刚果（金）东北部基巴里金矿地质特征及成因

盛涛陈德稳马林霄卢天骄曾旭詹勇郑长友

（1.中色地科矿产勘查股份有限公司，北京 100012；2.北京中资环钻探有限公司，北京 100012 ）

0 引言

刚果（金）东北部博姆—基巴里绿岩带（Bomu－Kibali 地块）靠近乌干达与苏丹，自刚果（金）向东南延伸进入乌干达至坦桑尼亚北部，是非洲中东部太古宙绿岩带的一部分（图1），是坦桑尼亚绿岩带西延部分（Begg et al.，2009），赋存于该绿岩带中的金矿被认为是造山带型金矿（Goldfarb et al.，2001）。基巴里金矿区地理位置为E 29.5°—30°，N 2.9°—3.3°。由于环境和历史原因，对于该金矿地质研究程度较低，对于矿床成因未有较好地解释（Cahen et al.，1984；Lavreau，1984；Link et al.，2010；孙凯等，2015）。近年来伴随基巴里（Kibali）超大型金矿的开发，关于刚果（金）东北部绿岩带的找矿潜力再次吸引了众多矿业公司和地质学家的目光。坦桑尼亚、乌干达等地金矿勘查开采活动的增加，为非洲中东部太古宙绿岩带金矿研究提供了相对丰富的资料，该文通过总结前人文献，梳理刚果（金）东北部绿岩带地区大地构造演化历史、剖析典型矿床特征、结合区域资料分析矿床成因，为该区从事地质活动提供参考。

1 区域地质

非洲大陆前寒武基底主要由太古宙克拉通及克拉通化陆块拼接而成（图1），主要由西非（West Af⁃rican）克拉通、东撒哈拉（East Sahara）克拉通、刚果（Congo）克拉通、坦桑尼亚（Tanzanian）克拉通和卡拉哈里（Kalahari）克拉通组成。在前寒武超大陆构造旋回中，克拉通之间发育一系列元古宙造山带（Begg et al.，2009）。

刚果克拉通被认为由加蓬（Gabon）—喀麦隆（Cameroon）地盾，开赛（Kasai）地盾、安哥拉（Ango⁃lan）地盾及博姆—基巴里地块组成（Wit et al.，2015）。坦桑尼亚克拉通位于刚果克拉通东部，近年来的研究认为其在元古宙之前可能为原刚果克拉通的一部分，在深处可能仍为一体（Link et al.，2010）。

研究区位于刚果克拉通东北部，称为博姆—基巴里（Bomu－Kibali ）地块，长约800 km，呈NW 向展布，该地区出露的地质体主要由4 部分组成：西北侧博姆片麻杂岩（延伸至中非共和国）；东北侧为西尼罗（West Nile Gneiss）片麻岩（延伸至苏丹和乌干达境内）；中部为上刚果花岗岩地体（Upper Congo Gra⁃nitic Massif）和基巴里（Kibali）绿岩带；南侧为林第安（Lindian）超群碳酸盐岩和碎屑沉积岩（图1）。

博姆（Bomu）片麻杂岩主要为区域基底变质岩，主要由经历中高级变质作用的含镁铁质片麻岩和变质沉积岩组成，形成年龄约3.7～3.4 Ga（Cahen et al.，1984；Foster and Piper，1993；Manya，2016），3410 Ma 左右被英云闪长岩侵入，变质作用时间约为3.3～3.0 Ga，并在后期经历退变质作用（3.0 Ga）（Lav⁃reau，1984）。

上刚果花岗岩地体大致可分为3 期（Cahen et al.，1984）：第一期闪长岩类（2894～2725 Ma）；第二期（石英）二长岩类（2510～2411 Ma），侵入早期闪长岩中；第三期为高钾花岗岩和伟晶岩。绿岩带赋存于上刚果花岗岩地体中，由不连续分布的绿岩带组成，依据岩性和形成时间可分为东部的基巴里（Kibali）绿岩带和西部的马坦杜（Matundu）绿岩带：（1）马坦杜绿岩带，不整合于博姆片麻岩之上，从下到上依次为绢云母石英岩、石英千枚岩、含石英滑石片岩、绢云片岩、绿泥片岩和千枚岩，形成时间约为3200 Ma，并于2890 Ma 左右遭受构造－热事件影响；（2）基巴里绿岩带（摩托、基洛、伊西罗）不连续地分布于上刚果花岗岩地体中，绿岩带东部以（变质）中基性火山岩为主，西部呈现以BIF 为主（含少量基性火山岩），在摩托、基洛区可进一步分为下部带（2890 Ma）和上部带（2500 Ma）（Cahen et al.，1984；Westerhof et al.，2014）。在基巴里绿岩带，从火山岩/沉积岩体积比（v/s）来看，上部带v/s≈1，下部带v/s较高；下部带被2.8 Ga 的石英闪长岩侵入，而上部带被2.45 Ga 的花岗岩侵入（Bird，2016）。下部带的火山岩多属于大洋拉斑玄武岩，已变质成为片麻岩，代表了该地区的基底岩石，推测基巴里绿岩带的形成于岛弧环境（Kabete et al.，2012a）。

西尼罗片麻杂岩（West Nile Gneissic Complex）位于基巴里带北侧，自刚果（金）延伸入乌干达北部，其主要岩性为太古宙的片麻岩及花岗岩（2.9～2.6 Ga），局部被与基巴里绿岩带有关的变质岩（2.64～2.157 Ga）覆盖（Cahen et al.，1984）。但是近年来的研究表明，西尼罗片麻岩推覆到基巴里绿岩带之上，并保留有与其相关的变形作用（Westerhof et al.，2014；Bird，2016）。

林第安超群变质岩在上刚果花岗岩地体两侧出露，主要为碳酸盐岩和砂页岩，形成时间为730～755 Ma（Bird，2016）。

刚果（金）东北部的结晶基底（Bomu 杂岩）及马坦杜绿岩带形成之后相继发生2 次构造热事件，即魏田（Watian）和阿如安（Aruan）事件。魏田期变质作用（2900 Ma）的主要表现为火山沉积物及侵入其中的基性脉岩发生麻粒岩相变质作用（Gabert，1990；Schluter，2008）；阿如安期变质作用（峰期2613 Ma）主要表现为后魏田期的火山沉积物发生高角闪岩相变质作用，形成（乌干达西部）灰色片麻岩，该期变质作用应与博姆—基巴里地块与坦桑尼亚西部地块碰撞（2.64～2.61 Ga）有关，该次碰撞使得基巴里下部绿岩带和早期的上刚果花岗岩的发生变质作用，博姆—基巴里地块缝合至坦桑尼亚克拉通的时间大约为2.59～2.55 Ga（Cahen et al.，1984）。

在元古宙时期，研究区的构造演化主要与板块裂解与汇聚有关。刚果克拉通在2.15～2.0 Ga 时期沿着坦桑尼亚克拉通西缘形成了一个南北向的海盆（乌本迪褶皱带（Ubendian）），沿坦桑尼亚克拉通和刚果克拉通的缝合带再活化形成一个近东西向盆地（鲁文左里褶皱带（Rwenzori））（Westerhof et al.，2014）。在2.0～1.9 Ga 的伊伯尼安（Eburean）造山期，上述盆地关闭结束沉积，至1.85 Ga 哥伦比亚（Colombia）超大陆形成见有后造山活动的花岗岩类侵入（Zhao et al.，2004）。

哥伦比亚超大陆的裂解始于1.85～1.75 Ga，导致太古宙克拉通的裂解和分散，在此期间刚果克拉通整体保持稳定，内部发育有断裂及岩浆活动（Manya，2014）。博姆—基巴里和乌干达北部地块之间沿坦桑尼亚克拉通西缘发育的Eburnean 缝合带发育有基巴拉（Kibaran）槽，在格林威尔（Grenvil⁃lian）造山时期（1.1～0.9 Ga），形成了罗迪尼亚（Ro⁃dinia）超大陆和沿刚果克拉通东侧的造山带，NESW 方向的基巴拉（Kibaran）带也在此期间形成，这次造山活动也使得博姆—基巴里地块内的韧性剪切带再活化（Lavreau，1984；Tack et al.，2010）。罗迪尼亚于0.85～0.76 Ga 经历裂谷化，在此期间刚果克拉通仍然保持完整（Tack et al.，2010）。

泛非期（Pan－African）构造活动主要是由东西冈瓦纳（Gondwana）大陆碰撞形成的东非造山带（East African Orogen）和刚果金克拉通与撒哈拉变质克拉通发生碰撞，造成乌干达北部的0.69 Ga 的花岗岩和0.69 Ga 的花岗闪长岩侵位（Kabete et al.，2012a，2012b），但在刚果（金）东北部及邻近区域尚未发现有泛非期岩浆岩活动（Melcher et al.，2015；Büttner et al.，2016）。东非造山带位于坦桑尼亚克拉通东部，被认为在830～470 Ma 期间多次活动形成（Begg et al.，2009）。由于区域性的锆石测年数据中铅丢失现象的原因可能由泛非期造山运动形成大规模的构造热事件造成，据此推测撒哈拉克拉通与刚果克拉通的最终拼合就位时间应为501～490 Ma（Kabete et al.，2012b）。

西尼罗片麻杂岩被认为是太古宙地质体，是撒哈拉克拉通南部延伸部分，锆石U－Pb 年龄数据显示其变质时间为937～1014 Ma，明显与其他地体变质时间不同，推测其在太古宙－元古宙早期距离上刚果花岗地体的位置较远（Bird，2016）。在撒哈拉克拉通与刚果克拉通拼合期间的碰撞活动造成西尼罗片麻杂岩被推覆到上刚果花岗地体之上，同时造成区域普遍发育的低温蚀变。

2 矿区地质

基巴里金矿（旧称Moto 金矿）位于刚果（金）东北部博姆—基巴里地区摩托绿岩带东部位置（图2），是该地区较为典型的超大型金矿，其主要由KCD、孟古（Mengu）、帕卡卡（Pakaka）及帕矛（Pam⁃ao）矿体及其他小型矿体组成。矿体主要赋存于基巴里绿岩带岩石中，主要的矿石类型包括：浸染状硫化物型、石英脉型、BIF 硫化物型。

矿区北侧地层为西尼罗片麻岩，斑状变晶结构，片麻状构造，主要由石英、长石、黑云母组成。矿区中部为基巴里绿岩带，主要由变质火山沉积砾岩、BIF 和变质玄武岩组成，西向东由绿片岩相变为角闪岩相。变质（火山）沉积岩出露于矿区中西部，面积较大，主要包括变质火山沉积砾岩和变质细粒沉积岩。砾石主要成分为长英质及BIF，基质为细粒结晶硅酸盐矿物（绿鳞石、绿泥石等）。砾石含量变化较大，粒径1 mm～5 cm，物源为BIF 和细粒沉积岩及酸性火成岩。片岩出露于矿区中东部，呈灰白－黄色，主要由石英、黑云母，少量斜长石组成。石英黑云片岩出露于矿区最东部，沿BIF 边部出露。含铁建造岩石多在山峰处出露，在矿区绿岩带南部中不连续分布。矿区内有两种，铁英岩和BIF。铁英岩呈均质产出，主要由石英和磁铁矿组成，石英含量较高。BIF 由富铁条带和硅质条带交替排列。变质玄武岩主要由斜长石、角闪石组成，矿物粒度较细，岩石中斜长石多已发生绢云母化。

图2 基巴里矿区地质简图及主要金矿床分布图（据Bird，2016）

上刚果花岗地体主要分布于矿区南侧，岩性以花岗闪长岩为主，主要矿物成分为斜长石、角闪石和石英（10%）。近年发现Watsa 复式岩体，岩体中心部为辉长岩，岩体外部为花岗闪长岩。辉长岩体出露于矿区西南侧，该岩体下部为矿物成分为（镁）角闪石、斜长石、少量辉石，上部逐渐变为以斜长石为主，暗色矿物较少。花岗闪长岩出露于辉长岩体外围，主要矿物成分为长石、角闪石、石英。复式岩体的发现表明上刚果花岗地体并非完全由花岗质岩石组成，其成因可能更为复杂。

区域构造在矿区内表现有1 组NE－SW 走向的近直立剪切带和NW－SE 走向的逆冲断层，倾向NE，倾角25°～30°。基巴里矿区共分7 期构造变形阶段（Bird，2016）：D1：以层间韧性断层为主；D2：等斜平卧褶皱，倾角25°～30°，倾向NNE；D3：向NE 倾伏的近直立褶皱；D4：发育于围岩蚀变带叶理（绢云母含量较高）；D5：NE 走向的高角度脆性断层，与D3 期褶皱轴线近平行；D6：SSW 倾向的近水平褶皱；D7：SSW 倾向正断层，多呈雁列式排列。D1—D4 及D6 均为韧性构造，形成了韧性断层、褶皱和线理构造；D5 与D7 期为脆性变形期。

结合区域地质资料分析，推测D1—D4 期的韧性构造可能为与元古宙的伊伯尼安造山期—格林威尔造山时期（1.1～0.9 Ga）造山运动的挤压环境有关（Sommer et al.，2005；孙凯等，2015），D5—D6 期可能为泛非期造山运动有关，D7 期应与泛非造山期之后的热松弛作用有关。

矿区内部发现的岩浆岩主要由玄武岩（已变质）和后期的侵入岩组成。目前矿区内发现的侵入岩主要有辉长岩、花岗闪长岩和花岗岩。

3 矿床地质

基巴里矿区金矿多沿“KZ”带分布（图2），KZ带位于基巴里矿区西侧，长约20 km。KZ 带主要由3 段组成：（1）南部段为NNE 方向（KCD 矿体），与主要的D2 褶皱、F1 断层和D3 褶皱枢纽方向一致；（2）中部段NWW 方向（帕矛、帕卡卡、孟古矿体），与D2 褶皱翼平行，与D2/D3 褶皱轴大角度相交；（3）北部段整体呈NNE 方向（卡里木瓦）。现以南部段的KCD 矿体为典型矿体进行剖析。

KCD 矿体位于于基巴里矿区“KZ”带南部（图2），主要围岩包括火山沉积砾岩、（含碳）页岩和砾岩以及BIF 和铁英岩（图3），围岩在靠近矿体位置显示出较为明显的变形变质特征。

图3 Karagba－Chaffuer－Durba（KCD）典型矿体剖面图（据Bird，2016）

KCD 矿段主要包含3 条矿脉（图3）：3000 矿脉，5000 矿脉，9000 矿脉，金矿石品位1.8～44.8 g/t（Bird，2016）。3 条矿脉从地表向NE 方向延伸，倾角约30°，目前钻探控制深度约2000 m（下部未封闭）。3000 矿脉露天开采最西侧，出露宽度约300 m，厚30 m，呈宽缓开阔的半向斜形态。5000 矿脉露头位于3000 矿脉的东南侧，矿体产状近垂直，品位较高。9000 矿脉由9101 和9105 矿脉组成。

矿区主要赋矿围岩为绿片岩相的基巴里变质沉积岩和BIF，少量为变质玄武岩。矿区内发育的蚀变主要有碳酸盐化、硅化、绢云母化、绿泥石化、黄铁矿化、磁铁矿化、褐铁矿化等，其中与金矿成矿期有关的主要是硅化、黄铁矿化（Manya，2017）。成矿前蚀变主要是碳酸盐化，主要矿物组合为铁白云石＋菱铁矿±石英±铝绿鳞石（绿泥石），在矿体周边形成较为宽广的碳酸盐化蚀变带。铁白云石和菱铁矿，多呈棱角状—次棱角状的块状连生，绿鳞石、绿泥石含量不固定。成矿后蚀变主要为磁铁矿化，分布范围较小，多呈不连续线状分布。

KCD 矿体主要发育于基巴里变质沉积岩和BIF中，矿石类型可分为脉状矿石和浸染状矿石。浸染状矿石多产于火山沉积砾岩中，矿体的变形强度和热液蚀变程度较低，硫化物呈浸染状产于硅酸盐矿物间隙中；脉状硫化物伴随有强烈的热液蚀变。矿区主要有3 种类型的矿石（Nyakecho and Hage⁃mann，2014；Bird，2016）：Ⅰ－石英＋硫化物±菱铁矿±绿泥石组成，产于蚀变（铁白云岩±石英）岩石中，呈1～5 cm 不规则松散团块状分布，与围岩界线模糊；Ⅱ－细粒石英＋硫化物±菱铁矿±绿泥石脉与蚀变围岩的层理面理基本平行，在蚀变围岩中形成了密集的网脉；Ⅲ－石英＋硫化物±菱铁矿±绿泥石细脉穿切早期蚀变的火山沉积砾岩和BIF。

成矿阶段可以分为以下3 个阶段（Bird，2016；Manya，2016；张克川等，2018）。Ⅰ早期硫化物阶段：毒砂（Ⅰ－Apy）呈20～50 μm 棱角状、包体状产出，磁黄铁矿（Ⅰ－Po）多呈100～200 μm 的内部孔洞状，少量呈1～5 mm 产出，磁黄铁矿中常见有包裹早期毒砂，黄铜矿（Ⅰ－Cpy）在该阶段少量产出，多呈10～50 μm 的包体状产于后期黄铁矿中；Ⅱ黄铁矿阶段：黄铁矿阶段可以分为2 期，即Ⅱ－Py－1 和Ⅱ－Py－2。Ⅱ－Py－1 包裹或交代早期阶段硫化物，呈浸染状分布，粒径100～1000 μm，半自形—自形状，可分为2 个世代：Ⅱ－PyⅡ－1a（核部呈孔洞状）和Ⅱ－Py－1b（环绕Ⅱ－Py－1a 分布，均质无孔洞）。Ⅱ－Py－2 呈浸染状分布，粒径50～200 μm，多为半自形粒状产出；Ⅲ多金属硫化物阶段：毒砂（Ⅲ－Apy）呈50～200 μm 半自形粒状穿插并包裹早期硫化物（Ⅱ－Py－1/2）。黄铜矿（Ⅲ－Cpy）呈浸染状散布或多与方铅矿（Ⅲ－Gn）共生产出于Ⅱ－Py－1 的裂隙中。磁黄铁矿（Ⅲ－Po）呈2～200 μm 的他形粒状交代早期阶段的黄铁矿。

贵金属矿物以自然金形式产出于黄铁矿阶段和多金属硫化物阶段，主要呈3 种形式（Bird，2016；张克川等，2018）：Au1 呈不规则浑圆状至次棱角状的包体产出于Ⅱ－Py－1b 中，粒径从亚微米至200 μm，少量产于Ⅱ－Py－1a 的边界位置；Au2 为多呈不规则棱角状及次棱角状产出于基质中，粒径多为10～200 μm；Au3 多产于Ⅱ－Py 的裂隙中，并常与黄铜矿（Ⅲ－Cpy）和方铅矿（Ⅲ－Gn）共生。

4 矿床成因

基巴里矿区的硫化物δ34S 同位素数据范围为－1.4‰～7.5‰（Bird，2016），与太古宙金矿硫同位素数据和坦桑尼亚典型的造山带型金矿黄铁矿硫同位素数据相近（McCuaig and Kerrich，1998；Vos et al.，2009），含金矿脉的电气石化学特征及载金硫化物的硫同位素特征表明成矿物质可能来自于火山（碎屑）岩（Seal，2006；Büttner et al.，2016）。含金石英脉的方铅矿铅模式年龄为3200～3100 Ma（Cahen et al.，1984），成矿期的黄铁矿Re－Os 年龄显示其形成年龄大约为2 Ga（Bird，2016），与伊伯尼安造山期较为吻合（Büttner et al.，2016），晚于坦桑尼亚金矿的成矿时间（2644～2680 Ma）（Vos et al.，2009；龚鹏辉等，2015；Kwelwa et al.，2018），含金矿脉的独居石U－Pb 测年结果显示，其形成年龄在515～615 Ma，该数据大致与新元古代造山带时间相吻合（Bird，2016）。以上年龄数据表明，该金矿的最早成矿期可能为太古宙，在伊伯尼安、基巴拉造山和泛非运动期间再活化运移，泛非期的构造活动使得该区域发生绿片岩相变质，为成矿物质再活化富集提供有利条件（Tack et al.，2010；Thomas et al.，2011；Sanislav et al.，2015）。在坦桑尼亚部分矿床的金矿化与新元古代（720 Ma）的花岗质岩浆关系密切（Stendal et al.，2004），由于研究区域目前尚无该时期岩浆岩发现，于该期的成矿作用仍需进一步研究。

矿体围岩的绿泥石和含矿毒砂的温度估算显示，其生成温度范围分别为350～400℃和350～540℃，这表明该区域金矿的形成受外部热源影响较大（Bird，2016），应为泛非期构造活动产生的流体。在该温度条件下流体的产生通常是在富CO2的条件下的源岩脱水而成，富CO2流体沿运移空间上移，并与富Fe、Mg 的碎屑类发生作用，在矿体周边发生碳酸盐化围岩蚀变（Kuehn et al.，1990）。Au 在350～540℃的富H2S 流体中多呈二硫化物形式运移（Stef⁃ansson and Seward，2004），含金的富H2S 流体运移至发生碳酸盐化蚀变的含Fe 层位时反应生成硫化物沉淀，促使金沉淀（Likhoidov et al.，2007）。

结合矿石特征和流体特征，基巴里金矿的矿石类型成因分析如下：（1）在变质程度较低碎屑岩地层中，孔隙度较高，前期上升的富CO2流体与围岩发生蚀变后，仍存在一定的孔隙度，含Au 流体上升运移至该层位附近时，围绕富Fe 矿物发生沉淀，形成浸染状矿化，该种模式形成的以矿石类型Ⅰ为主；（2）岩石变质变形并呈定向排列，岩石孔隙多平行于岩石层理方向，富CO2流体与围岩发生围岩变，岩石孔隙度减小，含Au 流体上升运移至该层位时，沿残留的孔隙形成近平行或穿切层理的（网）脉状矿化，该种模式形成的以矿石类型Ⅱ为主；（3）岩石变质变形并压实，后期碳酸盐化蚀变作用使得岩石更加致密，含Au 流体运移至该层位时，沿岩石的裂充填呈脉状产出，形成脉状矿石Ⅲ。在BIF 型岩石中，由于岩石致密，碳酸盐化不发育，含Au 流体沿岩石裂隙交代铁质层，形成不规则的脉状矿化。

5 结论

基巴里金矿赋存于由变质火山沉积岩、片岩、BIF 和变质玄武岩组成的绿岩带中，金矿形成于新太古代，在伊伯尼安、基巴拉造山和泛非运动期间再活化运移，最终富集成矿。与成矿作用有关的围岩蚀变主要为成矿前的碳酸盐化和成矿期的黄铁矿化。成矿前期的碳酸盐化将围岩中的铁质“活化”，形成含铁碳酸盐岩，成矿期的含金富H2S 的流体运移至成矿前期发生碳酸盐化的含铁层位或BIF 时，流体与含铁矿物反应生成硫化物，并使金沉淀，并形成多种类型矿石。同位素数据表明，金矿的物质来源应为太古宙的火山碎屑物质。

致谢感谢中资环钻探刚果（金）公司同事在成文过程中的大力帮助。