張燈堂, 馮建之, 李 磊, 孟憲鋒, 何 進 劉宗彥 徐文超

(1.河南省地質礦產勘查開發(fā)局 第一地質礦產調查院, 河南 洛陽 471023; 2.河南省金銀多金屬成礦系列與深部預測重點實驗室, 河南 洛陽 471023)

華北克拉通南緣后大陸碰撞背景下的巖石圈演化及金、鉬成礦規(guī)律探討

張燈堂1,2, 馮建之1,2, 李 磊1,2, 孟憲鋒1,2, 何 進1, 劉宗彥1, 徐文超1

(1.河南省地質礦產勘查開發(fā)局 第一地質礦產調查院, 河南 洛陽 471023; 2.河南省金銀多金屬成礦系列與深部預測重點實驗室, 河南 洛陽 471023)

通過對華北克拉通南緣大量的巖漿巖和礦床研究表明, 礦床的形成與燕山期巖漿巖具有非常密切的關系, 豫西礦集區(qū)是華北克拉通南緣巖石圈劇烈演化的結果。巖石圈的這種劇烈演化是在兩件重大地質事件的共同作用下進行的:一方面, 揚子板塊與華北板塊在印支期拼合, 并發(fā)生了廣泛的陸-陸碰撞造山活動, 此后, 克拉通邊緣轉入了后造山演化階段; 另一方面, 燕山晚期的J-K之交, 太平洋板塊向歐亞板塊俯沖, 導致地幔大規(guī)?；顒?。中國東部大規(guī)模的地殼減薄和殼幔作用, 使本來就處于造山后演化階段的華北陸塊南緣發(fā)生了廣泛的巖漿活動。正因為這兩大地質作用疊加效應,區(qū)域巖漿演化劇烈而復雜, 大批重融花崗巖的地球化學特征往往既顯示造山帶的特點, 又具有大規(guī)模殼幔作用的特征。這兩大地質作用為豫西礦集區(qū)的形成提供了良好的成礦地質背景, 大量的研究表明, 各種礦床與燕山期巖漿巖在形成時間上高度吻合, 空間上密切相關, 同位素指標極為相近, 顯示它們在成因上的密切關系。巖漿一方面作為深部賦礦流體的上升通道, 另一方面提供持續(xù)的高溫環(huán)境, 保證了元素遷移和成礦作用的進行。因此, 華北克拉通南緣后大陸碰撞背景下的殼幔演化、大規(guī)模巖漿活動是豫西礦集區(qū)形成的決定性因素。

后大陸碰撞; 巖漿作用; 成礦作用; 成礦規(guī)律

0 引 言

陸–陸碰撞造山帶, 因其強烈而廣泛的造山作用和造山期后活躍的地質環(huán)境, 往往形成規(guī)模宏大的成礦區(qū)帶。陸–陸碰撞背景下的大規(guī)模成礦作用是當今地質礦產研究中的前沿課題, 不少學者(陳衍景等, 1991; 陳衍景和張程寧, 1991; 陳衍景和富士谷, 1992; 陳衍景, 1995, 1996; 孟祥金等, 2004; 吳慶舉等, 2004; 毛景文等, 2005c; 侯增謙等, 2006; 莫宣學等, 2006; 芮宗瑤等, 2006; 侯增謙和王二七, 2008;張剛陽等, 2008; 楊志明和侯增謙, 2009; 侯增謙, 2010; Sillitoe, 1998; Marignac and Cuney, 1999)在這一領域做過卓有成效的探索。

后碰撞是指時間上比碰撞作用晚, 但仍與碰撞作用有關, 通常始于板內環(huán)境(趙振華, 2007)。造山帶碰撞后, 陸內構造發(fā)展及殼幔演化的地球化學研究在國內外均屬薄弱環(huán)節(jié), 秦嶺造山帶在這方面的情況也是如此(張國偉等, 2001)。近年來, 我們在豫西地區(qū)進行廣泛地調查研究之后發(fā)現(xiàn), 豫西礦集區(qū)的大多數(shù)礦床主要集中在燕山中晚期出現(xiàn), 相對秦嶺造山帶的主碰撞期滯后約60 Ma, 屬于碰撞造山的后演化階段。尤其值得注意的是, 秦嶺造山帶的后演化階段與中國東部的構造轉折和巖石圈減薄在時空上重疊, 使得這兩種大規(guī)模的地質作用同時改造著華北克拉通南緣。豫陜礦集區(qū)的金、鉬、銀鉛鋅礦的成礦作用在這種特殊的背景下, 各種地質現(xiàn)象和成礦作用受到雙重制約, 其具體表現(xiàn)最為突出的是巖石圈的劇烈演化。通過研究后碰撞環(huán)境下的成巖、成礦規(guī)律, 逐步探索這種背景下的構造–巖漿演化過程和成礦機制,以期豐富后陸–陸碰撞條件下成礦作用的研究內容。

1 巖漿大爆發(fā)與成礦大爆發(fā)的時空耦合

1.1 華北克拉通南緣燕山期巖漿大爆發(fā)

華北克拉通南緣中生代發(fā)生了廣泛而強烈的巖漿活動, 產生了大量的花崗巖類(如圖1), 最近的研究(盧欣祥等, 1999; 陳衍景和劉叢強, 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, 華山巖體、文峪巖體、娘娘山巖體、老牛山巖體、五丈山巖體、花山巖體、合峪巖體等大型巖基和呈巖株產出的南泥湖、石寶溝、上房溝、馬圈、雷門溝、八寶山、后瑤峪、銀家溝、夜長坪、柳關、蒲陣溝、仡佬灣、金城堆等小型巖體集中形成于158～127 Ma的燕山中晚期的J-K之交, 代表了這一大規(guī)模巖漿活動的主體階段, 而太山廟巖體(115 Ma)和東溝花崗斑巖(112 Ma, 葉會壽等, 2006)侵位于大規(guī)模巖漿作用尾聲的早白堊世晚期。其中絕大多數(shù)是燕山晚期J-K之交產生的二長花崗巖、花崗閃長巖和花崗斑巖類。這一地質時期形成的巖體占本區(qū)巖漿巖的絕大多數(shù), 短短幾十個百萬年形成的巖體個數(shù)超過了以往幾千個百萬年的巖體總和,很顯然是一次巖漿大爆發(fā), 這一時期巖漿爆發(fā)規(guī)模之大, 爆發(fā)之集中, 作用之強烈, 是以往任何一個地質歷史時期都無法比擬的。

圖1 東秦嶺地區(qū)地質礦產圖(據(jù)葉會壽, 2006修編)Fig.1 Sketch map of showing the geological geology and distribution of ore deposits mineral in the East Qinling orogen

華北克拉通南緣, 既受到這一巖石圈大規(guī)?；顒拥膹娏矣绊? 又與一般的中國東部地區(qū)有一定的差異。這歸因于其獨特的大地構造環(huán)境: 跨越了華北克拉通、北秦嶺造山帶、南秦嶺造山帶三個重要的構造單元(陳衍景和富士谷, 1992), 其內部動力和物質組成受多種地質因素的共同影響。一方面, 秦嶺造山帶處于后碰撞演化階段, 造山帶在大陸碰撞之后仍然非?；钴S(馬昌前等, 2003), 此時, 大規(guī)模的造山活動已經(jīng)趨于緩和, 但其內部劇烈的演化并未停止, 各種物質成分正在趨向達到新的平衡; 另一方面, 更為活躍的主要地質事件是華北板塊巖石圈減薄和大規(guī)模的殼–幔作用。在秦嶺碰撞造山的后演化作用和中國東部大規(guī)模構造轉折及殼幔作用的共同影響下, 華北克拉通南緣發(fā)生了強烈的巖漿活動。

巖漿活動演化具有明顯的克拉通邊緣碰撞活動帶的特征, 其表現(xiàn)主要有: ①在花崗巖Rb-(Nb+Y)圖中(圖2), 燕山期的花崗巖類基本均投在了后碰撞花崗巖的區(qū)域; ②區(qū)域上, 華北克拉通南緣的中生代花崗巖類長軸大多沿NW向, 與區(qū)域碰撞縫合線的方向一致。

而巖漿活動的時空特征和動力學則明顯與中國東部大規(guī)模巖漿活動有關: 一方面, 在約145～135 Ma中國大陸東部區(qū)域構造體制發(fā)生轉變(任紀舜, 1991; 趙越等, 1994; 盧欣祥, 1998; 牛寶貴等, 2003,李永峰等, 2005), 也是巖石圈減薄和克拉通破壞的巔峰時期, 華北克拉通南緣巖漿大爆發(fā)的地質年代正好處于中國東部燕山晚期巖石圈大規(guī)?；顒拥母叱睍r期, 是中國東部大規(guī)模殼幔作用的一部分; 另一方面, 大量同位素證據(jù)表明, 成巖過程中普遍有大量幔源組分的加入(胡受奚和郭繼春, 1989; 李結才和蔣愛國, 1992; 陳岳龍和張本仁, 1994; 張本仁等, 1994, 1995, 1998; 張宗清等, 2006; 齊秋菊等, 2010; Zhu et al., 2009), 是大規(guī)模殼幔作用的表現(xiàn),呈現(xiàn)出中國東部大規(guī)模殼幔作用下巖石圈的特點。

在這兩種區(qū)域性地質作用的共同影響下, 使得華北克拉通南緣巖石圈的演化劇烈而復雜, 這是華北克拉通南緣豫陜礦集區(qū)形成的深層次原因。

1.2燕山期巖漿巖類的地球化學特征及物源追蹤

本區(qū)19個巖體, 138組數(shù)據(jù), 其SiO2變化范圍為64.44%～89.92%, 平均70.97%, 略低于中國花崗巖的平均值72.4%(如表1、表2); Al2O3變化范圍為9.94%～17.05%, 平均14.59%; K2O變化范圍2.92%～7.99%, 平均4.53%; Na2O變化范圍為0.08%～6.71%, 平均3.93%; TiO2、Fe2O3、P2O5顯著高于中國花崗巖的平均含量, 而MnO顯著低于中國花崗巖的平均含量, 其他主量元素與中國花崗巖的平均含量相差不大。本區(qū)花崗巖富堿, Na2O+K2O平均可達8.34%, 在SiO2-K2O圖上(圖3), 投點主要集中于高鉀鈣堿性系列。大多數(shù)樣品的A/CNK變化于0.90～1.05之間(圖3), A/NK一般大于1.1, 顯示以I型花崗巖類為主。

圖2 花崗巖構造環(huán)境判別圖(底圖據(jù)Pearce, 1996)Fig.2 Tectonic discrimination diagram for granitoids

在微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖4), 本區(qū)花崗巖微量元素的貧化和富集顯示出高度的一致性, 僅太山廟巖體因相對富集重稀土而區(qū)別于其他巖體, 表明燕山期各個期次各類花崗巖類形成的構造背景是相似的,物源在某種程度上也具有很大的相似性。

Nb、Ta、P、Ti的虧損和Pb的強烈富集似乎表明這些巖體具有明顯的島弧巖漿巖的特征。然而,燕山期乃至整個中生代華北克拉通南緣及秦嶺造山帶不可能出現(xiàn)島弧環(huán)境, 認定這些巖漿巖是島弧環(huán)境下的產物顯然是不合理。趙振華(2007)指出, 島弧玄武巖具有Nb、Ta、Ti虧損, 但出現(xiàn)Nb、Ta、Ti虧損的并不一定是島弧環(huán)境, 古地幔楔或殘留的地幔楔巖石,由于受到后來的構造熱事件而發(fā)生部分熔融時, 也將出現(xiàn)上述微量元素特征, 并且該特征屬于繼承性的。巖體微量元素的富集和貧化趨勢與太華群結晶基底近乎完全一致, 顯示出明顯的繼承性關系。

表1 研究區(qū)19個中生代巖體主量元素平均含量(n=138, 單位: %)Table 1 The average contents of major elements for the 19 Mesozoic intrusions in the study area

圖3 華北克拉通南緣花崗巖類SiO2-K2O圖解(a)和A/CNK-A/NK圖解(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

圖4 華北克拉通南緣中生代花崗巖類微量元素蛛網(wǎng)圖(標準化的原始地幔值選用Sun and Mcdonough, 1989, 數(shù)據(jù)來源同表1)Fig.4 Trace elements spider diagram for the Mesozoic granitoids in the southern margin of the North China Craton

基于以上判斷及以下證據(jù), 我們認為, 本區(qū)中生代花崗巖類是古老基底太華群及相關大陸下地殼部分熔融的產物:

(1) 中生代花崗巖類的稀土配分型式、Eu元素地球化學特征、強烈虧損重稀土等特征與太華群基底保持高度的一致(圖5, 表3), 并因此而顯著區(qū)別于中國花崗巖的稀土特征。

(2) 太華群的δ34S平均為4.3‰, 燕山期花崗巖的δ34S為4.03‰～5.0‰(瞿倫全等, 1993; 范光等, 1995), 顯示二者高度的相似性。

圖5 華北克拉通南緣中生代花崗巖稀土元素配分簡圖Fig.5 Chondrite normalized REE patterns for the Mesozoic granites in the southern margin of the North China Craton

(3) 據(jù)瞿倫全等(1993)統(tǒng)計, 華北克拉通南緣花崗巖類的87Sr/86Sr(0)較低, 燕山期花崗巖基的87Sr/86Sr(0)為0.7034～0.7079, 小巖體為0.7077～0.7096。華北克拉通南緣晚中生代花崗巖的εNd(t)=–11.8～–18.7, ISr集中在 0.71052～0.70335之間, εNd(t)=–6～–25, 顯示了華北克拉通古老地殼的貢獻(王曉霞等, 2011)。

(4) 本區(qū)中生代花崗巖類Sr的豐度為90×10–6～ 1635×10–6, 平均618×10–6, 遠高于中國花崗巖Sr的豐度220×10–6(據(jù)遲清華和焉明才, 2007), 而Sr在地殼中只有較弱的富集, 其豐度很大程度上取決于其所繼承的源區(qū)Sr豐度, 與之相對應的是, 太華群基底本身也是富Sr的(85個太華群Sr平均豐度為305.4×10–6, 據(jù)瞿倫全, 1993), 這一特性是在熔融的過程中繼承了以太華群為主要物源的那些花崗巖類,同時, 花崗巖類和太華群富Sr的這種特性也可能顯示它們之間的物源聯(lián)系。

表2 華北克拉通南緣燕山期花崗巖的主量(%)、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

續(xù)表2:

表3 本區(qū)19個花崗巖類稀土元素參數(shù)(n=100)Table 3 Rare earth element parameters of the 19 granitic intrusions (n=100)

(5) 花崗巖類中發(fā)現(xiàn)了一些太華群基底捕擄體,華山復式巖體中的方山峪巖體可見太華群的捕擄體,鋯石U-Pb年代學和Lu-Hf同位素地球化學示蹤結果顯示, 這些捕擄體與寄主巖之間存在明顯的物質親緣關系, 表明太華群變質巖應是華山復式巖的源巖(胡建等, 2010), 熊耳山地區(qū)的五丈山等巖體中也可見大量的暗色太華群捕擄體: 巖體中的這些大量太華群的捕擄體是太華群不完全熔融的最直接證據(jù)。

(6) 本區(qū)中生代花崗巖類中發(fā)現(xiàn)大量來自太華群的繼承性鋯石, 文峪和娘娘山巖體中的繼承性鋯石年齡集中在新太古代–元古宙(如表4), 這期間也是本區(qū)太華群的發(fā)育形成時期(毛景文等, 2005a),后瑤峪花崗斑巖中的繼承性鋯石年齡為2649 Ma,柳關巖體中的繼承性鋯石年齡為1778±26 Ma和2488±20 Ma, 仡佬灣巖體中的繼承性鋯石年齡為2502±26 Ma(據(jù)胡浩等, 2011), 合峪巖體繼承性鋯石年齡為2253±15 Ma, 2101±11 Ma, 上房溝斑巖中的繼承性鋯石年齡為2146±8 Ma、1805±31 Ma。繼承性鋯石年齡主要集中在太華群強烈演化的地質歷史階段, 從年齡上判斷, 這些繼承性鋯石形成于太華群的大規(guī)?；旌蠋r化階段, 表明中生代的巖漿巖類與太華群具有密切的物源聯(lián)系。

除了巖石地球化學特征與古老地盾具有高度的相似性以外, 華北克拉通南緣中生代花崗巖類攜帶大量地幔信息也是其很重要的一個特征。在δEu-(La/Yb)N圖解上, 大多數(shù)樣品的投點集中于殼幔源的一側(圖6)。華北克拉通南緣花崗巖中的地幔信息, 也得到了大量的同位素資料的證實: 藍田巖體的εHf(t)=–9.3～–23.9(齊秋菊等, 2010), 蟒嶺巖體的全巖εNd(t)=–4.1(張宗清等, 2006), 東溝斑巖體εHf(t)=–3.4～–18.7(戴寶章等, 2009)都顯示區(qū)內中生代花崗巖類具有相當多的幔源組分; 對金堆城、石家灣、東溝及三道莊等與花崗斑巖體有關的大型、特大型斑巖型鉬礦床的硫化物稀有氣體同位素的研究也顯示有幔源組分的加入(Zhu et al., 2009); 華北克拉通南緣燕山中期中酸性斑巖的Pb、Nd、Sr證明其主體為太華巖群, 并加入少量地幔物質(陳岳龍和張本仁, 1994; 張本仁等, 2002); 熊耳山地區(qū)的花山巖基Pb同位素投點位于造山帶和地幔鉛平均演化線之間, 靠近地幔演化線, 為殼、幔混合源鉛(范宏瑞等, 1994), 熊耳山地區(qū)的金礦石、地層、燕山期花崗巖的硫同位素組成(δ34S)具有低的正值或負值, 太華群的δ34S平均為4.30‰, 燕山期花崗巖的δ34S為4.03‰～5.00‰(瞿倫全等, 1993; 范光等, 1995)。

總的來看, 華北克拉通南緣中生代花崗巖類的地球化學性質兼具古老地盾和地幔源區(qū)的特征, 元素地球化學特征明顯地類似于古老地盾的特征, 而同位素地球化學特征具有顯著的地幔屬性: 很顯然,這是在地幔流體參與下的加厚下地殼重融的結果。軟流圈上涌、巖漿底侵作用帶來的大量熱使中下地殼發(fā)生大規(guī)模部分熔融, 產生花崗質巖漿并侵入中上地殼, 構成現(xiàn)今華北克拉通和大別–蘇魯造山帶廣泛分布的燕山期花崗巖和與之相關的金屬礦產(毛景文等, 2006)。

表4 華北克拉通南緣花崗巖類中繼承性鋯石的U-Pb年齡Table 4 U-Pb ages of inherited zircons from granitoids in the southern margin of the North China Craton

圖6 花崗巖δEu-(La/Yb)N判別圖Fig.6 δEu vs (La/Yb)Ndiscrimination diagram for granitoids

1.3 巖漿大爆發(fā)與成礦大爆發(fā)的時空耦合

華北克拉通南緣的金礦成礦年齡一直存有爭議。肖榮閣等(2010)在熊耳群的杏仁體中發(fā)現(xiàn)有礦化,認為部分礦床在中元古代發(fā)生過一定的初步礦化;任富根等(1996)從同位素地質年齡和古地磁等證據(jù)出發(fā), 堅持元古宙成礦的觀點。以盧欣祥等(2004)為代表的一些專家學者認為豫西的金礦主成礦期是印支期,僅熊耳山地區(qū)的爆破角礫巖型金礦成礦時代是燕山期;而以王義天等(2002)和毛景文等(2005b)為代表的學者認為, 豫西的金成礦始于印支期而盛于燕山期, 燕山期的J-K之交是本區(qū)金成礦的主成礦期。

從現(xiàn)有的同位素年齡數(shù)據(jù)統(tǒng)計來看, 燕山期的年齡數(shù)據(jù), 尤其是150～110 Ma燕山晚期的年齡占了絕大多數(shù)(圖7), 顯示這一階段金礦的形成是一個大爆發(fā)的過程。處于印支期的年齡數(shù)據(jù)也形成一個年齡“峰”(圖7), 但遠不及燕山晚期年齡數(shù)據(jù)豐富, 推測印支期可能有一定的成礦作用, 但由于處于大規(guī)模成礦作用的前奏, 其規(guī)模有限。

圖7 礦床年齡分布直方圖Fig.7 Histogram of the ages of the ore deposits in the southern margin of the North China Craton

相對于金礦的成礦年齡, 鉬礦的成礦年齡取得了更好的共識, 這主要得益于近年發(fā)展較快的Re-Os同位素定年。一般認為: 東秦嶺印支期經(jīng)歷了明顯的成礦事件(陳衍景等, 2009), 有一大批石英脈型鉬礦和碳酸巖脈型鉬礦床成礦時代為230～220 Ma(黃典豪等, 1984, 2009; 李厚民等, 2007; 李諾等, 2008, 2009; 高陽等, 2010; 王義天等, 2010; Stein et al. 1997), 此類礦床有黃龍鋪鉬礦、黃水庵鉬礦、大湖(金)鉬礦、紙房一帶的鉬礦群等, 學界一般認為這類印支期的中小型鉬礦的形成指示了華北克拉通南緣的局部伸展環(huán)境(毛景文等, 2005d; 高陽等, 2010; Mao et al., 2008, 2010); 而占鉬礦儲量絕大多數(shù)的斑巖型鉬礦的成礦時代為燕山期, 成礦年齡主要集中在J-K之交的145～125 Ma, 此類礦床有南泥湖、三道莊、上房溝、魚池嶺、雷門溝、銀家溝等一大批特大型鉬礦(李永峰等, 2003, 2006; 毛景文等, 2005b;郭保健等, 2006; 周珂等, 2009; Mao et al., 2008), 僅東溝特大型斑巖型鉬礦產于115 Ma(葉會壽, 2006);李厚民等(2009)測得熊耳山地區(qū)寨凹鉬礦Re-Os同位素年齡為1850～1650 Ma, 魏慶國等(2009)獲得龍門店石英脈型鉬礦年齡為2044～1868 Ma, 這是迄今為止本區(qū)發(fā)現(xiàn)的僅有的2個元古代的鉬礦床, 也是中國最古老的鉬礦床?？偟膩砜? 鉬的成礦時代綿延近2 Ga, 但占主要礦產儲量絕大部分的斑巖型鉬礦集中形成于145～112 Ma, 尤其是145～130 Ma的J-K之交。

鉛鋅(銀)礦的成礦年齡同樣集中于燕山晚期,蒿坪溝成礦年齡為134.9±0.8 Ma(葉會壽, 2006), 沙溝銀鉛礦40Ar-39Ar年齡為147.6±2.3 Ma(毛景文等, 2006), 冷水北溝鉛鋅銀礦床形成于137.22±2.49 Ma (燕長海, 2004)。

從空間上來看, 礦床與巖體之間也有密切的聯(lián)系。據(jù)不完全統(tǒng)計, 華北克拉通南緣小秦嶺–熊耳山礦集區(qū)有一大批金礦床產于距巖體2～8 km的范圍內, 以距巖體3 km為最佳成礦地段, 離花崗巖太近或太遠都不利于成礦。礦床群往往圍繞在巖體南半部分呈弧形分布, 而在巖體的北半部分一般未發(fā)現(xiàn)具有經(jīng)濟價值的金礦床, 這一點在文峪巖體和花山復式巖體上表現(xiàn)得尤為突出, 文峪花崗巖南側有文峪、東闖、老鴉岔、金硐岔、楊砦峪等金礦床, 花山復式巖體(包括花山、蒿坪、五丈山三個巖體)南緣有上宮、虎溝、吉家洼、青崗坪、萑香洼、窯溝、公峪、祈雨溝等金礦床及大量金礦點。本區(qū)金礦主要集中于巖體南部, 實際上古人早就得出這一經(jīng)驗并有記錄: 據(jù)《山海經(jīng)》記載, “少華山西, 黃山, 其陽多赤金”。意思是說, 華山西至渭南東南一帶的南部有豐富的黃銅礦(煉金物質)。鉬礦更是與小型巖株密切相關, 南泥湖、上房溝、三道莊、雷門溝、東溝等斑巖型鉬礦的斑巖體本身即是礦體。銀礦與花崗巖也有密切的關系, 據(jù)物化探資料顯示, 沙溝–鐵爐坪–蒿坪溝特大型銀鉛礦田下部有一規(guī)模較大的隱伏巖體, 蒿坪溝礦區(qū)出露的斑巖體為這一隱伏巖體的上延部分(陳旺等, 1996), 欒川鉛鋅銀礦田中,銀礦圍繞斑巖體或斑狀花崗巖分布, 如冷水北溝鉛鋅銀礦區(qū)廣泛發(fā)育斑狀燕山期花崗巖。

各礦種的主成礦期同時指向了J-K之交的燕山晚期, 礦床與巖體緊密而富有規(guī)律性地分布, 顯示出成礦大爆發(fā)與巖漿大爆發(fā)在時間坐標和空間維度上高度吻合, 這絕不是巧合, 而是一方面表明成巖與成礦密切的關系, 金、鉬、銀、鉛鋅礦床的形成是華北克拉通南緣巖石圈演化的結果; 另一方面表明, 各礦種成礦作用不是孤立的, 而是存在著某種內在聯(lián)系的統(tǒng)一整體, 它們的形成演化具有相同背景和驅動因素。

1.4 巖漿成礦的同位素證據(jù)

大量同位素資料和流體包裹體資料顯示, 礦體同位素與巖體同位素組成具有密切的關系: 小秦嶺–熊耳山地區(qū)的諸多礦床(包括金礦、鉬礦、鉛鋅礦)流體氫、氧同位素組成以較低的δ18O和δD為特征,分別主要集中在0～10‰和–80‰～–40‰范圍內, 雖向雨水線方向有不同程度的偏移, 但仍然顯示出明顯的巖漿水屬性(姬金生, 1988; 邵克忠等, 1992; 高永豐等, 1995; 陳旺等, 1996; 任富根等, 1996; 燕建設等, 1998; 齊金忠等, 2004; 李永峰等, 2005; 王義天等, 2005; 葉會壽, 2006); 金礦中攜帶大量的地幔信息,蝕變巖型金礦的δ34S的范圍為–1.7‰～+2.2‰, 平均0.34‰, 祁雨溝爆發(fā)角礫巖型金礦的δ34S則為–3.5‰～2.5‰(郭東升等, 2007), 明顯具有深源硫的特點; 金礦石μ值(μ=238U/204Pb)主要集中在9.107～9.378之間, 代表了地幔源特征(李結才和蔣愛國, 1992)。

很顯然, 無論從成巖大爆發(fā)與成礦大爆發(fā)的時空坐標上看, 還是從礦床與中生代花崗巖類極為相似的同位素組成來看, 成巖與成礦具有密切的關系,顯然, 成礦作用是成巖作用驅動下形成的產物。

2 巖石圈劇烈演化下的成礦模式初探

成礦與巖漿活動的關系歷來受到人們的重視。涂光熾等(1984)指出, 中元古代REE、Pb的爆發(fā)成礦與偏堿性和高鉀的巖漿有關, 是巖石圈演化的結果。鄧晉福等(1999)認識到中國東部巖石圈–軟流圈的災變與成礦的密切關系。裴榮富(1995)總結的92個成礦模式中, 與巖漿活動直接相關的多達53個;湯中立(2002)、湯中立和李小虎(2006)總結出了我國“小巖體成大礦”的特點; 南嶺地區(qū)的鎢、錫、鉬、鉍、鋰、鈹、鈮、鉭等稀有金屬成礦作用明顯地與多期多階段活動的復式巖體有關; 盧煥章(1986)認為華南主要類型的鎢礦與經(jīng)地殼重融而形成的含鎢很高的燕山期花崗巖有成因上的聯(lián)系。越來越多的同位素、流體包裹體等方面的研究已經(jīng)表明, 礦床的形成與巖漿熱液系統(tǒng)有關(陳衍景和富士谷, 1992; 張進江等, 1998; 毛景文等, 1999, 2005d; 張元厚等,2009; Groves et al., 1998; Sillitoe, 2002), 并且礦產資源的形成往往與深部殼幔物質和能量交換有關(滕吉文, 2003), 巖漿是將熱量和物質帶到地球上部的主要載體,帶來的能量對地殼進行改造, 維持地熱場并產生礦床(謝鴻森等, 1991)。國內外學者對斑巖型鉬(銅)礦的成礦模式做過大量工作(侯增謙等, 2007; 侯增謙和楊志明, 2009; 楊志明和侯增謙, 2009; Lowell and Guilbert, 1970; Sillitoe, 1972, 2002; White et al., 1981), 取得了很好的共識。本文依據(jù)華北克拉通南緣各種地質信息,僅就金的成礦模式作一些初步探討。

如前文敘及, 華北克拉通南緣的金、鉬、銀鉛鋅礦無論是成礦地質年代, 還是成巖成礦空間都密切耦合, 巖漿控礦已得到多種同位素資料和野外地質現(xiàn)象的證實。華北克拉通南緣金屬礦產的形成是巖石圈劇烈演化的結果, 印支期華北和揚子兩大板塊的碰撞(任紀舜等, 1984; Sengor, 1985; 張國偉等, 1996, 2001; Ames et al., 1993)是中生代華北克拉通南緣大規(guī)模演化的重要前提之一。碰撞造山活動,形成了大量沿縫合帶分布的各級別斷裂, 巨大的地質體相互作用打破了原有的物質平衡, 使得華北克拉通南緣的地質背景由穩(wěn)定逐漸趨于活躍。然而區(qū)域上總體處于擠壓環(huán)境(毛景文等, 2005d; 高陽等, 2010), 不利于成礦。潼關以東沒有形成印支期的巖漿巖, 也沒有發(fā)生大規(guī)模的成礦作用, 僅在局部伸展部位形成了黃龍鋪、大湖、黃水庵、紙房等中小型石英脈型鉬礦(毛景文等, 2005d; 高陽等, 2010;陳衍景, 2010; Mao et al., 2008, 2010)和北嶺金礦(任富根等, 2001)。

直至燕山晚期160～130 Ma的J-K之交, 軟流圈上涌帶來的熱量、碰撞作用導致地殼被帶入深部以及俯沖作用造成的增溫導致下地殼大規(guī)模熔融, 軟流圈上涌帶來了大量富含礦質的地幔流體, 并匯入下地殼的熔融物中。在區(qū)域已處于全面伸展的大背景下, 沿著原碰撞縫合線的方向上產生了大量的花崗巖類, 花崗巖類的大規(guī)模爆發(fā)帶來了大量的深部成礦物質, 伴隨生成一大批金、鉬、銀、鉛鋅及多金屬礦床, 這一時期形成的礦床在數(shù)量和總儲量上占了絕對優(yōu)勢, 是華北克拉通南緣礦集區(qū)的主成礦期。

巖漿成礦模式可以成功地解釋大多數(shù)礦床的成因。然而, 熊耳山金礦田中存在這樣一批礦床: 礦床遠離巖體, 產于馬超營斷裂與NNE方向斷裂, 且在交匯部位成群出現(xiàn)(圖1), 礦床明顯地受到馬超營斷裂的控制而似乎與巖體的關系不是很密切。但是,同位素組成上, 這類礦床(如康山金礦等)與燕山期花崗巖體、上宮金礦類似(陳衍景和富士谷, 1992, 范宏瑞等, 1994; 胡受奚等, 1997; 王志光等, 1997; 王海華等, 2001)。因此, 從本質上講, 它們與受巖漿控制的金礦具有相同的物質來源, 只是成礦物理化學條件不同: 與花崗巖密切相關的金礦, 其成礦流體是以花崗巖的巖漿筒為通道向淺部運移; 而以馬超營斷裂為控礦構造的金礦, 其成礦物質是以馬超營深斷裂為導礦或賦礦構造遷移的(圖8)。

圖8 熊耳山地區(qū)金礦成礦模式圖Fig.8 Metallogenic model for the gold mineralization in the Xiong’ershan area

上升到淺部的含礦流體, 在外部環(huán)境突變的部位迅速沉淀成礦。這種突變部位往往是巨大的區(qū)域不整合面及其附近, 或者是太古代中較為疏松、通透性較好的地層中, 這就導致了大量金礦集中于太古代和元古代地層附近產出的現(xiàn)象。在此過程中,區(qū)域性不整合面充當了地球化學障的作用, 與地層內部截然迥異的氧化還原環(huán)境、物質組成、巖石礦物的結構、良好的通透性、豐富的大氣降水供應等因素, 導致流體的穩(wěn)定性被破壞, 攜帶的礦質元素被釋放出來, 累積成礦。

3 結 論

華北克拉通南緣礦集區(qū)是巖石圈劇烈演化的結果。尤其是在印支期華北、揚子兩大板塊拼合以后, 華北克拉通南緣同時受到造山后演化作用和中國東部大規(guī)模殼–幔作用兩大地質過程的共同影響,使得區(qū)內巖石圈的演化異常劇烈, 產生了一大批帶有這兩種地質作用特征的花崗巖。在此過程中伴隨著大規(guī)模的成礦作用, 印支期區(qū)內整體處于擠壓格局, 在局部的伸展部位形成了石英脈(如大湖、紙房鉬礦)或碳酸巖脈型(如黃龍鋪、黃水庵鉬礦)的鉬礦,金礦(如北嶺金礦等)在較大的斷裂內產生了局部的金礦化現(xiàn)象; 直至燕山晚期, 區(qū)域構造環(huán)境由擠壓轉為伸展, 大規(guī)模的成巖–成礦作用集中爆發(fā), 形成了一大批與酸性巖漿巖密切相關的金礦、鉬礦、銀鉛鋅礦。

大量的深部流體一方面依托巖漿的侵位通道,上升至物理化學條件突變的區(qū)域性不整合面附近,釋放出成礦元素, 沉淀成礦, 形成了斑巖型礦床和圍繞花崗巖南部2～8 km的金礦; 另一方面, 深部流體以深大斷裂(如馬超營斷裂)為向上遷移的通道,形成了一批集中于這種斷裂與其次級斷裂交匯部位的金礦、鉬礦。

致謝: 審稿過程中, 北京大學陳衍景教授提出了很多寶貴意見, 在此表示衷心的感謝！野外采樣得到了河南地礦局張宗恒總工程師, 中國地質大學(武漢)曹新志教授、張旺生教授的悉心指導; 本文引用了諸多地質同行的資料, 受到了不少啟發(fā),得到了諸多在豫西長期工作的老專家們的指導,如黎世美教授級高級工程師、高榮德高級工程師、龔啟厚高級工程師、王西午高級工程師、王杏村高級工程師和肖中軍高級工程師等, 在此表示誠摯的謝意。

包志偉, 曾喬松, 趙太平, 原振雷. 2009. 東秦嶺鉬礦帶南泥湖–上房溝花崗斑巖成因及其對鉬成礦作用的制約. 巖石學報, 25(10): 2523–2536.

陳旺, 郭時然, 崔毫. 1996. 豫西熊耳山鐵爐坪、蒿坪溝礦床銀鉛礦石穩(wěn)定同位素研究. 有色金屬礦產與勘查, 5(4): 213–218.

陳衍景. 1995. 陸內碰撞造山體制的流體演化模式: 理論推導和東秦嶺金礦氧同位素證據(jù). 地學前緣, 3(4): 282–289.

陳衍景. 1996. 陸內碰撞體制的流體作用模式及與成礦的關系——理論推導和東秦嶺金礦床的研究結果. 地學前緣, 3(4): 282–289.

陳衍景. 2010. 秦嶺印支期構造背景、巖漿活動及成礦作用. 中國地質, 37(4): 854–865.

陳衍景, 富士谷. 1992. 豫西金礦成礦規(guī)律. 北京: 地震出版社: 1–234.

陳衍景, 富士谷, 陳澤銘, 胡受奚. 1991. 論豫西金礦成礦模式和找礦方向. 地質科技情報, 10(4): 63–67.

陳衍景, 劉叢強. 2001. 試論中國陸相油氣側向源——碰撞造山成巖成礦模式的拓展和運用. 地質論評, 47(3): 261–271.

陳衍景, 翟明國, 蔣少涌. 2009. 華北大陸邊緣造山過程與成礦研究的重要進展和問題. 巖石學報, 25(11): 2695–2726.

陳衍景, 張程寧. 1991. 西準噶爾地區(qū)金礦成礦模式. 長春地質學院學報, 21(1): 61–66.

陳岳龍, 張本仁. 1994. 華北克拉通南緣豫西燕山期花崗巖類的Pb、Sr、Nd同位素地球化學特征. 地球科學——中國地質大學學報, 19(3): 375–382.

遲清華, 鄢明才. 2007. 應用地球化學元素豐度數(shù)據(jù)手冊.北京: 地質出版社: 1–134.

戴寶章, 蔣少涌, 王孝磊. 2009. 河南東溝鉬礦花崗斑巖成因: 巖石地球化學、鋯石U-Pb年代學及Sr-Nd-Hf同位素制約. 巖石學報, 25(11): 2889–2901.

鄧晉福, 莫宣學, 趙海玲, 羅照華, 趙國春, 戴圣潛. 1999.中國東部燕山期巖石圈–軟流圈系統(tǒng)大災變與成礦環(huán)境. 礦床地質, 18(4): 309–315.

范光, 張子敏, 張鄰素. 1995. 熊耳山區(qū)花崗巖特征及其與金礦化的關系. 鈾礦地質, 11(4): 207–213.

范宏瑞, 謝奕漢, 趙瑞, 王英蘭. 1994. 豫西熊耳山地區(qū)巖石和金礦床穩(wěn)定同位素地球化學研究. 地質找礦論叢, 9(1): 54–63.

馮建之, 岳錚生, 肖榮閣, 孫衛(wèi)志, 王杏村, 燕建設, 崔燮祥, 梁天佑, 趙留升, 楊守渠, 王社全, 李長發(fā).2009. 小秦嶺深部金礦成礦規(guī)律與成礦預測. 北京:地質出版社: 1–234.

高昕宇, 趙太平, 原振雷. 2010. 華北陸塊南緣中生代合峪花崗巖的地球化學特征與成因. 巖石學報, 26(12): 3485–3506.

高陽, 李永峰, 郭保健, 程國祥, 劉彥偉. 2010. 豫西嵩縣前范嶺石英脈型鉬礦床地質特征及輝鉬礦Re-Os同位素年齡. 巖石學報, 26(3): 757–767.

高永豐, 欒文樓, 魏瑞華, 李院生. 1995. 河南祁雨溝金礦流體包裹體研究. 地球化學, 24(增刊): 150–159.

郭保健, 毛景文, 李厚民, 屈文俊, 仇建軍, 葉會壽, 李蒙文, 竹雪麗. 2006. 秦嶺造山帶秋樹灣銅鉬礦床輝鉬礦Re-Os定年及其地質意義. 巖石學報, 22(9): 2341–2348.

郭波, 朱賴民, 犇李, 弓虎軍, 王建其. 2009. 華北陸塊南緣華山和合峪花崗巖體鋯石U-Pb年齡、Hf同位素組成與成巖動力學背景. 巖石學報, 25(2): 265–281.

郭東升, 陳衍景, 祁進平. 2007. 河南祁雨溝金礦同位素地球化學和礦床成因分析. 地質論評, 53(2): 217–228.

侯增謙. 2010. 大陸碰撞成礦論. 地質學報, 84(1): 30–58.

侯增謙, 潘小菲, 楊志明, 曲曉明. 2007. 初論大陸環(huán)境斑巖銅礦. 現(xiàn)代地質, 21(2): 332–351.

侯增謙, 曲曉明, 楊竹森, 孟祥金, 李振清, 楊志明, 鄭綿平, 鄭有業(yè), 聶鳳軍, 高永豐, 江思宏, 李光明. 2006. 青藏高原碰撞造山帶: Ⅲ. 后碰撞伸展成礦作用. 礦床地質, 25(6): 629–651.

侯增謙, 王二七. 2008. 印度–亞洲大陸碰撞成礦作用主要研究進展. 地球學報, 29(3): 275–292.

侯增謙, 楊志明. 2009. 中國大陸環(huán)境斑巖型礦床: 基本地質特征、巖漿熱液系統(tǒng)和成礦概念模型. 地質學報, 83(12): 1779–1817.

胡浩, 李建威, 鄧曉東. 2011. 洛南–盧氏地區(qū)與鐵銅多金屬礦床有關的中酸性侵入巖鋯石U-Pb定年及其地質意義. 礦床地質, 30(6): 979–1002.

胡建, 張遵忠, 蔣少涌, 戴寶章, 王艷芬, 肖娥, 李海勇. 2010. 陜西華山中生代高Ba-Sr花崗巖成因及其構造意義. 全國巖石學與地球動力學研討會論文摘要, 北京: 51–52.

胡受奚, 郭繼春. 1989. 距今1850±150 Ma——地球發(fā)展演化的重要轉折時期. 地質論評, 35(6): 566–573.

胡受奚, 趙懿英, 徐金方. 1997. 華北地臺金成礦地質——以南、東和東北緣為例探討金成礦規(guī)律. 北京: 科學出版社: 1–19.

黃典豪, 候增慊, 楊志明, 李振清, 許道學. 2009. 東秦嶺鉬礦帶內碳酸鹽脈型鉬(鉛)礦床地質–地球化學特征,成礦機制及成礦構造背景. 地質學報, 83(12): 1968–1984.

黃典豪, 王義昌, 聶風軍, 江秀杰. 1984. 黃龍鋪碳酸巖脈型鉬(鉛)礦床的硫, 碳, 氧同位素組成及成礦物質來源. 地質學報, (3): 252–262.

姬金生. 1988. 小秦嶺金礦氫氧同位素組成特征及其成因意義. 西安地質學院報, 10(3): 56–60.

李厚民, 葉會壽, 毛景文, 王登紅, 陳毓川, 屈文俊, 杜安道. 2007. 小秦嶺金(鉬) 礦床輝鉬礦錸–鋨定年及其地質意義. 礦床地質, 26(4): 417–424.

李厚民, 葉會壽, 王登紅, 陳毓川, 屈文俊, 杜安道. 2009.豫西熊耳山寨凹鉬礦床輝鉬礦錸–鋨年齡及其地質意義. 礦床地質, 28(2): 133–142.

李結才, 蔣愛國. 1992. 豫西熊耳山地區(qū)熊耳群與熱型金礦成礦的關系. 豫西地質, 1: 11–16.

李諾, 陳衍景, 孫亞莉, 胡海珠, 李晶, 張輝, 倪智勇. 2009. 河南魚池嶺鉬礦床輝鉬礦錸–鋨同位素年齡及地質意義. 巖石學報, 25(2): 413–421.

李諾, 孫亞莉, 李晶, 薛良偉, 李文博. 2008. 小秦嶺大湖金鉬礦床輝鉬礦錸鋨同位素年齡及印支期成礦事件.巖石學報, 24(4): 810–821.

李永峰, 毛景文, 白鳳軍, 李俊平, 和志軍. 2003. 東秦嶺南泥湖鉬(鎢)礦田Re-Os同位素年齡及其地質意義.地質論評, 49(6): 652–659.

李永峰, 毛景文, 胡華斌, 白鳳軍, 李厚民, 李蒙文, 郭保健, 葉會壽. 2005. 豫西公峪金礦床流體包裹體及其He、Ar、S、H、O同位素組成對成礦流體來源的示蹤. 巖石學報, 21(5): 1347–1358.

李永峰, 毛景文, 劉敦一, 王彥斌, 王志良, 王義天, 李曉峰, 張作衡, 郭保健. 2006. 豫西雷門溝斑巖鉬礦SHRIMP鋯石U-Pb和輝鉬礦Re-Os測年及其地質意義.地質論評, 52(1): 122–131.

盧煥章. 1986. 包裹體地質壓力計. 貴州地質, 3(8): 281–296.

盧欣祥. 1998. 秦嶺花崗巖揭示的秦嶺構造演化過程. 地球科學進展, 13(2): 213–214.

盧欣祥, 尉向東, 董有, 于在平, 常秋林, 張冠山, 劉樹林, 葉安旺, 索天元, 晉建平. 2004. 小秦嶺–熊耳山地區(qū)金礦特征與地幔流體. 北京: 地質出版社: 1–149.

盧欣祥, 尉向東, 肖慶輝, 張宗清, 張惠民, 王衛(wèi). 1999.東秦嶺環(huán)斑花崗巖的年代學研究及其意義. 高校地質學報, 5(4): 372–377.

馬昌前, 楊坤光, 明厚利, 林廣春. 2003. 大別山中生代地殼從擠壓轉向伸展的時間: 花崗巖的證據(jù). 中國科學(D輯), 33(9): 817–827.

毛景文, 胡瑞忠, 陳毓川, 王義天.2005a. 大規(guī)模成礦作用與大型礦集區(qū).北京: 地質出版社: 1–1026.

毛景文, 華仁民, 李曉波. 1999. 淺議大規(guī)模成礦作用與大型礦集區(qū). 礦床地質, 18(4): 291–299.

毛景文, 李曉峰, 李厚民, 曲曉明, 張長青, 薛春紀, 王志良, 于金杰, 張作衡, 豐成友, 王瑞廷. 2005b. 中國造山帶內生金屬礦床類型、特點和成礦過程探討.地質學報, 79(3): 342–372.

毛景文, 謝桂青, 李曉峰, 張作衡, 王義天, 王志良, 趙財勝, 楊富全, 李厚民. 2005c. 大陸動力學演化與成礦研究: 歷史與現(xiàn)狀. 礦床地質, 24(3): 193–205.

毛景文, 謝桂青, 張作衡, 李曉峰, 王義天, 張長青, 李永峰. 2005d. 中國北方中生代大規(guī)模成礦作用的期次及其地球動力學背景. 巖石學報, 21(1): 169–188.

毛景文, 鄭榕芬, 葉會壽, 高建京, 陳文. 2006. 豫西熊耳山地區(qū)沙溝銀鉛鋅礦床成礦的40Ar-39Ar年齡及其地質意義. 礦床地質, 25(4): 359–368.

孟祥金, 侯增謙, 高永豐, 曲曉明, 黃衛(wèi). 2004. 碰撞造山型斑巖銅礦蝕變分帶模式——以西藏岡底斯斑巖銅礦帶為例. 地學前緣, 11(1): 201-221.

莫宣學, 趙志丹, Don J DEPAOLO, 周肅, 董國臣. 2006.青藏高原拉薩地塊碰撞–后碰撞巖漿作用的三種類型及其對大陸俯沖和成礦作用的啟示: Sr-Nd同位素證據(jù). 巖石學報, 22(4): 795–803.

牛寶貴, 和政軍, 宋彪, 任紀舜. 2003. 張家口組火山巖SHRIMP定年及其重大意義. 地質通報, 22(2): 140–141.

裴榮富. 1995. 中國礦床模式. 北京: 地質出版社: 1-330.

齊金忠, 馬占榮, 李莉. 2004. 河南祁雨溝金礦床成礦流體演化特征. 黃金地質, 10(4): 1–10.

齊秋菊, 王曉霞, 李舢. 2010. 華北陸塊南緣藍田花崗巖體的成因——地球化學和Sr、Nd、Hf同位素證據(jù) //北京大學地球與空間科學學院. 2010年全國巖石學與地球動力學研討會學術論文摘要. 北京: 91–92.

瞿倫全, 黎世美, 翟雷, 楊守渠. 1993. 熊耳山北坡金礦地質特征及遠景預測研究. 河南省地質礦產廳第一地質調查隊: 1–134.

任富根, 李維明, 李增慧, 趙嘉農, 丁十應, 高亞東, 王官福, 王振宇, 白萬城, 雷時斌. 1996. 熊耳山–崤山地區(qū)金礦成礦地質條件和找礦綜合評價模型. 北京:地質出版社: 1–130.

任富根, 殷艷杰, 李雙保, 趙家農. 2001. 熊耳裂陷印支期同位素地質年齡耦合性. 礦物巖石地球化學通報, 20(4): 286–288.

任紀舜. 1991. 論中國大陸巖石圈構造的基本特征. 中國區(qū)域地質, 2: 289–293.

任紀舜, 陳廷愚, 劉志剛. 1984. 中國東部構造單元劃分的幾個問題. 地質論評, 30(4): 382-385.

芮宗瑤, 侯增謙, 李光明, 張立生, 王龍生, 唐索寒. 2006.俯沖、碰撞、深斷裂和埃達克巖與斑巖銅礦. 地質與勘探, 42(1): 1–6.

邵克忠, 王寶德, 吳新國, 李勝榮, 欒文樓, 楊竹森. 1992.祁雨溝地區(qū)爆發(fā)角礫巖型金礦成礦地質條件及找礦方向研究. 河北地質學院學報, 15(2): 104–198.

湯中立. 2002. 中國的小巖體巖漿礦床. 中國工程科學, 4(6): 9–12.

湯中立, 李小虎. 2006. 兩類巖漿的小巖體成大礦. 礦床地質, 25(增刊): 35–38.

滕吉文. 2003. 地球深部物質和能量交換的動力學過程與礦產資源的形成. 大地構造與成礦學, 27(1): 3–21.

涂光熾, 張玉泉, 趙振華. 1984. 華南兩個富堿侵入巖帶的初步研究. 南京：江蘇科學技術出版社.

王海華, 陳衍景, 高秀麗. 2001. 河南康山金礦同位素地球化學及其對成巖成礦及流體作用模式的印證. 礦床地質, 20(2): 190–198.

王曉霞, 王濤, 齊秋菊, 李舢. 2011. 秦嶺晚中生代花崗巖時空分布、成因演變及構造意義. 巖石學報, 27(6): 1573–1593.

王義天, 毛景文, 盧欣祥, 葉安旺. 2002. 河南小秦嶺金礦區(qū)Q875脈中深部礦化蝕變巖的40Ar/39Ar年齡及其意義. 科學通報, 47 (18): 1427–1431.

王義天, 毛景文, 葉安旺, 葉會壽, 李永峰, 盧欣祥, 李永革. 2005. 小秦嶺地區(qū)中深部含金石英脈的同位素地球化學特征及其意義. 礦床地質, 24(3): 270–285.

王義天, 葉會壽, 葉安旺, 帥云, 李永革, 張長青. 2010.小秦嶺文峪和娘娘山花崗巖體鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其意義. 地質科學, 45(1): 167–180.

王志光, 崔毫, 徐孟羅, 鄭尚模, 王福貴, 呂夏, 張林, 程廣國. 1997. 華北地塊南緣地質構造演化與成礦. 北京: 冶金工業(yè)出版社.

魏慶國, 姚軍明, 趙太平, 孫亞莉, 李晶, 原振雷, 喬波. 2009. 東秦嶺發(fā)現(xiàn)～1.9 Ga鉬礦床——河南龍門店鉬礦床Re-Os定年. 巖石學報, 25(11): 2747–2751.

吳慶舉, 曾融生, 趙文津. 2004. 喜馬拉雅–青藏高原的上地幔傾斜構造與陸–陸碰撞過程. 中國科學(D輯), 34(10): 919–925.

肖榮閣, 白鳳軍, 原振雷, 馮建之, 張宗恒, 劉國印. 2010.東秦嶺鉬、金多金屬礦區(qū)域成礦系統(tǒng)與成礦預測. 現(xiàn)代地質, 24(1): 1–10.

燕建設, 王銘生, 星玉才, 謝奕漢. 1998. 馬超營斷裂帶金礦包體及氫氧同位素研究. 河南地質, 16(1): 15–20.

燕長海. 2004. 東秦嶺鉛鋅銀成礦系統(tǒng)內部結構. 北京:地質出版社: 46–96.

楊志明, 侯增謙. 2009. 初論碰撞造山環(huán)境斑巖銅礦成礦模型. 礦床地質, 28(5): 515–538.

葉會壽. 2006. 華北陸塊南緣中生代構造演化與鉛鋅成礦作用. 北京: 中國地質科學院博士學位論文: 1–209.

葉會壽, 毛景文, 李永峰, 郭保健, 張長青, 珺劉, 閆全人, 劉國印. 2006. 東秦嶺東溝超大型斑巖鉬礦SHRIMP鋯石U-Pb和輝鉬礦Re-Os年齡及其地質意義.地質學報, 80(7): 1078–1088.

葉會壽, 毛景文, 徐林剛, 高建京, 謝桂清, 李向前, 何春芬. 2008. 豫西太山廟鋁質A型花崗巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡及其地球化學特征. 地質論評, 54(5): 699–711.

于在平, 崔海峰. 2003. 造山運動與秦嶺造山. 西北大學學報(自然科學版), 33(1): 65–69.

張本仁, 高山, 張宏飛, 韓吟文. 2002. 秦嶺造山帶地球化學. 北京: 科學出版社: 1–172.

張本仁, 韓吟文, 許繼鋒, 歐陽建平. 1998. 北秦嶺新元古代前屬于揚子板塊的地球化學證據(jù). 高校地質學報, 4(4): 369–382.

張本仁, 駱庭川, 高山, 歐陽建平, 陳德興, 馬振東, 韓吟文, 谷曉明. 1994. 秦巴巖石圈構造及成礦規(guī)律地球化學. 武漢: 中國地質大學出版社: 1–442.

張本仁, 張宏飛, 許繼鋒, 凌文黎, 歐陽建平, 韓吟文. 1995. 同位素地球化學填圖與化學地球動力學在東秦嶺造山帶研究中的應用. 地球科學——中國地質大學學報, 20(5): 551–556.

張剛陽, 鄭有業(yè), 龔福志, 高順寶, 屈文俊, 龐迎春, 石玉若, 殷世艷. 2008. 西藏吉如斑巖銅礦: 與陸陸碰撞過程相關的斑巖成巖成礦時代約束. 巖石學報, 24(3): 473–479.

張國偉, 孟慶仁, 于在平, 孫勇, 周鼎武, 郭安林. 1996.秦嶺造山帶的造山過程及其動力學特征. 中國科學(D輯), 26(3): 193–200.

張國偉, 張本仁, 袁學誠, 肖慶輝. 2001. 秦嶺造山帶與大陸動力學. 北京: 科學出版社: 1–855.

張進江, 鄭亞東, 劉樹文. 1998. 小秦嶺變質核雜巖的構造特征、形成機制及構造演化. 北京: 海洋出版社: 1–104.

張元厚, 毛景文, 李宗彥, 喬翠杰, 張孝民, 張向衛(wèi). 2009.巖漿熱液系統(tǒng)中礦床類型、特征及其在勘探中的應用.地質學報, 83(3): 399–325.

張宗清, 張國偉, 劉敦一, 王宗起, 唐索寒, 王進輝. 2006.秦嶺造山帶蛇綠巖、花崗巖和碎屑沉積巖同位素年代學和地球化學. 北京: 地質出版社: 1–348.

趙越, 楊振宇, 馬醒華. 1994. 東亞大地構造發(fā)展的重要轉折. 地質科學, 29(2): 105–109.

趙振華. 2007. 關于巖石微量元素構造環(huán)境判別圖解使用的有關問題. 大地構造與成礦學, 31(1): 92–103.

周珂, 葉會壽, 毛景文, 屈文俊, 周樹峰, 孟芳, 高亞龍. 2009. 豫西魚池嶺斑巖型鉬礦床地質特征及其輝鉬礦錸–鋨同位素年齡. 礦床地質, 28(2): 170–184.

Ames L, Tilton G R and Zhou G. 1993. Timing of collision of the Sino-Korean and Yangtze cratons: U-Pb zircon dating of coesite-bearing eclogites. Geology, 21: 339–343.

Groves D I, Goldfarb R J, Gebre-Mriam M, Hagemann S G and Robert F. 1998. Orogenic gold deposits: A proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit types. Ore Geolgy Reviews, 13: 7–27

Lowell J D and Guilbert J M. 1970. Lateral and vertical alteration mineralization zoning in porphyry ore deposits. Economic Geology, 65(4): 373–408.

Mao J W, Xie G Q, Pirajno F, Ye H S, Wang Y B, Li Y F, Xiang J F and Zhao H J. 2010. Late Jurassic-Early Cretaceous grannitoid magmatism in East Qinling, central-eastern China: SHRIMP zircon U-Pb ages and tectonic implications. Australian Journal of Earth Science, 57: 51–58.

Mao J W, Xie G Q, Bierlein F, Qu W J, Du A D, Ye H S, Pirajno F, Li H M, Guo B J, Li Y F and Yang Z Q. 2008. Tectonic implications from Re-Os dating of Mesozoic molybdenum deposits in the East Qinling-Dabie orogenic belt. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72(18): 4607–4626.

Marignac C and Cuney M. 1999. Ore deposits of the French Massif Central: Insight into the metallogenesis of the Variscan collision belt. Mineralium Deposita, 34: 472–504.

Pearce J A. 1996. Source and settings of granitic rocks. Episodes, 19: 120–125.

Sengor A M C. 1985. East Asian tectonic collage. Nature, 318: 16–17.

Sillitoe R H. 1972. A plate tectonic model for the origin of porphyry copper deposits. Economic Geology, 67: 184–197.

Sillitoe R H.1998. Major regional factors favoring large size, high hypogene grade, elevated gold content and supergene oxidation and enrichment of porphyry copper deposit: A Global perspective. Perth: ConferenceProceeding Australia: Australian Mineral Foundation: 21–34.

Sillitoe R H. 2002. Some metallogenic feature of gold and copper deposits related to alkaline rocks and consequences for exploration. Mineralium Deposita, 37: 4–13.

Stein H J, Markey R J, Morgan J W, Du A and Sun Y. 1997. Highly precise and accurate Re-Os ages for molybdenite from the East Qinling molybdenum belt, Shanxi Province, China. Economic Geology, 92: 827–835.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J. Magmatism in Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publication, 42: 313–345.

White W H, Bookstrom A A, Kamilli R J, Ganster M W, Smith R P, Ranta D E and Steininger R C. 1981. Character and origin of Climax–type molybdenum deposits. Economic Geology 75 Anniversary: 270–316.

Zhu L M, Zhang G W, Guo B and Lee B. 2009. He-Ar isotopic system of fluid inclusions in pyrite from the molybdenum deposit in south margin of North China Block and its trace to metallogenetic and geodynamic background. Chinese Science Bulletin, 54(14): 2479–2492.

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

項目資助: 河南省國土資源廳地質礦產科技攻關項目[2010]61號-06號、[2013]-16聯(lián)合資助。

張燈堂(1986–), 工程師, 地球化學專業(yè), 從事地質礦產勘查與研究。Email: zdttrue@163.com