华北古陆块南缘金属矿床成矿机制研究

付山岭，胡 斌

（中南大学地学与环境工程学院，长沙410083）

0 引言

大陆边缘，特别是古大陆边缘一直以来都是矿床学家关注的重点地区［1－6］，因为古陆块边缘不仅是海陆变迁、板块漂移的重要“遗迹”，更重要的原因是古大陆边缘的地质构造运动强烈而复杂，具有多旋回性；壳幔物质及能量交换频繁而活跃，构造环境多样，有利于形成各种矿床，尤其是大型及特大型矿床。

“边缘成矿”现象不仅表现为地球块体不均一性的边界控矿，也包含控制成矿物理化学条件的转换边界［5］，如大陆边缘与陆缘区及相关海盆是沉积速度和化学条件的急剧变化带，因而有利于沉积矿床的形成［7］，活动大陆边缘的岛弧火山－热液作用则是产生别子型块状硫化物矿床和浅成低温热液金矿床的主要机制［8］，而会聚型大陆边缘（陆－陆）即陆内碰撞造山作用所引起岩浆热液成矿作用，则可形成斑岩型铜、铝、钨、锡、金矿床等［9］；此外，如形成于洋中脊的豆荚状铬矿及塞浦路斯型块状硫化物矿床也是在洋壳向陆壳俯冲过程中，随着洋壳的消减而移至大陆边缘的［10］。上述种种，无不说明大陆边缘成矿的重要性及其研究意义。

研究表明，世界上大多数内生金属矿床都分布在大陆边缘［2，11－13］，尤其是大型及超大型矿床。据蒋志［14］等的统计结果表明，我国目前发现的内生金属矿床有60%以上产出在大陆边缘，多数大型及超大型金属矿床沿古陆块边缘分布。华北古陆块是我国最古老的陆块，由许多小的块体经拼接缝合形成如今的华北陆块；华北陆块经历了复杂的演化历史，各种性质的陆块边缘在华北陆块都有出现，古陆块边缘成矿作用显著，因此华北陆块边缘成为我国重要的金属成矿带。

华北古陆块南缘的金属矿床类型多样，矿产资源丰富。分析总结该区域金属矿床的形成机制具有重要意义。本文在总结与分析前人的资料的基础上，对古陆块边缘的成矿机制进行了系统总结，以期为进一步的研究提供资料。

1 华北古陆块南缘的构造格架及演化

1．1 构造格架

华北古陆块南缘的范围包括东秦岭和桐柏地区，涉及传统意义上的华熊地体和北秦岭逆冲推覆构造带［15］（图1）。在中元古代以前，华北地台和西南地台之间存在古大洋［16］，因此它们在演化历史上存在显著的差异。至晚古生代，华北地台与扬子地台碰撞，扬子陆块一侧表现为俯冲消减、隆升与断陷拆沉活动，而华北陆块一侧则表现为仰冲叠置的构造层和岩浆活动。北秦岭构造带的基底实质上就是 华北古地块南缘的大陆边缘，直接受控于华北地块前寒武纪的演化。关于华北古陆块南缘的构造格架前人已经做了很多的研究［17－19］，并取得了较为一致的结论，本文仅在前人研究的基础上，按从北向南的顺序，对华北古陆块的构造格架作一简述。

图1 华北古陆块南缘构造格架简图（据张正伟等，2008；有修改）Fig．1 Sketch map of geotectonic framework in the South margin of North China Palaocontinent

1．1．1 华熊陆缘带

研究认为，华山—熊耳山陆缘带构造层主要由太古宇和古元古界的结晶基底与中、新元古界的盖层组成。一般认为其结晶基底是由太古宇太华群构成［20］，建造特征则表现为太古宙古陆核边缘洋壳转变为陆壳的增生过程［21］，并在其演化过程中形成了小秦岭金矿的初始矿源层［22］；覆盖于太华群之上的盖层由中元古界熊耳群火山岩和中新元古界沉积岩系构成［23］。

1．1．2 宽坪中元古代陆缘弧后盆地

该海盆分布于华山—熊耳山陆缘南侧的宽坪弧后海盆，其中沉积了3个不同的岩组，分别为绿片岩－斜长角闪岩组、云母石英片岩－片麻岩组和大理岩组。研究表明，现在的宽坪地体是在中元古代形成的岩石组合基础上，经燕山期碰撞消减后的残留部分，其本身由强应变带和弱应变域组成［24］。形成时的建造序列可简单叙述为：地幔或地壳深部热流增高→地壳扩张形成的大洋拉斑玄武岩质火山岩→深海、半深海沉积与浊流沉积环境下堆积形成的陆源碎屑岩→弧后盆地消减、海水变浅而沉积的碳酸盐岩［18］。这一过程得到了同位素研究的证实。在该演化过程中主要形成了沉积建造上部的谢湾组大理岩中的维摩寺、银洞沟等铅锌矿床组合。

1．1．3 二郎坪早古生代陆缘断陷带

该带位于中（晚）元古代宽坪陆缘海盆沉积带南侧的瓦穴子—乔端断裂以南、朱阳关—夏馆断裂以北的狭长地带，二郎坪早古生代陆缘断陷沉积主要由复理石和细碧角斑岩建造组成［25］。同位素研究表明，该陆缘断裂形成于早古生代［26－27］。

1．1．4 北秦岭离散型岛弧带

该岛弧带的范围大致被限制在商丹断裂与朱夏断裂之间［29］，产出有岛弧型蛇绿岩、广泛发育岛弧型中酸性侵入岩和出现高温变质带是其存在的重要标志。研究表明，作为孤立的一个岛弧地体既有古元古代华北古陆缘增生的组成部分和中－新元古界，同时也有下古生界［28］。根据北秦岭发育的同熔型花岗岩同位素年龄数据［16］，证明此时古大陆边缘构造环境已转换为挤压构造体制下的活动大陆边缘阶段。

1．2 构造演化

一般认为，华北古陆南缘在太古宙末期已有古陆核形成，太华群的同位素年龄数据以及高级变质带的存在说明古陆核在太古宙已经历了明显增生，并最终在太古宙晚期形成花岗岩－绿岩地体，基本 奠定了华北陆块基底岩系的构造格局。自中元古代长城纪始，至新元古代，华北古陆南缘出现古陆核活动性边缘沉积，由太古宙古陆边缘洋壳转变为陆壳的增生环境，由于动力机制发生转变，表现为在拉张构造体制下的被动大陆边缘的增生过程，盖层构造的演化也是在同一构造体制下进行的；在中元古代早期，由于深部地幔的上涌，导致了岩石圈的上隆、减薄、破裂而形成规模巨大的裂谷系［23］。加里东早期是构造体制从张性转换为挤压性的过渡期。中生代，华北古陆与扬子古陆在秦岭一带发生陆内碰撞造山作用，由于扬子陆块北缘作为俯冲盘楔于华北陆块南缘之下，在栾川断裂一线，沿断裂侵位有小规模花岗质岩浆及其伴随的流体。在上述演化过程中，由于每个演化阶段具备的成矿有利因素不同，其成矿能力也有所差异，因此不同阶段所形成的矿床在成矿机制上也不尽相同。

2 成矿机制探讨

前人的研究表明，古陆块边缘并不是每个区段都可成矿，地球深部物质的转移和能量的转换往往只发生在一些特定地段［29］，因此古大陆边缘内生成矿作用的发生与矿床的分布多集中在一些块体边界附近［30－31］。大型及超大型矿床的形成往往是在具有某些构造环境的条件下，同时需要诸多其他因素共同作用才能形成矿床，古陆块边缘大型及超大型矿床的成矿也不例外。翟裕生［1］系统总结出了大陆边缘产出超大型矿床的基本有利因素为：深浅成矿作用沟通良好、优良的成矿流体汇聚场所、成矿物源丰富多样、热动力异常显著、大构造密集且长期活动、壳幔物质循环作用显著、成矿地质环境多样、较长的演化历史、多种成矿动力临界转换、多期叠加成矿及矿床的适度保存条件等。

华北古陆块南缘是我国重要的金属成矿带，它在发展演化过程中也具备有上述有利成矿因素，特按其演化历史顺序，对各个时期所形成矿床的成矿机制进行简单的分析总结。

2．1 太古宙（前长城纪）成矿

前长城纪主要为陆核边缘成矿，可以小秦岭金矿为代表。小秦岭金矿产于太华群变质岩中，胡受奚［16］等采用不同方法对矿田的变质岩进行了同位素测年，U－Pb年龄组为2 411Ma；Rb－Sr等时线年龄组中未混合岩化的角闪斜长片麻岩为2 500～2 217Ma，已混合岩化的角闪斜长片麻岩为2 020～1 935Ma；K－Ar法年龄范围为1 957～191Ma，主要反映了太华群形成之后经历的多次构造热事件的影响。在燕山期以前，由于多次构造活动，受区域变质作用及岩浆活动的影响，金元素开始初步富集，并在局部裂隙中聚集，此阶段应属于构造－变质热液成因；进入燕山期以后，由于陆内造山作用的影响，使华北古陆块南缘小秦岭地区长期隆起，形成了推覆构造和变质核杂岩带［32］，与其同时也形成了一系列的韧性剪切带，对小秦岭金矿的形成起到了明显的控制作用。上述表明，小秦岭金矿形成于不同时期，其主要的控矿因素也在发生变化，早期为变质热液控矿，晚期为构造岩浆控矿，故可将小秦岭金矿的成矿机制归纳为构造－变质－岩浆－流体成矿。

2．2 中－新元古代成矿

中－新元古代为被动大陆边缘成矿，可以熊耳山金矿田为例。熊耳山金矿田的主要赋矿地层为熊耳群和太华群，深大断裂和区域性不整合面控制了熊耳山金矿成矿带的形成和分布，大中型矿床均产于深大断裂或不整合面断裂交叉处，呈等距状控制金矿床或矿体群。据王志光等［33］的研究，矿质来源为陆源区的结晶基底，中生代花岗岩的活动为成矿物质活化、迁移提供了热源和动力，同期的断裂构造形成了构造蚀变岩金矿的源、运、储条件，在燕山期强烈的构造－岩浆作用下，导致了该矿田的形成。综合分析其控矿因素，可将成矿机制归纳为构造－岩浆－流体成矿。此外，较典型的中－新元古代矿床还有外方山铅锌铜矿、神洞沟银矿等。

2．3 加里东早期成矿

加里东早期为华北古陆块构造机制转化期，此时华北古陆块南缘的构造体制由张性向压扭性转变。由于张性构造体制的滞后作用，形成了以二郎坪细碧角斑岩－类复理石建造为代表的断陷海盆沉积，其下部细碧角斑岩喷发沉积成矿，可以刘山崖铜锌矿床为例。该矿床赋存于下古生界二郎坪群细碧－角斑岩建造中，岩石组合为：熔岩相的基性变细碧岩、酸性变石英角斑岩和碱性变质角斑岩，次火山岩相的辉绿玢岩、次闪石岩和石英角斑岩，喷发相有火山碎屑岩、沉积相为凝灰质大理岩和中基性凝灰岩。硅化、重晶石化、绢云母化和褐铁矿化等围岩蚀变与矿化关系密切。上述分析表明，此类矿床的成矿机制可归纳为构造－建造－流体成矿。桐柏围山城金银矿也属此类。

此外，该时期形成的还有秋树湾斑岩型铜钼矿， 矿床产于壳幔同熔型花岗斑岩内，围岩为二郎坪群变质岩，在岩体一侧发育爆破角砾岩筒，形成秋树湾铜矿的主体，热液蚀变从岩体向外依次为：石英钾长石化→石英绢云母化、夕卡岩化→青磐岩化［22］。由上述可以看出，此矿床的成矿机制可归纳为岩浆－热液蚀变成矿。

2．4 中生代成矿

中生代为陆内碰撞成矿，华北古陆块与扬子古陆块的碰撞使扬子陆块向北俯冲，引起强烈的岩浆活动，岩体沿前期形成的断裂（如栾川大断裂）侵位而成矿，形成的矿床主要冷水北沟、核桃岔铅锌矿床，熊耳山群火山岩地层中产出的铅锌和金的伴生矿床，如西灶够铅锌金矿床。综合考虑控制上述矿床的成矿机制的主要因素，可将其归为构造－岩浆－流体成矿。

此外，产于秦岭群与二郎坪群之间的大河沟锑砷矿也属此类。该矿体主要分布在构造接触边界，构造形式为韧性剪切带，成矿围岩为云英质靡棱岩，其全岩Rb－Sr年龄为（198．6±4．7）Ma［34］，代表韧性剪切构造结束的时间，即为中生代成矿。

3 结论

华北古陆块南缘有漫长的演化历史，构造活动复杂而频繁，构造环境多样，所形成的矿床类型繁多；华北古陆块南缘所产出的各种金属矿床可以归纳为4种成矿机制：

（1）构造－岩浆－变质－流体成矿，如小秦岭金银成矿等．

（2）构造－岩浆－流体成矿，如熊耳山金矿田、燕山期中酸性小岩体中的钼钨矿、外方山铅锌铜矿及神洞沟银矿等。

（3）构造－建造－流体成矿，如刘山崖铜锌矿、围山城金银矿等。

（4）岩浆－热液蚀变成矿，如秋树湾铜钼矿。

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