计,前震旦纪13.6%,早古生代7.9%,晚古生代69.5%,可见在花岗岩类中又以晚古生代花岗岩类占主要地位,其中,石炭纪花岗岩类最多。显示该区岩浆活动主要是加里东期和华力西期,其中又以华力西期最强烈(图7.16a),而中新生代时期岩浆活动不发育(图7.16c)。Sr、Nd同位素示踪指示晚古生代成岩成矿物质大量来源于地幔(洪大卫等,2003),是有对流地幔物质和热输入的标志;已经报道的C型埃达克岩主要是晚古生代的(熊小林等,2001;张旗等,2004;赵振华,2006),说明古亚洲洋造山带在晚古生代确实发生过岩石圈拆沉、去根作用以及大规模成矿作用。

由中国境内古亚洲洋造山带(西北地区)往西延的中、哈、蒙、俄毗邻地区,对339个铜矿床进行研究表明(图7.17),按不同成因类型统计,与岩浆活动相关的矿床占绝大多数,即岩浆作用是该区成矿的主导因素;从形成时代上看,339个矿床中,元古宙铜矿床5%,早古生代13%,晚古生代56%,中生代1.5%,新生代4.5%,时代不明的矿床20%,即该区与岩浆作用有关的成矿作用主要发生在晚古生代(图7.18)。

图7.16 中国北方大陆古生代、中生代火成岩、矿床分布图

图7.17 中、哈、蒙、俄毗邻地区铜矿床分布图

图7.18 中、哈、蒙、俄毗邻地区铜矿床时代分布图

在兴都库什-帕米尔-西昆仑地区的古亚洲洋成矿域,主要的矿床类型有岩浆型、伟晶岩型、热液型、沉积型、沉积变质型等,矿产包括铁、铜、铅、锌、金、银、铬、锂、铍、钽、铝土矿以及钨锡等,其中以铁、铜、金、锂等为优势矿种,大规模成矿时代有也是晚古生代,与中国西北及邻区矿床年龄统计结果一致(图7.19)。

这样,包括中国境内西北地区古亚洲洋造山带区域(邱瑞照等,2006,2008)、往西延至中、哈、蒙、俄毗邻地区以及中亚5国地区(邱瑞照等,2009)等,其大规模成矿作用都主要发生在晚古生代时期。

7.2.2.2 中国东北及邻区

古亚洲洋造山带东段的东北地区,传统上就作为巨大的东亚华力西地槽褶皱带的一部分(黄汲清,1954,纳吉宾娜M.C.),属于多旋回地槽褶皱系(黄汲清,1977,1980;王鸿祯,1979;马杏垣等,1983)。李春昱(1984)根据板块构造划分的4条俯冲带,其中的3条古生代俯冲带均可与西部的俯冲带相连。俄罗斯学者也明确提出兴安-鄂霍次克带是布列亚地块与锡霍特阿林构造带之间的一个活动大陆边缘带等,而由岗仁、马门和图兰等几个裂解的块体组成的布列亚地块是在古生代期间加入到华北和西伯利亚板块之间的,这一认识也反映在最新出版的中俄等国际合作编图成果中(李廷栋等,2008)。近年资料显示佳木斯地块的麻粒岩相变质作用发生在500Ma的泛非期(张贻侠等,1998;宋彪等,1997),并鉴定出存在泛非期的花岗质侵入体(Wilde S A et al.,2003);佳木斯地块麻粒岩相变质的孔兹岩系及在变质过程中形成的石榴石花岗岩,其年龄在500Ma左右;在柳毛地区一个经历过麻粒岩相变质的闪长岩,其变质年龄与其它岩石一样也是500Ma左右(Wilde S A et al.,2003),可以认为这些是区内确实经历了古亚洲洋历史的早古生代地质记录。在黑龙江省东部那丹哈达褶皱带的岩石中发现的类和放射虫化石(李文亢等,1979),则可能曾属于海西期地槽褶皱带的证据;从火成岩来看,尽管近年重新厘定东北地区的花岗岩时代以中-晚侏罗世为主(吉林省地质矿产局,1988;孙德有等,2001,2004),但确实存在古生代花岗岩,如加里东期的大玉山岩体、石场屯岩体和华力西期的后庙岭、秫嵇垛岩体等(刘德权等,1996),以及采自松辽盆地西部杜Ⅰ-4井中未变形的305Ma的花岗岩(吴福元等,2000)。上述证据说明东北地区经历了古亚洲洋演化,确实是古亚洲洋造山带的组成部分。

在内蒙中部相继确定的一系列反映板块构造作用证据的蓝片岩、蛇绿岩、火山-深成岩带及相关的古生物学和放射性同位素年代学证据(胡骁,1983;李春昱等,1983,1984;邵济安,1986.;李春昱,1980;王鸿祯,1982;王荃,1986),这些标志性的构造岩相带向东和北东方向均无确切的去向。可以认为正是东北地区中生代被卷入太平洋构造域,从而导致区内的古生代花岗岩、构造岩相带被中生代强烈“改造”后的具体体现。

美国地质调查局用“三部式”资源评价方法在中国东北及邻区圈定的斑岩铜矿可能地段(tracts)表明,寒武纪-志留纪、泥盆纪-早石炭世、晚石炭世-中三叠世、晚三叠世-早侏罗世的斑岩铜矿可能地段(tracts)均为近东西向,自中侏罗世-早白垩世始出现北北东向,说明太平洋构造成矿作用至少于晚侏罗世开始出现。

对比古亚洲洋造山带不同地区的火成岩岩石组合(图7.20),新疆阿尔泰、天山和内蒙古地区(图7.20d,e,f),以及昆仑地区(图7.20g,h)的古生代火成岩岩石组合具有相似性,岩石组合以花岗闪长岩+花岗岩为特征;而东北地区的中生代火成岩,从早中侏罗世→晚侏罗世→早白垩世,岩石组合从花岗闪长岩+花岗岩(图7.20a)→少量花岗闪长岩+花岗岩(图7.20b)→无花岗闪长岩+花岗岩(图7.20c)。其中反映古生代大陆地壳生长成熟度的花岗闪长岩,在中生代对流地幔物质和热输入下,花岗闪长岩渐次消失,反映了中生代对流地幔物质和热输入下改造古生代陆壳的过程;由于中生代再次输入的对流地幔改造的是显生宙新生陆壳,因此多数燕山期火成岩、矿石仍保留了与西部一样呈εNd(t)正值特征(洪大卫等,2001)和以Cu、Au为主的成矿特色。已经报道的C型埃达克岩主要是燕山晚期的(李之彤等,1992;邵济安等,2001;李锦轶,1998;方文昌,1992;赵振华,2006),说明古亚洲洋造山带东段(东北及邻区地区)在燕山晚期确实发生过岩石圈拆沉、去根作用,120~140Ma大规模岩浆活动和大规模成矿作用峰期与此深部事件相对应。

图7.19 中国西北及邻区矿床年龄直方图

图7.20 中国北方大陆不同地段火成岩SiO2-(K2O+Na2O)图

综上,古亚洲洋造山带大规模成矿作用主要为晚古生代,造山带东段(蒙古东部、中国东北、俄罗斯远东地区),中生代卷入了滨西太平洋构造域,在中国东部及邻区中生代统一动力学背景下(邱瑞照等,2004,2006),叠加了120~140Ma的大规模成矿作用。从而构成了大体上以东经110°为界,西部的大规模成矿作用主要发生在晚古生代,东部主要在中生代的格局(图7.16c,d)。

图7.21 亚洲东部晚中生代(J-K)火成岩分布图

1907年，奥格提出了太平洋古陆的概念。黄汲清、陈炳蔚（1987）从丢失的大陆出发，再次对太平洋大陆进行了讨论，认为太平洋大陆包括西伯利亚的科累马地块、锡霍特阿林、中朝准地台、扬子准地台、华南、印度支那、印度尼西亚、日本、北美西部的太平洋边缘部分，以及甚至塔里木克拉通等，并认为这个大陆范围较小，建议另建新术语。笔者之一（陈智梁、李兴振，1991）认为太平洋大陆还应包括现今太平洋内具有陆壳性质的海底高原——大陆碎块，并以具有华夏植物群为其首要特征。近来则正式将其作为第三大陆群——华夏古陆（陈智梁，1994）和古华夏大陆群（潘桂棠，1994）提出。鉴于华夏古陆原先的概念仅限于中国东南部的古老地块，为使概念更为严谨，本文将其称为泛华夏大陆群。至于北美西部边缘那些具有特提斯暖水生物的地体，是否属于泛华夏大陆还有待进一步研究，C.R.Newton（1988）对那里的特提斯型生物提出了泛热带和洋流携带的综合解释，认为那些地体不一定是来自西太平洋。

位于泛华夏大陆群南北两侧的洋盆分别叫作原特提斯（李兴振等，1991）；刘增乾、李兴振等，1993）和古亚洲洋，位于其间的叫秦祁昆洋。这几个洋向西均与西亚和欧洲的原特提斯相连，应属于原特提斯范畴，我们将泛华夏大陆群周边及其内部所有早古生代的洋盆统称为原特提斯。

图1-2　金沙江、澜沧江、怒江地区大地构造图

（据李兴振等，1991，修改）

1—Ⅰ级构造单元分区界线；2—板块结合带；3—Ⅱ级构造单元分区界线；4—Ⅲ级构造单元分区界线；5—断层；6—推测线。I—扬子板块：Ⅰ1—巴颜喀拉被动边缘褶冲带；Ⅰ2—盐源－丽江坳陷带；Ⅰ3—金平滑移体；Ⅰ4—点苍山－哀牢山基底逆推带；Ⅱ—甘孜－理塘板块结合带；Ⅲ—德格－中甸微板块：Ⅲ1—昌台乡城岛弧带；Ⅲ2—义敦弧后盆地；Ⅲ3—中咱地块边褶冲带；Ⅲ4—中咱地块；Ⅳ—金沙江－哀牢山板块结合带；Ⅴ—芒康－江城微板块：Ⅴ1—江达－维西－绿春火山弧；Ⅴ2—昌都－思茅中生代坳陷带；Ⅴ3—杂多景洪岛弧带；Ⅵ—羌塘陆块；Ⅶ—澜沧江板块结合带；Ⅷ—左贡－施甸微板块；Ⅷ1—类乌齐耿马被动边缘褶冲带；Ⅷ2—保山地块； —水寨木厂前陆坳陷带； —保山镇康隆起带； —六库勐戛前陆坳陷带；Ⅸ—班公湖－怒江板块结合带；Ⅹ—察隅－梁河微板块：Ⅹ1—沙丁弧前坳陷带；Ⅹ2—伯舒拉高黎贡山推覆带； —波密－腾冲褶冲带； —下察隅－苏典变质岩浆杂岩带。PAB—新生代走滑拉分盆地；EB—拉伸盆地

图1-3　东特提斯构造域板块构造略图

A—原特提斯缝合线，两侧有短线表示双向俯冲，一侧有短线表示单向俯冲；B—原、古特提斯缝合线；C—古特提斯缝合线；D—中特提斯缝合线；E—走滑断裂；F—逆冲断层。①—古亚洲洋缝合线；②—恩格尔乌苏缝合线；③—秦祁昆缝合线；④—柴达木北缘（欧龙布鲁克）缝合线；⑤—祁漫塔格缝合线；⑥—中昆仑缝合线；⑦—东昆仑南缘缝合线；⑧—甘孜－理塘缝合线；⑨—可可西里－金沙江－哀牢山缝合线；⑩—澜沧江缝合线；?—班公湖－怒江缝合线；?—雅鲁藏布江缝合线；?—难河缝合带。1—祁连山微陆块；2—柴达木微陆块；3—北昆仑微陆块；4—南昆仑微陆块；5—巴颜喀拉残留洋（?）褶皱带；6—中咱中甸微陆块；7—北羌塘微陆块；8—昌都－思茅陆块；9—南羌塘掸泰陆块；10—冈底斯－西缅陆块（介于古亚洲洋缝合线和澜沧江缝合线之间的陆块属于泛华夏陆块群）

根据现今大陆内部各缝合带的空间展布，原特提斯洋可分为4支。北部为古亚洲－南天山洋（以下统称为古亚洲洋），中间为秦祁昆洋，南部依次为古金沙江－哀牢山和古澜沧江洋，即原特提斯洋（李兴振等，1991；刘增乾、李兴振等，1993）。华南残留洋向南与古金沙江－哀牢山洋相连（刘宝珺、许效松等，1993）。阿拉善地区的恩格尔乌苏洋（吴泰然、何国琦，1992；王印廷等，1993；曹生儒，1993）可能将古亚洲洋和秦祁昆洋相沟通。这种古构造地理格局系指洋盆行将闭合时的情景，当初的状态，由于陆块的漂移而难以精确确定。