魏 浩, 徐九華, 王建雄, 張國瑞, 張 輝, 徐清揚(yáng)

(1. 北京科技大學(xué)資源工程系，北京 100083；2. 中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心，湖北武漢 443000)

?

非洲東北部阿拉伯-努比亞地盾(ANS)構(gòu)造演化與金成礦作用

魏 浩1, 徐九華1, 王建雄2, 張國瑞1, 張 輝1, 徐清揚(yáng)1

(1. 北京科技大學(xué)資源工程系，北京 100083；2. 中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心，湖北武漢 443000)

阿拉伯-努比亞地盾(Arabian Nubian Shield，簡稱ANS)是900～550Ma期間岡瓦納超大陸匯聚過程中形成的增生造山帶，這一造山過程也被稱為是泛非造山運(yùn)動(dòng)。它記錄了一個(gè)長期的造山演化歷史，經(jīng)歷了從大洋俯沖、島弧形成及弧后的巖漿作用到大陸板塊碰撞地體的拼合，再到新生地殼的逃逸構(gòu)造、走滑剪切、張性斷裂一系列的構(gòu)造演化過程。這個(gè)演化可以分為四個(gè)階段：(1) 洋盆形成階段(870～800 Ma)；(2) 洋殼俯沖階段(800～670 Ma)；(3) 造山階段(750～550 Ma)；(4) 后造山階段(550 Ma～三疊紀(jì))，其中后三個(gè)階段都有金的富集成礦作用。洋殼俯沖階段的金礦化主要賦存在Algoma型含鐵建造層(BIF)、凝灰質(zhì)變質(zhì)碎屑巖，以及火山成因的塊狀硫化物礦床內(nèi)。造山階段的主要金礦化類型為含金石英-碳酸鹽脈狀金礦化、與斑巖銅礦化有關(guān)的金礦化，以及與輝長巖類巖體有關(guān)的含金石英脈狀礦化。與后造山階段有關(guān)的金礦化以少量浸染狀、網(wǎng)脈狀并伴有Sn-W-Ta-Nb礦化的石英脈為特征。目前在ANS中發(fā)現(xiàn)了大量金礦床或礦點(diǎn)，它們具有各種不同的成因類型。根據(jù)構(gòu)造背景及賦礦圍巖，ANS原生金礦化可以劃分為三類：(1) 與火山沉積序列有關(guān)的金礦化，包括VMS型、淺成熱液型；(2) 空間分布上與碳酸鹽化蛇綠巖帶相關(guān)的金礦化；(3) 與后造山或造山晚期閃長巖-花崗巖巖體或次火山巖有關(guān)的金礦化。

阿拉伯-努比亞地盾 構(gòu)造演化 洋殼俯沖 造山 金礦類型

Wei Hao, Xu Jiu-hua, Wang Jian-xiong, Zhang Guo-rui, Zhang Hui, Xu Qing-yang.Tectonic evolution and gold mineralization in the Arabian nubian Shield(ANS), Northeastern Africa[J].Geology and Exploration,2015,51(2):0383-0394.

1 引言

阿拉伯-努比亞地盾(Arabian Nubian Shield，簡稱ANS)指晚前寒武紀(jì)到早古生代的東非造山帶(EAO)北緣部分，分布在紅海沿岸從以色列到索馬里一帶。該區(qū)在其漫長的地質(zhì)演化歷史中，經(jīng)歷了多階段復(fù)雜的構(gòu)造、巖漿、變質(zhì)和沉積作用，尤其是前寒武紀(jì)的構(gòu)造演化在地史中占有特別重要的地位，中新生代的構(gòu)造巖漿活動(dòng)也獨(dú)具特色，是研究新元古代岡瓦納大陸的形成與裂解及非洲大陸中新生代裂谷作用的理想場所。

許多國外學(xué)者對該區(qū)構(gòu)造演化過程及成礦背景進(jìn)行了研究。Stoeseretal.(1988)指出ANS與前新元古代東西部的大陸板塊相撞，使阿拉伯-努比亞地盾發(fā)生變形，產(chǎn)生了沿正北走向的縮短區(qū)域和多數(shù)北西向左旋走滑斷層及少量北東向右旋走滑斷層。Abdelsalametal.(1996)認(rèn)為該區(qū)構(gòu)造主要表現(xiàn)為縫合帶及區(qū)域變形帶，例如褶皺-沖斷帶、沖斷層帶和走滑斷層系，并對ANS縫合帶及各種剪切變形帶做了詳細(xì)的描述。Johnson(2011)認(rèn)為ANS是900～550 Ma期間岡瓦納超大陸匯聚過程中形成的增生造山帶，經(jīng)歷了從大洋俯沖、島弧形成及弧后的巖漿作用(>700 Ma)到大陸板塊碰撞地體的合并(700～620 Ma)，再到新生地殼的逃逸構(gòu)造、走滑剪切、張性斷裂(620～550 Ma)一系列的構(gòu)造演化過程。Botros(1991)指出ANS的金礦成礦經(jīng)歷了多個(gè)地質(zhì)年代，與從寒武紀(jì)到第三紀(jì)的ANS周期性反復(fù)發(fā)生的火山活動(dòng)有關(guān)。另外，我國學(xué)者對該區(qū)典型礦床也進(jìn)行了一些研究。任小安等(1998)認(rèn)為蘇丹潔比特金礦主要賦存于 Nafirdeib 群安山質(zhì)巖組和凝灰質(zhì)巖組接觸帶內(nèi)一套細(xì)粒巖屑凝灰?guī)r和碳質(zhì)頁巖中發(fā)育的構(gòu)造剪切帶里。胡建勇等(2011)在對蘇丹東北部金礦區(qū)域構(gòu)造背景、含金建造及金地球化學(xué)特征研究成果的基礎(chǔ)上，分析了哈塞、潔比特、瑞達(dá)和哈馬迪等 4 個(gè)研究程度較高的典型金礦床的礦體賦存規(guī)律、礦床類型和金礦石的結(jié)構(gòu)構(gòu)造等特征，認(rèn)為該地區(qū)至少存在石英脈型、火山成因塊狀硫化物和韌性剪切帶等 3種以上金礦床類型。近年，姚偉等(2014)利用遙感技術(shù)在努比亞地盾Wadi Halfa地區(qū)開展了勘查工作，指出該區(qū)具有很大的金礦找礦潛力。

該區(qū)金礦產(chǎn)資源豐富，新世紀(jì)以來發(fā)現(xiàn)了多個(gè)大型金礦，典型的金礦床有蘇丹的哈塞金礦(Hassai)、潔比特金礦(Gebeit)、哈馬迪金礦(Hamadi)和瑞達(dá)(Rida)金礦，埃塞俄比亞的Tulu Capi、Dul金礦，埃及的Barramiya, Atud, Hangaliya, Umm Rus、Sukari及El-Sid金礦(Botros, 1998, 2002; Tadesseetal., 2003; Helmyetal., 2004)。為了進(jìn)一步分析該區(qū)金礦的形成規(guī)律，有必要對該區(qū)構(gòu)造演化及其與金礦形成時(shí)空分布規(guī)律的聯(lián)系做細(xì)致研究。

2 阿拉伯-努比亞地盾構(gòu)造特征

阿拉伯-努比亞地盾位于東非造山帶的北部地區(qū)，是該造山帶的重要地質(zhì)單元之一，同時(shí)也是重要的成礦帶。以紅海為界，該地質(zhì)可分為兩部分(圖1)，阿拉伯地盾位于紅海以東，為晚前寒武紀(jì)島弧型火山沉積系列，伴生蛇綠巖和廣泛分布的時(shí)代較新的花崗巖；努比亞地盾位于紅海以西，由角閃巖相至麻粒巖相的基性-酸性片麻巖、中低級變質(zhì)火山-沉積巖以及各類侵入巖組成。二者構(gòu)造特征相似，都出現(xiàn)大量的縫合帶及區(qū)域變形帶(主要是高應(yīng)變帶，例如褶皺-沖斷帶、沖斷層帶和走滑斷層系)。這些構(gòu)造帶可分為(表1)：

(1) 縫合帶，包括一些被分割的單個(gè)弧地體(弧-弧縫合帶)和那些將ANS從前新元古代大陸板塊分離出來的東、西部地體(弧-陸縫合帶)；

(2) 走滑斷層系，包括正北向壓縮的區(qū)域和多數(shù)北西向的左旋走滑斷層，以及少量北東向的右旋走滑斷層。

2.1 弧-弧縫合帶

阿拉伯-努比亞地盾中的蛇綠巖帶可以反映不同年代分離的弧-弧縫合帶(Shackleton, 1994; Johnsonetal., 2011)。主要的縫合帶有： Allaqi-Heiani-Onib-Sol Hamed-Yanbu (YOSHGAH) 縫合帶、Nakasib-Bir Umq縫合帶、Baraka-Tulu Dimtu 縫合帶、Adola-Moyale 縫合帶和Hafafit隆升帶。

這些構(gòu)造帶推測為弧-弧縫合帶的依據(jù)有：(1)構(gòu)造帶和高應(yīng)變力的區(qū)域聯(lián)系在一起。大部分構(gòu)造帶為褶皺帶、沖斷層及走滑斷層系統(tǒng)，具有弧-弧縫合帶特征；(2)高應(yīng)變帶中存在的蛇綠巖碎片，代表了被侵蝕的褶皺推覆體，這些推覆體和它們所對應(yīng)的縫合帶分隔了一段距離，然而，大多數(shù)蛇綠巖碎片存在于較寬的巖層碰撞產(chǎn)生的變形帶中；(3)這些縫合帶將具有不同年齡的弧地體分割，例如Nakasib縫合線將大約800～900 Ma前的Haya地體和大約720～830Ma前的Gebeit地體分隔(Stern and Küster, 1993)。

(1) Allaqi-Heiani-Onib-Sol Hamed-Yanbu (YOSHGAH)縫合帶

該縫合帶走向E-NE，是一條圍繞蘇丹Allaqi-Heiani-Gerf蛇綠巖帶、埃及東南部的Onib-Sol Hamed蛇綠巖帶和沙特阿拉伯西北部的Jebel al Wask 蛇綠巖帶的變形帶(Bakoretal., 1976; Fitchesetal., 1983; Sternetal.,1990)。該縫合帶將南部的720～830 Ma Hijaz-Gebeit 地體與北部埃及地體的Midyan-south 東部沙漠分隔開。該縫合帶顯示蘇丹沿正北走向的Hamisana剪切帶具有很明顯的右旋水平錯(cuò)段，阿拉伯沙烏地沿北西走向Najd斷層系統(tǒng)左旋水平錯(cuò)斷(Stoeseretal, 1985; Milleretal, 1992)。

(2) Nakasib-Bir Umq 縫合帶

Johnson(2011)認(rèn)為Nakasib和Bir Umq 縫合線在地層學(xué)上和變形歷史上有一定的聯(lián)系。二者構(gòu)成北東向變形帶，從西部尼羅河附近一直延伸到阿拉伯中部。該縫合線記錄了南部約800～900 Ma的 Asir-Haya 地體與北部約720～830 Ma的Hijaz-Gebeit 地體的拼接。Nakasib-Bir Umq縫合帶的北東部邊界與Nabitah正北向的縫合帶交匯，然而，東南邊界無法確定。

(3) Baraka-Tulu Dimtu縫合帶

該縫合帶是由蘇丹東北部和Eritrea北部的正北走向的Baraka 縫合線(Druryetal, 1993)、埃塞俄比亞西部的Tulu Dimtu 蛇綠巖帶(Berhe, 1990)和埃塞俄比亞西南的Gore-Gambella南部變形帶(Ayalewetal., 1990)組成的，南部與Sekerr 蛇綠巖帶相連，北部一直延伸到Afaf變形帶(Sultan, 1994)。Baraka縫合線將大約800～900 Ma的Ma Haya西部地體和Tokar東部的地體分割開(圖1)。

圖1 阿拉伯-努比亞地盾(ANS)區(qū)域地質(zhì)及金礦點(diǎn)分布圖(據(jù)Johnson et al., 2011，改繪)Fig. 1 Regional geology and gold deposit distribution map of the ANS(modified from Johnson et al., 2011)1-努比亞地盾巖層;2-古元古代巖層露頭及Khida地體; 3-太古代-元古代地體; 4-撒哈拉克拉通巖層露頭; 5-努比亞地盾活動(dòng)帶1-Other rocks of the Nubian Shield; 2-Paleoproterozoic outcrop and Khida terrance;3-Archean - Proterozoic terrance;4-outcrops of Saharan craton ;5-Nubian active zone

埃塞俄比亞西部的正北走向的Tulu Dimtu蛇綠巖帶將東部的片麻巖帶和西部的火山巖帶分割(Wardenetal., 1982)。Ayalew等(1990)指出Tulu Dimtu蛇綠巖帶標(biāo)志著Gore-Gambella區(qū)域大約820 Ma經(jīng)歷了洋殼形成階段，之后引發(fā)了與俯沖作用有關(guān)的巖漿活動(dòng)。洋盆的閉合發(fā)生在大約760 Ma，大約635 Ma形成了正北走向的平移斷層。

(4) Adola-Moyale 縫合帶

埃塞俄比亞南部和肯尼亞北部的正北走向的Adola-Moyale蛇綠巖帶(圖1)將高級變質(zhì)的片麻巖帶分開(Bonaviaetal., 1993)，為阿拉伯-努比亞地盾和尼羅河克拉通碰撞后的產(chǎn)物。

(5) Hafafit隆升帶

埃及中東部荒漠地帶存在大量的蛇綠巖，因此這里可能存在一條縫合線。然而，這個(gè)區(qū)域和YOSHGAH及Nakasib-Bir Umq縫合線又不相似，不是一條發(fā)育褶皺變形和逆沖斷層的延伸帶。北部和中東部荒漠地帶被侵入體切穿，中部地體和東南部荒漠地體被構(gòu)造分隔(Sternetal., 1985)。這種構(gòu)造認(rèn)為是Hafafit隆升帶。

表1 阿拉伯-努比亞地盾主要變形帶的走向、年代和構(gòu)造形式(Abdelsalam et al., 1996)

2.2 弧-陸縫合帶

阿拉伯和非洲的東北部的整個(gè)區(qū)域造山運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致岡瓦納東西部之間的莫桑比克洋盆的打開與關(guān)閉，和莫桑比克洋有關(guān)的巖漿弧也被認(rèn)為是阿拉伯地盾的一部分(Abdelsalametal., 1991)。在洋盆消失之后，弧與大陸板塊的拼接形成了弧-陸縫合帶。

以Nabitah縫合帶為例，該縫合帶是阿拉伯中部一個(gè)正北走向的變形帶，延伸大約1000 km，這個(gè)變形帶的標(biāo)志是不連續(xù)的蛇綠巖系。早期的模型把 Nabitah帶解釋為一個(gè)弧-弧縫合線。然而，根據(jù)地質(zhì)年代學(xué)體系和同位素資料，Nabitah縫合線西部弧地體之間在680～690 Ma發(fā)生過碰撞(Stoeseretal., 1984)；Agar(1985)認(rèn)為東部是一個(gè)微板塊(Afif 地體)；Staceyetal.(1985)進(jìn)一步提出685～720 Ma在Afif 地體西部邊緣已發(fā)育了一個(gè)安第斯型弧。Nabitah縫合線的構(gòu)造資料被解釋為兩種模型：(1) 與Nabitah縫合帶相關(guān)的構(gòu)造為正北向直立褶皺，與老片麻巖呈不整合接觸關(guān)系的被動(dòng)陸緣沉積層受其影響(Agar, 1985)。隨著向東的逆沖推覆，變形更加強(qiáng)烈。(2) 與Nabitah縫合線有關(guān)的構(gòu)造是由于左旋轉(zhuǎn)換擠壓作用而形成的。

2.3 后增生構(gòu)造

阿拉伯-努比亞地盾受到區(qū)域早期新元古代變形的影響，這一影響要晚于弧弧之間的碰撞，也不同于阿拉伯-努比亞地盾和岡瓦納大陸碎屑物之間的碰撞。變形帶基本都是沿北或北西方向的純剪切或簡單剪切帶。這些地質(zhì)構(gòu)造被認(rèn)為是增生后構(gòu)造，發(fā)育弧弧縫合帶。

(1) 正北向擠壓帶

這些變形帶以介于700～650 Ma形成的正北走向的直立褶皺、緊閉褶皺為主(Abdelsalam, 1994)。其中兩個(gè)帶位于蘇丹的東北部：Hamisana剪切帶(Sternetal., 1990)和 Oko剪切帶(Abdelsalam, 1994)。大約660～610 Ma，正北走向的Hamisana剪切帶右旋錯(cuò)斷了YOSHGAH縫合帶。構(gòu)造研究表明該帶是東西方向擠壓縮短的產(chǎn)物(Milleretal., 1992)。Hamisana剪切帶區(qū)域的蛇綠巖碎屑的排列就是由于向北運(yùn)動(dòng)的YOSHGAH推覆體的變形而形成的，該推覆體受Hamisana剪切帶內(nèi)的直立褶皺影響而發(fā)生變形(Sternetal., 1990)。

正北或北西走向的Oko剪切帶左旋水平錯(cuò)斷了Nakasib縫合帶。Oko剪切帶的演化限于560～700 Ma之間，和同時(shí)代的Hamisana剪切帶相似(Abdelsalam, 1994)。它發(fā)生過兩個(gè)階段的變形。早期的變形特點(diǎn)是正北-北西走向，緊閉、直立褶皺，第二個(gè)變形的特點(diǎn)是北西走向、左旋走滑斷層，形成了共軛的脆性剪切帶。

(2) 北西向斷層帶

ANS地盾大部分北西向走滑斷層帶屬于阿拉伯和埃及的Najd斷層系(Sultanetal., 1986)，與沿莫桑比克帶的岡瓦納大陸東西部之間的碰撞而形成的逃逸構(gòu)造有關(guān)(Stern, 1994)。其他北西向滑移斷層出露在蘇丹的紅海山脈，埃塞俄比亞的南部地區(qū)(Berhe, 1990; Bonaviaetal., 1993)和肯尼亞(Mosely, 1993)。北西走向的Najd斷層體系長1200 km、寬300 km(Agar, 1987)，是一條左旋走滑斷層，它水平錯(cuò)斷了正北向 的AI Amar和Nabitah縫合線，以及北東向的 Bir Umq和Yanbus縫合線(Stoeseretal., 1988)。Najd斷層系累計(jì)位移達(dá)240 km(Agar, 1987)，活躍期大約是580～530 Ma(Flecketal., 1980)，然而，Staceyetal. (1985)認(rèn)為其活動(dòng)期最早在630 Ma就開始了，630～600 Ma是右旋系統(tǒng)， 530 Ma變?yōu)樽笮到y(tǒng)。

3 阿拉伯-努比亞地盾構(gòu)造演化

阿拉伯-努比亞地盾也是全球研究的熱點(diǎn)，因?yàn)樗幸徽啄贻p大陸地殼形成的完整記錄，并且因?yàn)楹写罅康纳呔G巖，可以提供貫穿整個(gè)新元古代時(shí)期有別于現(xiàn)代板塊構(gòu)造邊界的過程(Abdelsalametal., 1996)。它記錄了一個(gè)長期的造山演化歷史，經(jīng)歷了從大洋俯沖、島弧形成及弧后的巖漿作用(>700 Ma)到大陸板塊碰撞地體的合并(700～620 Ma)，再到新生地殼的逃逸構(gòu)造、走滑剪切、張性斷裂(620～550 Ma)一系列的構(gòu)造演化過程(Küster, 2009; Johnsonetal., 2011)(圖2)。根據(jù)本區(qū)構(gòu)造特征及年代數(shù)據(jù)，可以分為以下幾個(gè)構(gòu)造演化階段，現(xiàn)分述如下。

3.1 洋盆形成階段(870～800 Ma)

新元古代末，大約870～800 Ma羅迪尼亞泛大陸開始發(fā)生的裂解事件，被認(rèn)為是岡瓦納旋回的前奏，表現(xiàn)為廣泛發(fā)育的拉伸、裂谷作用以及陸內(nèi)盆地和洋盆的形成。Abdelsalametal.(1996)認(rèn)為大約850～900百萬年，Rodinia高緯度地區(qū)的斷裂，導(dǎo)致莫桑比克海域洋的形成；關(guān)于羅迪尼亞破裂的時(shí)間部分學(xué)者認(rèn)為集中在0.75～0.60 Ga(Park, 1994; Young, 1995)。Powelletal.(1993)提出勞倫古陸與東岡瓦納古陸在0.7 Ga開始從羅迪尼亞大陸分離，東岡瓦納相對勞倫古陸反時(shí)針旋轉(zhuǎn)，形成古太平洋盆地，與此同時(shí)印度與東非板塊會聚，形成莫桑比克造山帶。

圖2 ANS不同演化階段的簡要圖解(據(jù)Stern et al., 2010改編)Fig. 2 Evolution of different stages of ANS(modified from Stern et al., 2010)

3.2 洋殼俯沖階段(800～670 Ma)

大約800～670 Ma大洋島弧/弧后盆地混雜體同時(shí)堆積形成了阿拉伯-努比亞地盾新生物質(zhì)，地體的增生導(dǎo)致了弧弧縫合帶的形成(Abdelsalametal., 1996)，該階段經(jīng)歷了從大洋俯沖、島弧形成及弧后的巖漿作用(800～670 Ma)到大陸板塊碰撞地體的拼合(700～620 Ma)，這期間形成了大量島弧和沉積盆地(Jarraretal., 2003; Moghazi, 2003)，并伴隨鈣堿性、堿性巖漿巖的侵入(Eyal,etal., 2010)。俯沖過程形成的島弧巖漿巖以玄武巖、玄武質(zhì)安山巖、英安巖為主，凝灰?guī)r常呈層狀發(fā)育在弧內(nèi)盆地中，弧后盆地則發(fā)育了大量的蛇綠巖(Stern, 1981; Ramlyetal., 1998)。島弧活動(dòng)持續(xù)了近200 Ma(Stern, 1994)，這和ANS鐵鎂質(zhì)地殼和巖石圈地幔形成是一致的。

至650 Ma，阿拉伯-努比亞地盾大部分地殼已經(jīng)形成，尤其是南部區(qū)域，幾個(gè)重要的地體構(gòu)造演化為：780～750 Ma西部大洋島弧地體沿著Barka, Bi’r Umq-Nakasib縫合帶拼合，形成了ANS的中心地體，到700 Ma Midyan 地體和中心地體碰撞，形成Yanbu-SolHamed-Allaqi-Heiani縫合帶，至此這些地體組合成ANS最核心的地體，稱為“島弧或大洋地體”(Stoeseretal., 2006)。該地體于680～640 Ma與Afif和Nabitah地體拼合形成了原始的阿拉伯-努比亞地盾(pANS)，并遭受了變質(zhì)、變形及巖漿作用，統(tǒng)稱為Nabitah造山作用(Stoeseretal., 1988)。與Nabitah造山運(yùn)動(dòng)有關(guān)的巖漿作用導(dǎo)致沿Nabitah斷裂帶發(fā)育構(gòu)造片麻巖。>689 Ma洋殼的俯沖形成了Al Amar島弧火山巖和其他相關(guān)的巖漿巖，約680 Ma，ANS東北部發(fā)育了Halaban蛇綠巖，兩側(cè)為洋盆，大洋物質(zhì)的沉積形成了Abt組，但30 Ma后Al Amar島弧火山巖和Abt組才增生到ANS之上。大洋板塊向pANS的俯沖作用最終導(dǎo)致地體的拼合，形成了縫合帶。

3.3 造山階段(650～550 Ma)

前一階段大陸板塊地體的拼合導(dǎo)致了大量縫合帶的形成，之后在650～550 Ma ANS主體進(jìn)入了造山階段。阿拉伯-努比亞地盾與前新元古代東西部的大陸板塊相撞 (Stoeseretal., 1988；Abdelsalametal., 1991；Sternetal., 1993)，使阿拉伯-努比亞地盾發(fā)生變形，產(chǎn)生了沿正北走向的縮短區(qū)域和多數(shù)北西向左旋走滑斷層及少量北東向右旋走滑斷層(Berhe，1990; Bonaviaetal., 1993; Aleneetal., 1993)。

3.4 后造山階段(550 Ma～三疊紀(jì))

ANS的造山運(yùn)動(dòng)結(jié)束于560～550 Ma，之后至少到545 Ma，該區(qū)又經(jīng)歷了一系列的巖漿侵入活動(dòng)(Johnsonetal., 2011)。Gabyetal(1988)認(rèn)為ANS造山運(yùn)動(dòng)結(jié)束于570 Ma，之后直到三疊紀(jì)，板塊進(jìn)入克拉通化階段。這期間在熱流和早期的抬升作用下，基底間歇式的侵入了弱堿性和過堿性的A型花崗巖體，并伴有Mo、Sn、W、Nb-Ta及U的礦化。

4 阿拉伯-努比亞地盾的金成礦作用

目前在ANS中發(fā)現(xiàn)了大量金礦點(diǎn)或礦床(圖1)，這些金礦床或礦點(diǎn)有不同的成因類型。金可以賦存于多種巖石中，包括碳酸鹽化超鐵鎂質(zhì)巖石、輝綠巖-花崗巖接觸帶、火山噴流巖及塊狀硫化物中(Zoheir, 2008; Gabretal., 2010)。根據(jù)構(gòu)造背景及賦礦圍巖，ANS原生金礦化可以劃分為三類：

(1) 與火山沉積序列有關(guān)的金礦化，包括VMS型和淺成熱液型。VMS型的實(shí)例有埃塞俄比亞的Kata 和Abetselo，沙特的Al Hajar 礦床，蘇丹東北部的Adi Nefas礦床，厄立特里亞Debarwa礦床，以及埃塞俄比亞的Gedemsa、Tendaho和Corbetti金礦床。某些VMS礦床中的金可能為后期斷層系統(tǒng)改造形成(Flecketal., 1976)，淺成熱液型金礦的形成也可能與后期熱液疊加富集有關(guān)。Dubéetal(2007)識別出兩種VMS礦床富金的成因模式：(1) 火山沉積過程形成的VMS型同生貧金礦化在后期區(qū)域變形中富集了金；(2) 同火山沉積過程產(chǎn)生的富金熱液形成的金礦化。

(2) 與碳酸鹽化蛇綠巖帶相關(guān)的金礦化，如埃及的Barramiya、 El Sid和Hutite礦床。Nabitah、Al Amar、Bi’r Umq和Yanbu等蛇綠巖帶都是重要的金礦帶。

(3) 與后造山或造山晚期閃長巖-花崗巖或相關(guān)的次火山巖有關(guān)的金礦化。如Sukhaybarat、Zalm、 Bulghah、Bi’r Tawilah、Ad Duwayhi和Jabal Ghadarah 礦床(Doebrichetal., 2004)，這些礦床受礦化類型主要受構(gòu)造巖漿活動(dòng)的控制，形成了中溫脈狀金礦化，以少量浸染狀，網(wǎng)脈狀并伴有Sn-W-Ta-Nb礦化的石英脈為特征。

Botros(1991)認(rèn)為ANS的金礦成礦經(jīng)歷了多個(gè)地質(zhì)年代，與從寒武紀(jì)到第三紀(jì)的ANS周期性反復(fù)發(fā)生的火山活動(dòng)有關(guān)。各階段金礦化特征概述如下。

4.1 洋殼俯沖階段的金礦化

洋殼俯沖階段(島弧階段)的金礦化特征(Botros, 2002)是：金賦存在阿爾戈馬(Algoma)型含鐵建造層(BIF)、凝灰質(zhì)變質(zhì)碎屑巖，或火山塊狀硫化物礦床內(nèi)。

4.1.1 含鐵建造(BIF)中的金礦化

Algoma型BIF中的金礦形成于島弧/弧后盆地或克拉通內(nèi)部裂谷帶，常與枕狀安山巖、凝灰?guī)r和火山碎屑巖等密切伴生。

洋殼俯沖階段含鐵建造層中的金礦床，在東部沙漠層狀火山巖和火山碎屑巖中零散分布，除了位于較北部的Semna和Abu Marawa兩處礦化外，大都位于東部沙漠的中心。東部沙漠中的含鐵建造同太古宇及稍年輕的火山巖組合類似，屬于Algoma型礦床，時(shí)間空間上同火山活動(dòng)關(guān)系密切(Simsetal., 1984; Alyetal., 1992)。

東部沙漠中大部分含鐵建造屬于氧化物相，其中的鐵礦物主要以赤鐵礦和磁鐵礦為代表，也可發(fā)現(xiàn)有碳酸鹽相和硫化物相的礦物存在(Alyetal., 1992)。對Abu Marawat金礦遠(yuǎn)景的研究發(fā)現(xiàn)，金礦化與含鐵建造層的氧化物相有關(guān)(Botros, 1991)。該區(qū)含鐵建造(BIF)位于Abe Marawat的Gabal山上部，海拔高度達(dá)948 m。在火山-沉積巖系里BIF的分布有著非常明顯的界線。

火山巖主要是枕狀的玄武巖，在島弧早期(不成熟島弧)形成(Botros, 1991)。Abu Marawat金勘查區(qū)的沉積巖以雜砂巖、層狀的卵石泥巖、多相碎屑礫巖為代表，火山-沉積巖的區(qū)域變質(zhì)程度達(dá)到綠片巖相。

4.1.2 變質(zhì)凝灰沉積巖中的金礦化

變質(zhì)凝灰沉積巖往往呈條帶狀、層紋狀，與BIF 互呈夾層，通常賦存金礦化(Botros, 1993)。金礦化露頭可見火山巖和火山碎屑巖相互呈夾層。埃及東部沙漠火山巖地層內(nèi)的這種金礦化可能代表火山活動(dòng)的間隙或結(jié)束。在島弧火山巖或火山碎屑巖地區(qū)，BIF的存在證實(shí)了這種間隙，BIF也被認(rèn)為是火山活動(dòng)過程中間隙沉淀的化學(xué)沉積物(Simsetal., 1984)。

含金的凝灰質(zhì)沉積巖中有異常高的金，如在Abu Marawat地區(qū)達(dá)到11.62×10-6(Botros, 1991)，屬于噴流沉積礦床的一種，類似現(xiàn)在的溫泉或噴氣機(jī)構(gòu)。

蘇丹潔比特(Geheit)金礦是該類金礦的一個(gè)例子。潔比特金礦地處紅海州，是世界上最古老的金礦山之一。截至目前生產(chǎn)黃金超過5000 kg，目前的勘查工作仍在繼續(xù)。

潔比特金礦賦存于一組安山質(zhì)火山巖和火山沉積巖中。巖性為互層狀凝灰?guī)r組、斑狀安山巖、安山質(zhì)碎屑巖和細(xì)粒凝灰?guī)r等(任小安等, 1998)。礦床處于走向近南北并向南傾伏的區(qū)域性弧形背斜軸部范圍內(nèi)，由一系列含金構(gòu)造剪切帶組成。剪切帶規(guī)模及含金性等特征變化較大。含金剪切帶一般由塊狀深灰色石英脈-含石英脈的剪切凝灰?guī)r-主剪切帶組成，且多被小剪切帶或巖墻切割破壞，礦帶兩端也多終止于不含礦或具微弱金礦化的剪切帶或巖墻。潔比特礦區(qū)的金礦化及相應(yīng)的熱液蝕變平行于區(qū)域構(gòu)造，呈NE向延伸，金礦化作用受地層控制明顯，多局限于凝灰?guī)r和安山巖接觸帶內(nèi)。

礦區(qū)內(nèi)共有9條主要含礦脈帶。脈帶主要受構(gòu)造控制，礦體呈脈狀或透鏡狀，品位變化較大，連續(xù)性較差。品位在1.0×10-6～38.4×10-6之間。礦區(qū)內(nèi)金礦物主要以自然金形式賦存在3種類型的礦物中，即脈石礦物：包括石英、綠泥石、絹云母粘土礦物等；礦石礦物：包括毒砂、黃鐵礦、白鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦等；表生礦物：包括褐鐵礦、藍(lán)銅礦、臭蔥石等。金顆粒大小多在0.01～0.05 mm，最大可達(dá)1 mm以上，主要呈片狀、小顆粒狀，包裹狀或亞微粒狀賦存于石英脈及其它礦物中，其中尤以石英、毒砂、黃鐵礦中金含最較高。

礦區(qū)內(nèi)近礦圍巖蝕變主要有硅化、毒砂化、黃鐵礦化、綠泥石化、片理巖化以及絹云母化、碳酸鹽化等，其中硅化、毒砂化、片理巖化等與金礦化關(guān)系密切。

4.1.3 火山塊狀硫化物礦床中的金

在東部沙漠的島弧火山巖和火山碎屑巖帶，分布眾多的、但通常規(guī)模都較小的塊狀硫化物礦床，火山成因的塊狀硫化物礦床是火山雜巖體的一部分，與其同期產(chǎn)出。

埃及的塊狀硫化物礦床研究主要集中在Umm Samiuki礦床。該礦床儲量最大，品位很高。在該區(qū)域，存在兩套火山巖組合，分別為老的Wadi Umm Samiuki火山巖和年輕的Hamamid組合。WadiUmm Samiuki火山巖是由一套厚層海底旋回的基性-酸性火山巖夾層紋狀凝灰?guī)r組成的系列，而Abu Hamamid組則存在明顯的兩期火山旋回，每一期火山旋回以枕狀玄武巖出現(xiàn)開始，以厚層流紋質(zhì)火山碎屑巖的形成結(jié)束。火山口巖體是第一火山旋回酸性階段的噴發(fā)中心。塊狀硫化物礦體賦存于Abu Hamamid組第一旋回的酸性粗火山碎屑沉積巖系中。礦體沿著一特殊的層位分布，也就是說，該層位一方面將角礫狀流紋巖和火山口相分開，另一方面將角礫狀流紋巖與及含礦層狀凝灰?guī)r分開。塊狀硫化物礦體的上盤接觸界線清晰易于圈定，而下盤存在管狀或漏斗狀的蝕變。在Umm Samiuki地區(qū)，礦體下部蝕變帶以綠泥石化、滑石化為主要特征，伴以不同數(shù)量的碳酸鹽和透閃石(Rasmayetal., 1983)。

金在塊狀硫化物礦體和下盤蝕變帶都有產(chǎn)出。與Umm Samiuki礦體相比，Darhib、Abu Gurdi和Um Selimat蝕變帶中的金品位更高。Umm Samiuki塊狀硫化物礦體中與硫化物中伴生的金豐度從高到低依次為閃鋅礦、黃銅礦、黃鐵礦和方鉛礦。另一方面，Darhib和Abu Gurdi蝕變帶中的礦石礦物伴生金的豐度從高到低依次為黃銅礦、黃鐵礦、閃鋅礦和方鉛礦。很明顯，蝕變帶中金與黃銅礦關(guān)系密切，看來上升的熱液流體在到達(dá)海底之前已經(jīng)沉淀了金和銅(Botros, 2002)。

蘇丹紅海州的哈塞(Hassai)金礦也是一個(gè)典型例子。哈塞金礦是目前蘇丹國最大規(guī)模的生產(chǎn)礦山，包括哈塞南等14個(gè)礦段，已生產(chǎn)黃金60余噸?；鹕綁K狀硫化物中的金賦存于元古代形成的Ariab綠巖帶內(nèi)。圍巖包括雙峰式火山巖、火山和碎屑沉積地層和晚期侵入的花崗巖?；鹕綆r分布于NEE-SWW向展布的復(fù)式背斜的核部，傾向NW，伏于沉積巖下方。區(qū)內(nèi)發(fā)生2期褶皺作用，1期平行于片理面，2期應(yīng)力方向垂直于1期，造成了巖層產(chǎn)狀的變化。3組斷裂(走向NEE, NW, NNE)切穿所有地層。

大多數(shù)礦體與Ariab巖系關(guān)系密切。Ariah巖系大致可分為5個(gè)巖石單元：A單元為玄武巖，被閃長巖和輝長巖切割；B單元由厚層安山質(zhì)和英安質(zhì)熔巖夾火山碎屑巖組成；C單元由酸性的富Na流紋質(zhì)和流紋英安質(zhì)熔巖、凝灰?guī)r和巖丘組成；D單元為中-基性熔巖，是塊狀硫化物和金礦床賦存的主要層位，厚度不大(10～100 m)且不連續(xù)；E單元為厚大的沉積巖，與火山巖整合。

礦區(qū)內(nèi)有幾個(gè)期次的深成侵入巖，有些與火山沉積作用同期，但大多數(shù)形成于構(gòu)造作用之后。稀土元素和微最元素表明，區(qū)內(nèi)巖漿作用從拉斑玄武質(zhì)島弧火山作用向鈣堿性熔巖作用演化，前者是巖系的基礎(chǔ)，后者與礦化作用有關(guān)。

4.2 造山階段的金礦化

阿拉伯-努比亞地盾的金礦化主要形成于造山階段，多集中在650～615 Ma，主要礦化類型為含金石英-碳酸鹽脈，與造山運(yùn)動(dòng)(680～650 Ma)的鈣堿性閃長巖、花崗閃長巖或花崗巖侵入體有關(guān)。金礦化常沿蛇綠巖套的蛇紋巖剪切接觸帶分布。此外，這個(gè)階段的金礦化類型還有與斑巖銅礦化有關(guān)的金礦化。

4.2.1 金-石英-碳酸鹽脈

ANS的含金石英-碳酸鹽脈金礦床成因類型可歸為造山型金礦，空間上多受擠壓變形、剪切、走滑斷裂的控制，優(yōu)先賦存于中性巖體的邊緣或與圍巖的接觸帶中。大部分礦點(diǎn)沿Nabitah造山帶分布(圖1)，其次多分布在Allaqi縫合帶南部剪切變形的巖石中(Kuskyetal., 2002)、Gabg-aba地體內(nèi)、厄立特里亞Asmara塊體擠壓變形剪切帶內(nèi)(Ghebreabetal., 2009)、埃塞俄比亞Tokar 地體和 Queissan地體高度變形的巖石中。在埃及東南部荒漠地帶，NW-SE走向的脈體礦化始于弧弧碰撞時(shí)期，之后又遭受了后期的褶皺及左旋剪切變形(Abdeenetal., 2008)。

脈狀金礦床是在與區(qū)域變質(zhì)(綠片巖-角閃巖相)同步的造山期形成的，并伴隨有鈣堿性I型花崗巖(Husseinetal., 1982)。脈狀金礦化主要賦存在變質(zhì)巖內(nèi)，或變質(zhì)巖周圍的花崗巖里。大部分含金石英脈賦存在變質(zhì)程度達(dá)角閃巖相-綠片巖相的邊界之下的變質(zhì)巖中。這樣的變質(zhì)T-P條件有利于賦礦的脆-韌性構(gòu)造形成。脆-韌性變形的特征是由流體壓力的波動(dòng)、多期裂隙帶的形成、流體沿裂隙帶通道的運(yùn)移等為特征(Kerrich, 1986)，在某些地段有利于金成礦的條件。

蘇丹哈馬迪(Hamadi)金礦是一個(gè)重要例子。哈馬迪金礦地處尼羅州尼羅河西側(cè)，目前一座年產(chǎn)10萬噸礦石的露采-堆浸礦山在生產(chǎn)，截止2011年已累計(jì)生產(chǎn)黃金200多千克。在區(qū)內(nèi)7個(gè)礦段共圈定23條石英脈+蝕變巖型金礦體，礦體平均品位1.01×10-6～16.9×10-6(胡建勇等, 2011)。

區(qū)內(nèi)出露的地層為一套新元古界中深變質(zhì)巖組合，巖性為斜長角閃片麻巖、云母斜長片麻巖、角閃片巖、石榴黑云鈉長片巖、石榴鈉長石英片巖、石英云母片巖和云母片巖等。最大分布的石英呈透鏡狀或脈狀產(chǎn)于片巖、片麻巖的面理或各種張性裂隙中(胡建勇等, 2011)。礦區(qū)西部和北部片麻巖的片麻理總體呈NEE-NE向展布，傾向NW，傾角20°～50°。在東部片麻理方向近SN、傾向NWW，傾角40°～70°。金礦體受褶皺構(gòu)造、片理化帶及張性斷裂、巖性等控制，主要產(chǎn)在哈馬迪背形的核部和兩翼。礦體賦存在藍(lán)灰色石英脈及兩側(cè)圍巖蝕變帶內(nèi)。有3個(gè)礦化較為集中的長度100～300 m、寬20～60 m的地段。礦體呈脈狀、透鏡狀,產(chǎn)狀大多與圍巖一致，極少數(shù)礦體產(chǎn)于穿層裂隙內(nèi)。主要的圍巖蝕變類型有黃鐵絹英巖化，其次有綠簾石化、綠泥石化和碳酸鹽化等。

礦石中金以自然金形式存在。金屬礦物有黃鐵礦、毒砂和少量的白鐵礦，次生氧化鐵礦物為褐鐵礦，偶見孔雀石；脈石礦物有石英、石榴石、鈉長石、絹云母和角閃石等。

4.2.2 與斑巖銅礦有關(guān)的金礦化

Botros(1998)提出埃及Um Monqul南部的金礦化與世界上斑巖銅礦系統(tǒng)有很多相似之處，酸性硫酸鹽蝕變的存在反映了斑巖礦床的普遍特征。

Um Monqul斑巖銅金礦化的圍巖特征包括花崗閃長巖、黑云母花崗巖、花崗斑巖等一系列侵入巖，并伴隨Dokhan火山巖。這些巖石組合是形成斑巖銅金礦床的基礎(chǔ)，與活動(dòng)大陸邊緣的造山作用關(guān)系緊密，洋殼持續(xù)向大陸邊緣的俯沖會導(dǎo)致斑巖銅礦化及貴金屬礦床的形成。與斑巖銅礦化有關(guān)的金礦化具有以下特征(Botros, 2002)：① 金賦存于花崗斑巖細(xì)小的次生石英細(xì)脈中，硫化物呈浸染狀產(chǎn)出，為主要的載金礦物；② 金賦存于酸性-硫酸巖化的重晶石脈中，高硫礦物硫砷銅礦、斑銅礦、黃銅礦為主要的載金礦物；③ 金呈細(xì)小的斑點(diǎn)狀產(chǎn)出于磁鐵礦中。

4.3 后造山階段的金礦化

與后造山期有關(guān)的金礦化以少量浸染狀、網(wǎng)脈狀并伴有Sn-W-Ta-Nb礦化的石英脈為特征。在埃及Abu Dabbab地區(qū)，賦存在變花崗巖中的鉭-鈮礦化物中有微量金存在，這種變花崗巖具有過鋁質(zhì)A型花崗巖特征，推測含金熱液和其有關(guān)。另外，在Um Bissilla和Igla地區(qū)，含有稀有金屬的石英脈中也有金(0.5×10-6～24×10-6)的存在(Sabetetal., 1976)。Mohamedetal.(1998)對含金的Sn-W石英脈做了流體包裹體研究，根據(jù)Sn-W沉淀的溫度推測金沉淀的溫度集中在320～230℃，最小壓力介于220～160 MPa。

5 結(jié)論

(1) 阿拉伯-努比亞地盾(ANS)是由于威爾遜旋回末期岡瓦納大陸東西兩部分碰撞形成的，是900～550 Ma期間岡瓦納超大陸匯聚過程中形成的增生造山帶，也被認(rèn)為是泛非造山運(yùn)動(dòng)。它記錄了一個(gè)長期的造山演化歷史，經(jīng)歷了從大洋俯沖、島弧形成及弧后的巖漿作用(>700 Ma)到大陸板塊碰撞地體的拼貼(700～620 Ma)，再到新生地殼的走滑剪切、張性斷裂(620～550 Ma)一系列的構(gòu)造演化過程。該地盾演化可劃分為四個(gè)階段：① 洋盆形成階段；② 洋殼俯沖階段；③ 造山階段；④ 后造山階段。

(2) ANS中金礦床或礦點(diǎn)有不同的成因類型，金可以賦存于多種巖石中，包括碳酸鹽化超鐵鎂質(zhì)巖石、輝綠巖-花崗巖接觸帶、火山噴流巖及塊狀硫化物中。根據(jù)構(gòu)造背景及賦礦圍巖特征，ANS原生金礦化可以劃分為三類：① 與火山-沉積巖系有關(guān)的金礦化，包括VMS型和淺成熱液型；② 與碳酸鹽化蛇綠巖帶有關(guān)的金礦化；③ 與后造山或造山晚期閃長巖-花崗巖巖體及其次火山巖有關(guān)的金礦化。

(3) ANS的金成礦經(jīng)歷了多個(gè)地質(zhì)時(shí)期，與從寒武紀(jì)到第三紀(jì)的ANS周期性反復(fù)發(fā)生的火山活動(dòng)相關(guān)。① 洋殼俯沖階段的金礦化賦存在BIF建造、變質(zhì)凝灰質(zhì)碎屑巖建造，以及VMS礦床內(nèi)；② 造山階段的金礦化主要類型為含金石英-碳酸鹽脈，也有與斑巖銅礦化有關(guān)的金礦化；③ 與后造山期有關(guān)的金礦化以少量浸染狀-網(wǎng)脈狀并伴有Sn-W-Ta-Nb礦化的石英脈為特征。

Abdeen M.M., Sadek M.F., Greiling R.O. 2008. Thrusting and multiple folding in the Neoproterozoic Pan-African basemenet of Wadi Hodein area, south Eastern Desert, Egypt[J]. Journal of African Earth Sciences, 52: 21-29

Abdelsalam M. G. 1994. The Oko shear zone: Postaccretionary deformations in the Arabian-Nubian Shield[J]. Journal Geological Society London,151:767-776

Abdelsalam M. G., Dawoud A. S. 1991. The Kabus ophiolitic melange, Sudan, and its bearing on the west boundary of the Nubian Shield[J]. Journal Geological Society London, 148:83-92

Abdelsalam MG, Stern RJ. 1996. Sutures and shear zones in the Arabian-Nubian Shield[J]. Journal of African Earth Sciences, 23(3):289-310

Agar R. A. 1985. Stratigraphy and paleogeography of the Siham group: direct evidence for a late Proterozoic continental micro-plate and active continental margin in the Saudi Arabian Shield[J]. Journal Geological Society London, 142:1205-1220

Agar R. A. 1987. The Najd fault system revisited: A two way strike-slip orogen in the Saudi Arabian Shield[J]. Journal Structural Geology, 9:41-48

Alene M., Barker A. J. 1993. Tectono-metamorphic evolution of the Moyale region, south Ethiopia[J]. Precambrian Research, 62:271-283

Aly S.M., Salem I.A., Sharkawy M.F., 1992. Mineralogical studies on Gebel El-Hadid iron ore, Eastern Desert, Egypt[J]. Egypt. Mineral, 4:1-21

Ayalew T., Bell K., Moore J. M., Parrish R. R. 1990. U-Pb and Rb-Sr geochronology of the west Ethiopian Shield[J]. Geological Society America Bulletin, 102:1309-1316

Bakor A. R., Gass I. G., Neary C. R. 1976. Jebel al Wask, northwest Saudi Arabia: An Eocambrian back-arc ophiolite[J]. Earth Planet Science Letters, 30:1-9

Berhe S. M. 1990. Ophiolites in northeast and east Africa: Implication for Proterozoic crustal growth[J]. Journal Geological Society London, 147:41-57

Bonavia F. F., Chorowicz J. 1993. Neoproterozoic structures in the Mozambique orogenic belt of south Ethiopia[J]. Precambrian Research, 62:307-322

Botros. 2002. Metallogeny of gold in relation to the evolution of the Nubian Shield in Egypt[J]. Ore Geology Reviews, 19:137-164

Botros N.S., 1991. Geological and geochemical studies on some gold occurrences in the north Eastern Desert, Egypt[D]. Zagazig, Egypt: Zagazig Univ:146

Botros N.S., 1993. New prospects for gold mineralization in Egypt[J]. Ann. Geol. Surv. Egypt, 19:47-56

Botros N.S. 1998. Alluvial gold: A pathfinder for a porphyry copper mineralization in South Um Monqul prospect, Eastern Desert, Egypt[J]. Arab Gulf J. Sci., 16 (3): 497-517

Botros N.S. 2002. Metallogeny of gold in relation to the evolution of the Nubian shield in Egypt[J]. Ore Geology Reviews, 19:137-164

Doebrich J.L., Zahony S.G., Leavitt J.D., Portacio Jr. J.S., Siddiqui A.A., Wooden, J.L., Fleck, R.J., Stein, H.J., 2004. Ad Duwayhi, Saudi Arabia: geology and geochronology of a Neoproterozoic intrusion-related gold system in the Arabian Shield[J]. Economic Geology, 99:713-741

Drury S. A., Berhe S. M. 1993. Accretion tectonics in northern Eritrea revealed by remotely sensed imagery[J]. Geological Magazine, 130:177-190

Dubé B., Gosselin P., Mercier-Langevin P., Hannington M., Galley A. 2007. Gold-rich volcanogenic massive sulphide deposits. In: Goodfellow, W.D. (Ed.), Mineral Deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit-Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and Exploration Methods[J]. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication,5:75-94

Ramly M. F., Greiling R. O., Küster A., Rashwan A. A. 1984. On the tectonic evolution of the Wadi Hafafit area and environs, Eastern Desert of Egypt[J]. Faculty Earth Science Bulletin, King Abdulaziz University, Jeddah, 6:113-126

Ramly M.F., Soliman F.A., Rasmay A.H., Abu Elfarh M.H.1998. Petrographic and geochemical characteristics of the islandarc volcanic rocks in the area between Wadi Garf and Wadi Um Khariga, Central Eastern Desert of Egypt[J]. Ann. Geol. Surv. Egypt 21:1-22

Eyal M., Litvinovsky B., Jahn B.M., Zanvilevich A., Katzir Y. 2010. Origin and evolution of post-collisional magmatism: coeval Neoproterozoic calc-alkaline and alkaline suites of the Sinai Peninsula[J]. Chemical Geology, 269:153-179

Fitches W. R., Graham, R. H., Hussein I. M., Ries A. C., Shackleton R. M., Price R. C. 1983. The late Proterozoic ophiolite of Sol Hamed, northeast Sudan[J]. Precambrian Research,19:385-411

Fleck R. J, Greenwood W. R., Hadley D. G., Anderson R. E., Schmidt D. L. 1980. Age and evolution of the south part of the Arabian Shield[J]. Institute Applied Geology Bulletin, King Abdulaziz University, Jeddah 3:1-19

Fleck R.J., Coleman R.G., Cornwall H.R., Greenwood W.R., Hadley D.G., Prinz W.C., Ratte J.S., Schmidt D.L. 1976. Potassium-argon geochronology of the Arabian shield, Kingdom of Saudi Arabia[J]. Geological Society of America Bulletin, 87:9-21

Gabr S., Ghulam A., Kusky T. 2010. Detecting areas of high-potential gold mineralization using ASTER data[J]. Ore Geology Reviews, 38:59-69

Ghebreab W., Greiling R., Solomon S. 2009. Structural setting of Neoproterozoic mineralization, Asmara district, Eritrea[J]. Journal of African Earth Sciences, 55: 219-235

Helmy H.M., Kaindl R., Fritz H. 2004. The Sukari gold mine, Eastern Desert-Egypt: structural setting, mineralogy and fluid inclusion study[J]. Mineralium Deposita, 39:495-511

Hu Jian-yong, Yang Lun, Li Hui, Liu Jian-quan. 2011. Metallogeneis and prospect of gold deposits in Northeast Sudan[J]. Geology and Exploration, 47(3):505-511(in Chinese with English abstract)

Hussein A.A., Ali M.M., El Ramly M.F., 1982. A proposed new classification of the granites of Egypt[J]. J. Volcanol. Geotherm. Res. 14:187-198

Jarrar G., Stern R.J., Saffarini G., Al-Zubi H. 2003. Late-and post-orogenic Neoproterozoic intrusions of Jordan: Implications for crustal growth in the northernmost segment of the East African Orogen[J]. Precambrian Research, 123:295-319

Johnson P. R. 2011. Late Cryogenian-Ediacaran history of the Arabian-Nubian Shield: A review of depositional, plutonic, structural, and tectonic events in the closing stages of the northern East African Orogen[J]. Journal of African Sciences, 61:167-232

Kerrich R. 1986. Fluid infiltration into fault zones. Chemical, isotopic and mechanical effects[J]. Pure Appl. Geophys., 124:225-244

Kusky T.M., Ramadan T. 2002. Structural controls on Neoproterozoic mineralization in the SE Desert, Egypt. An integrated field, Landsat TM, and SIR C/X approach[J]. Journal of African Earth Sciences, 35:107-121

Küster D. 2009. Granitoid-hosted Ta mineralization in the Arabian-Nubian Shield: ore deposit types, tectono-metallogenic setting and petrogenetic framework[J]. Ore Geology Reviews, 35:68-86

Miller M. M., Dixon T. H. 1992. Late Proterozoic evolution of the north part of the Hamisana zone, northeast Sudan: constraints on Pan-African accretionary tectonics[J]. Journal Geological Society London, 149:743-750

Moghazi A.M., 2003. Geochemistry and petrogenesis of a high-K calc-alkaline Dokhan Volcanic suite, South Safaga area, Egypt: the role of late Neoproterozoic crustal extension[J]. Precambrian Research, 125:161-178

Mohamed M.A., Bishara W.W. 1998. Fluid inclusions study on Sn-W mineralization at Igla area, central Eastern Desert, Egypt[J]. Egypt. J. Geol.,42:207-220

Mosely P. N. 1993. Geological evolution of the late Proterozoic "Mozambique Belt" of Kenya[J]. Tectonophysics, 221:223-250

Park J K. 1994. Palaeomagnetic constraints on the position of Laurentia from middle Neoproterozpic to early Cambrain time[J]. Precambrian Research, 69:95-112

Powell C M, Li Z X, McElhinny M W. 1993. Paleomagnetic constraints on timing of the Neoproterozoic breakup of Rodinia and the Cambrian formation of Gondwana[J]. Geology, 21: 889-892

Rasmay A.H., Takla M.A., Gad M.A. 1983. Alteration associated with ore formation at Umm Samiuki, south Eastern Desert, Egypt[J]. Ann. Geol. Surv. Egypt, 13:1-21

Ren Xiao-an, Shen Rui-jin, Chen Xian-liang. 1998. A superficial discussion on geological charcteristics of Gebeit gold ore, Sudan[J]. Hunan Geology, 17(1):34-36(in Chinese with English abstract)

Sabet A.H., Bordonosov, V.P. 1984. The gold ore formations in the eastern desert of Egypt[J]. Ann. Geol. Surv. Egypt, 16:35-42

Sabet A.H., Tscgoev V.B., Bordonosov V.P., Babourin L.M., Zalata A.A., Francis M.H., 1976. On gold mineralization in the Eastern Desert of Egypt[J]. Ann. Geol. Surv. Egypt, 6:201- 212

Shackleton R. M. 1994. Review of late Proterozoic sutures, ophiolitic melanges and tectonics of eastern Egypt and northeast Sudan[J]. Geologische Rundschau, 83:537-546

Sims P.K., James H.L., 1984. Banded iron formation of later proterozoic age in the Central Eastern Desert, Egypt: geology and tectonic setting[J]. Econ. Geol.,79: 1777-1784

Stacey J. S., Agar R. A. 1985. U-Pb isotopic evidence for the accretion of a continental micro-plate in the Zalm region of the Saudi Arabian Shield[J]. Journal Geological Society London, 142: 1189-1203

Stern R. J., Hedge C. E. 1985. Geochronologic and isotopic constraints on late Precambrian crustal evolution in the Eastern Desert of Egypt[J]. American Journal Science, 285: 97-127

Stern R. J., Küster A. 1993. Geochronologic and isotopic constraints on the late Precambrian crustal evolution m northeast Sudan[J]. Journal Geology, 101:555-574

Stern R. J., Nielsen K. C., Best E., Sultan M., Arvidson R E., Kr6ner A. 1990. Orientation of late Precambrian sutures in the Arabian-Nubian Shield[J]. Geology, 18: 1103-1106

Stern R.J., Johnson P.R. 2010. Continental lithosphere of the Arabian Plate: a geologic, petrologic, and geophysical synthesis[J]. Earth-Science Reviews, 101:29-67

Stern R.J. 1981. Petrogenesis and tectonic setting of the late Precambrian ensimatic volcanic rocks, Central Eastern Desert of Egypt[J]. Precambrian Res., 16:196-230

Stern R.J. 1994. Arc assembly and continental collision in the Neoproterozoic East African Orogen: implications for the consolidation of Gondwanaland[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 22:319-351

Stoeser D. B., Camp V. E. 1985. Pan-African microplate accretion of the Arabian Shield[J]. Geological Society America Bulletin, 96:817-826

Stoeser D. B., Fleck R. J., Stacey J. S. 1984. Geochronology and origin of an early tonalite gneiss of the Wadi Tarib batholith and the formation of syntectonic gneiss complexes in the southeast Arabian Shield[J]. Faculty Earth Science Bulletin, King Abdulazlz University, Jeddah, 6: 351-364

Stoeser D.B., Frost C.D. 2006. Nd, Pb, Sr, and O isotopic characteristics of Saudi Arabian shield terranes[J]. Chemical Geology, 226: 163-188

Stoeser D.B., Stacey J.S., 1988. Evolution, U-Pb geochronology, and isotope geology of the Pan-African Nabitah orogenic belt of the Saudi Arabian Shield[A]. In: El Gaby, S., Greiling, R.O. (Eds.), The Pan-African belt of NE African and Adjacent Areas[C]. Friedrich, Viewig and Sohn, Braunschweig/Wiesbaden: 227-288

Sultan M., Arvidson R. E., Sturchio N. C. 1986. Mapping of serpentinites in the east Desert of Egypt by using Landsat thematic mapper data[J]. Geology, 14: 995-999

Sultan M., Becker R., Arvidson R. E., Shore P., Stern R. J., El Ally Z., Attia R. I. 1994. New constraints on the Red Sea rifting from correlations of Arabian and Nubian Neoproterozoic outcrops[J]. Tectonics, 12: 1303-1319

Tadesse S., Milesi J.-P., Deschamps Y. 2003. Geology and mineral potential of Ethiopia: a note on geology and mineral map of Ethiopia[J]. Journal of African Earth Sciences, 36:273-313

Warden A. J., Kasmin V., Kiesel W., Pohl W. 1982. Some geochemical data of mafic-ultramafic complex at Tulu Dimtu, Ethiopia and their genetic significance. Sitzungsberichte[J]. Osterreichische Akademie der Wissenscha ften Ma thema tisch Na turwissenscha ftliche, 191: 111-131

Yao Wei, Liu Liang-ming. 2014. Application of the remote sensing technique to gold exploration in the Wadi Halfa district, Nubia shield of North Africa[J]. Geology and Exploration,50(1):0167-0172(in Chinese with English abstract)

Young G M. 1995. Are Neoproterozoic glacial deposits preserved on the margins of Laurentia related to the fragmentation of two supercontinents? [J].Geology, 23:153-156

Zoheir B.A. 2008. Structural controls, temperature-pressure conditions and fluid evolution of orogenic gold mineralisation in Egypt: a case study from the Betam gold mine, south Eastern Desert[J]. Mineralium Deposita, 43:79-95

[附中文參考文獻(xiàn)]

任小安, 沈瑞錦, 陳賢良. 1998. 蘇丹潔比特金形地質(zhì)特征淺析[J]. 湖南地質(zhì), 17(1): 34-36

胡建勇, 楊 倫, 李 輝, 劉建權(quán). 2011. 蘇丹東北部金礦成礦特征及成礦遠(yuǎn)景淺析[J]. 地質(zhì)與勘探, 47(3): 505-511

姚 偉, 劉亮明. 2014. 遙感技術(shù)在北非努比亞地盾Wadi Halfa地區(qū)金礦勘查中的應(yīng)用[J]. 地質(zhì)與勘探, 50(1): 167-172

Tectonic Evolution and Gold Mineralization in the Arabian Nubian Shield (ANS), Northeastern Africa

WEI Hao1, XU Jiu-hua1, WANG Jian-xiong2, ZHANG Guo-rui1, ZHANG Hui1, XU Qing-yang1

(1.ResourceEngineeringDepartment,UniversityofScienceandTechnologyBeijing,Beijing100083; 2.WuhanGeologicalSurveyCenter,ChinaBureauofGeologicalSurvey,Wuhan,Hubei443000)

The Arabian-Nubian Shield (ANS) was an accretion orogenic belt that formed during convergence between the East and West Gondwana land at end of the Wilson cycle from 900 to 500 Ma, which is called the Pan-African orogeny. ANS records a long-term history of orogenic evolution, and experienced an evolution process including ocean subduction, island arc formation, back arc magmatism, then assemblage of a series of terranes, finally the escape tectonics, slip shear and extensional faulting. The tectonic evolution can be divided into four stages: 1) ocean basin (870-800 Ma); 2) ocean crust subduction (800-670 Ma); 3) orogeny (750-550 Ma); and 4) post-orogeny (550 Ma-Triassic). Stages 2-4 are periods of gold mineralization. Gold is mainly hosted in the Algoma type BIF, tuffaceous meta-clastics and VMS deposit during stage 2. Mineralization types of stage 3 are characterized by gold-bearing quart-carbonate vein, porphyry gold mineralization related with copper and gold-bearing quart vein which is associated with gabbro. Whereas, those of stage 4 are mainly composed of disseminated and stockwork gold mineralization with less Sn-W-Ta-Nb. There are currently a large number of gold deposits which belong to different types in the ANS. According to the tectonic settings and wall rocks, the original gold mineralization in ANS can be divided into three types: 1) volcanic sedimentary gold mineralization, such as VMS, epithermal deposit; 2) gold mineralization related to the carbonate and greenstone belt; and 3) gold mineralization associated with diorite-granite plutons or their sub-intrusions.

Arabian Nubian Shield, tectonic evolution, ocean subduction, orogeny, gold deposit type

2014-4-22；

2015-01-06；[責(zé)任編輯]郝情情。

中國地質(zhì)調(diào)查局工作項(xiàng)目(編號 1212011220911)：非洲東北部蘇丹等國重要礦床地質(zhì)背景、成礦作用和找礦潛力研究資助。

魏浩(1981年-)，男，博士后，長期從事礦床學(xué)研究工作。E-mail: ronghaiwei@163.com。

P618

A

0495-5331(2015)02-0383-12