中條-熊耳多期裂谷開合構造及其深部找礦

刁 謙, 真允慶, 牛樹銀, 孫愛群, 宋 濤, 孫 璐

(1.江蘇省有色金屬華東地質勘查局, 南京 210093; 2.中囯冶金地質總局三局, 太原 030002;3.河北地質大學, 石家莊 050031)

“開合構造”是我國三大地質學派, 即黃汲清院士的多旋回學說、張文佑院士的斷塊學說和馬杏垣院士的區域大地構造學說, 三者殊途同歸, 攜手創建的具有中國特色大地構造新思維[1], 是一門研究地質體結構、構造和規律的學科。它不僅揭示了各種地質運動之間的內在聯系和本質特征, 而且對地球的層圈結構, 亦以開合運動為主導, 經旋轉運動調整, 從而達到相對穩定的平衡狀態, 構成開合旋回構造體系, 相繼產生重大的地質事件, 如阜平運動、五臺運動、中條運動、燕山運動等, 并明確其運動的主要動因是熱能和重力能, 指出地核是不斷向地球淺部提供熱能的“熱源庫”, 究其成因機理, 是與板塊俯沖碰撞及地幔柱上隆相聯系的[2-3]。自2004年以來, 由我國地質學家張抗、姜春發、楊巍然等率領的研究集體成立了開合構造專題研究組, 標志著我國對創建開合構造進入了嶄新階段, 其理論研究成果日臻完善, 并為新全球構造觀奮勇探索[4]。

本文作者之一真允慶在1990—1993年期間參與了“中條山區隱伏銅礦找礦研究”的攻關項目, 其成果已在《中條裂谷與落家河銅礦床》[5]和《中條裂谷銅礦床》[6]兩部專著中有所體現。在此基礎上，結合近30年來對緊鄰東秦嶺(峭山、熊耳山及外方山一帶)的研究新成果, 擴大研究視野, 初次提出“中條-熊耳多期裂谷”新認識, 試圖運用開合旋回的理念, 剖析和探討其成礦作用、控礦因素，并給出了深部找礦建議。文中不妥之處, 誠摯歡迎批評指正。

1 中條-熊耳多期裂谷開合構造特征概述

黃汲清等[7]根據中國地質實際, 最早認為板塊具有“一開一合”或“一張一壓”的運動形式, 與演奏手風琴時的一張一合型式非常相似, 并命名為“手風琴式運動”, 以區別于經典的板塊構造和原生洋的觀點, 為創建開合構造作出了突出的貢獻。此后, 楊巍然等相繼發表了大量有關開合方面的論文, 豐富了“手風琴式運動”的內容, 特別是對開合理念系統化[4,8-10]。因此，如果說黃汲清提出的手風琴式運動為創建開合構造奠定了基礎, 那么楊巍然等發表的一系列開合方面的文章和專著, 可以說是為創建開合構造學說起到了主導作用[10]。

正如倪融[11]指出: 開合構造學說繼承了中國大地構造八大學派所長, 對板塊構造傳入中國后的各種構造學說進行了新的綜合, 較好地反映了中國大地構造發育的特點, 并與資源勘探緊密地結合, 是帶有原創性的新思維, 有較強的生命力和良好的發展前景。本文試以闡述中條-熊耳多期裂谷的開合構造特征, 探討其成礦作用和深部找礦問題。

1.1 開合構造在時間上具有旋回性

黃汲清等[12]認為引張(或裂陷)作用與擠壓(褶皺、造山)作用交替出現, 從而造成依次發展的構造旋回; 姜春發等[10]稱這種構造演化為開合旋回; 楊巍然等[9]指出: “一開一合, 便構成一個構造旋回”, 或“地殼塊體由開裂到聚合的全過程構成一次開合旋回”。開, 是開裂, 是擴張的過程；合, 是拼合, 是壓縮的過程, 一開一合完成了擴張(伸裂)到壓縮(聚合)一種動力學機制的轉換過程。白瑾等[13]曾指出，中條山地區先后經歷了3次“開-合”和3次大規模的地殼運動, 留下4個大的不整合面分隔了絳縣群、中條群、擔山石群、熊耳群與汝陽群5個構造層。應該指出, 以往大量文獻中所稱“中條裂谷”僅指中條山-王屋山地區, 與大別山秦嶺造山帶緊鄰(圖1a), 同時受鄂爾多斯地塊影響, 構成NE-NW向構造格架。張瑞英等[14]綜合地質、地球化學等特點, 將華北南部魯山-小秦嶺地區和中條山-王屋山區劃為“南部古陸塊”, 并提出該陸塊呈現為大型的傾伏向斜構造, 其樞紐向南東傾斜, 可能在新太古代晚期與其他微陸塊拼合, 并發生了變質作用和陸殼的活化, 形成華北克拉通的統一基底(圖1b)。

1.1.1 中條-王屋地區太古宙開合構造旋回 中條山-王屋山的基底涑水雜巖, 主要是以英云閃長巖-奧長花崗巖-花崗閃長質片麻巖(TTG)組成, 其中含有大小不等的變質表殼巖, 并含科馬提巖的變質超鎂鐵質巖和中酸性火山巖, 推測可能是太古宙的殘留體, 為大陸邊緣地質環境[13]，其巖性與區域內的太華雜巖和登封群完全可以對比(圖1)。

圖1 華北克拉通南部前寒武紀雜巖地質示意圖(a)及緊鄰秦嶺構造略圖(b)(據[14-15]修改)

從中條山涑水雜巖結晶基底巖石同位素年齡(圖2)可以看出：在西南側分布有2.7 Ga高鋁TTG質片麻巖, 變質巖的鋯石εHf(t)值為(+3.5～+7.7), 模式年齡集中于2.7～2.85 Ga[18], 是中條地區重要的一期地殼生長事件。另據趙斌等[19]對涑水雜巖中的灰色片麻巖、斜長角閃巖和二長花崗巖研究, 發現有2 790±15 Ma、2 773±24 Ma和2 782±34 Ma的殘留鋯石年齡, 暗示中條山地區可能存在更古老的巖石記錄。而新太古代晚期2.55～2.6 Ga是中條山地區最顯著的一期巖漿事件, 以發育大量TTG巖石為特征, 同時有少量鈣堿性花崗質巖石和斜長角閃巖, 這期構造熱事件與整個華北克拉通最顯著的巖漿作用時限一致。張瑞英等[20]根據巖石的地球化學、同位素組成特征, 認為2.55 Ga的TTG質巖石, 亦是中條山地區最顯著的變質作用事件。在涑水雜巖中, 分布有新太古代和古元古代花崗巖侵位, 前者以橫嶺關和解州的黑云二長花崗巖為代表, 年齡分別為2 609±31 Ma和2 620±14 Ma, 屬于高鉀鈣堿性I型花崗巖,εHf(t)分別為(-2.3～+4.8和+4.4～+7.5), 對應模式年齡分別為2 791～3 222 Ma和2 628～2 823 Ma[20]; 后者可劃分為3期: 賽子英云閃長質-奧長花崗質片麻巖、橫嶺關花崗質片麻巖和煙莊鉀長-二長花崗質片麻巖, 分別為2 321 Ma、2 256 Ma和2 297 Ma, 主體形成于2 320～2 250 Ma[21]。并且同期侵入的有由近百個基性-超基性巖體組成的NE向4條巖帶(圖2b)，依次為大盆岔-郭家溝店-上馬峰溝巖帶、七峪-馬家廟-澗底河巖帶、南川口-牛家峪巖帶和范家凹巖帶。巖體規模一般寬數十米至百余米, 少數較大者可達100～300 m, 長一般數百米至數千米, 產狀多呈透鏡狀、似層狀分布, 個別為等軸狀、楔狀, 巖體與圍巖接觸界線一般較明顯, 其形態受圍巖片麻理產狀控制,局部可見斜交現象。巖體多屬輝石巖類, 次為角閃石巖類, 中心部分可達輝石橄欖巖。少數較大的巖體(如七峪-澗底河巖體)中心以橄欖巖類為主, 并有分異現象, 邊緣為輝石巖相, 向內即為輝橄巖-橄欖巖相, 個別巖體可見到輝橄巖相。巖石蝕變普遍見到碳酸鹽化、蛇紋石化、綠泥石化、滑石化, 以及水鎂石化+金云母化等, 并有黃鐵礦化、磁鐵礦化、黃銅礦化、鎳黃鐵礦化和斑銅礦化。基性-超基性巖侵位年齡為2 303±25 Ma(U-Pb法), 為古元古代[22]。

圖2 中條山涑水雜巖同位素年齡分布(a)及華北克拉通構造(b)示意圖[14-17]

Zhu 等[18]在涑水雜巖中發現～2.7 Ga的英云閃長質片麻巖和片麻狀奧長花崗巖,207Pb/206Pb加權平均年齡為2 713±7 Ma[23]；奧長花崗巖多為鋁過飽和巖體, 常為單峰(DI、Pl曲線)侵位, K2O+Na2O<7%, K2O<3%, TiO2<0.26%, Al2O3>13%, CaO>1.73%, 可視為壓性(合)構造環境形成[24], 推測為新太古代早期一次重要的地殼生長事件。而疊加的～2.5 Ga巖漿活動, 與華北克拉通中東部陸塊大規模幔源巖漿的底侵作用相似[25], 最明顯的是和同世代的基性-超基性巖(帶)構成“雙峰態”侵位, 花崗巖多為堿過飽和鈣堿性巖類, K2O+Na2O>7%, K2O>3%, TiO2>0.26%, Al2O3<13%, CaO<1.73%, 可視為張性(開)構造環境形成的花崗巖[24], 構成太古宙開合構造旋回。另外, 據近年最新U-Pb法年齡資料: 產于上玉坡短軸背斜核心的北峪花崗巖年齡為2 633±84 Ma[26]或2 477±8 Ma[27]，產于同善構造-剝蝕天窗的虎坪變英云閃長花崗巖年齡為2 551±2.7 Ma或2 530±13 Ma[28], 產于落家河構造-剝蝕天窗的仙女池奧長花崗巖Pb-Pb等時線年齡2 572±30 Ma[29], 以及王屋山構造-剝蝕天窗內虎嶺及林山一帶可能亦有涑水雜巖(?)[30]分布。總之, 前寒武紀(～2.7及～2.55 Ga)的TTG所構成中條山-王屋山的結晶基底, 與華北克拉通的中部造山帶TTG基本一致, 均屬板塊俯沖帶[26]構造環境(圖2a)及相鄰的秦嶺碰撞帶[15](圖1a)地質背景有關, 應是聚合環境產物。

1.1.2 中條-王屋地區古、中元古代開合構造旋回 如前所述, 中條山-王屋山地區由于新太古代晚期(2.55～2.5 Ga)的構造熱運動, 亦是華北克拉通南部最顯著的一期地質事件, 該時期形成大量TTG(高鈉質), 也發育同期的二長花崗巖(高鉀質), 并伴隨著變質作用的發生, 標志著新太古代末期華北克拉通基礎業已形成。約至2 300 Ma之間, 華北南部古陸塊相對平靜, 地殼顯示了隆升態勢以聚合為主。直至約2.19～2.16 Ga[30]或約2 200 Ma[31]地殼伸展, 沉積了一套近EW向的絳縣群優地槽建造, 不整合在涑水雜巖之上, 即所謂涑水運動[13]。

中條-王屋地區古元古代地層的沉積建造如圖3所示。其中絳縣群是以張裂為主, 基本由3個亞群組成: 橫嶺關亞群(包含平頭嶺組和銅凹組, 為濱岸粗碎屑相→淺海細碎屑相構成微旋回)；銅礦峪亞群(下部后山村組及園頭山組為濱淺海細碎屑相沉積, 中部為豎井溝組、西井溝組和駱駝峰組基本為火山-沉積巖建造組合), 其海相雙峰式火山巖的噴發, 說明沉積環境演化為被動陸緣裂陷海槽；再上為宋家山亞群(組)，分布在銅礦峪之西的同善構造剝蝕天窗[25]。落家河構造剝蝕天窗[5]及王屋山構造剝蝕天窗[29]中是以淺海(粗—細)碎屑及火山沉積, 演化成半深海細碎屑、碳酸鹽及火山沉積, 經變質后形成以變細碧巖、大理巖、石英巖組合。從總體看, 絳縣群是由陸相-(濱岸淺海相)→淺海火山沉積相→半深海火山沉積相的張裂演化過程[32], 亦是地殼沉陷、海水自西向東逐漸加深的標志[10]。銅礦峪古斑巖型銅礦床形成, 是受古元古界火山機構控制, 不僅在火山筒內(賦礦巖石剖面及開采930 m巷道), 均見有與地表淺部豎井溝組及西井溝組相同的變富鉀流紋巖和含杏仁孔的變鉀質基性火山巖(黑云片巖)[33-34], 在上玉坡短軸背斜四周及銅礦峪溝的變富鉀流紋巖其U-Pb同位素年齡為2 160.5±7.8 Ma和2 161.3±1.5 Ma[35]與成礦有關的變石英二長斑巖2 117±13 Ma或2 121±10 Ma[36], 無疑兩者屬于同一火山機構噴發或侵入的巖石。

在中條山地區, 緊接著地殼呈NE向沉降, 構成中條群(2.09～2.06 Ga)[30]不整合在涑水雜巖或絳縣群之上, 這一構造事件常稱其為絳縣運動。在中條群的底部界牌梁組為薄層變質石英砂(礫)巖, 向上龍峪組為砂質板巖、余元下組含藻白云石大理巖、篦子溝組黑色片巖、余家山組雜色含藻大理巖, 以及溫峪組絹云母片巖。其碎屑巖中交錯層、波痕發育；泥質巖中常見泥裂、石鹽假晶, 顯示了濱淺海沉積特征; 碳酸鹽巖中富含的疊層石, 以層狀、層柱狀為主; 黑色片巖反映深海還原環境沉積。總體而言, 這套碎屑巖-泥質巖-碳酸鹽巖建造, 沉積相由陸相-濱、淺海相-深海相的變化, 早期地殼沉降、海水加深代表了一個大的海侵層序, 晩期沉積一套典型的冒地槽建造(圖3b)。絳縣群至中條群由優地槽演變成冒地槽, 無疑是典型的地殼聚合過程。在中條群之上不整合沉積了由變質礫巖組成的擔山石群, 呈NE向磨拉石建造的出現, 是地殼碰撞隆起最直接的證據。隨后又有熊耳群(或西洋河群[37])以火山噴溢作用為主, 構成安山巖, 玄武安山巖及酸性火山巖雙峰態建造, 早期沉積盆地中亦以層凝灰巖、火山碎屑巖、砂巖、砂礫巖、頁巖及灰巖等陸相-淺海相火山-沉積, 廣泛不整合覆于上述古老地層之上。這一不整合接觸, 稱其為中條運動(呂梁運動)，呈現了地殼裂解環境。

圖3 中條山地區涑水雜巖—擔山石群地層建造及構造示意圖(據文獻[30]修改)

在華北克拉通南緣, 基性-鎂鐵質巖墻群(1 785±18 Ma)[37]廣泛分布, 它們侵位于太古宇涑水雜巖、絳縣群、中條群及擔子石群的地層之中, 其方向見有NE、NW、NNE和EW等, 形成雜亂無章的態勢(圖4a), 與華北-太行-呂梁一帶分布NNW向巖墻群(圖4b)明顯不同。

圖4 中條山-王屋山地質(a, 據文獻[38]修改)及華北元古代基性巖墻分布(b, 據文獻[39]修改)略圖

結合區域地質分析, 如陜西寶雞附近及山西呂梁地區, 除了亦有基性巖墻群分布外, 還見有A型花崗巖, 以及比熊耳群稍晚的斜長巖、奧長環斑花崗巖等(1.75～1.70 Ga)和堿性花崗巖類(～1.65 Ga)。這些巖漿巖與熊耳群火山巖在地球化學、巖石成因及其形成的構造背景等方面, 可能存在必然的聯系[37]。綜合上述，裂谷構造及火山-巖漿活動可視為地幔柱構造的有力證據[38,40], 亦是全球Columbia超大陸裂解事件的響應[41]。

1.1.3 熊耳山-秦嶺地區開合構造旋回 在早-中元古代期間, 華北陸塊火山巖漿活動廣泛分布, 除了華北南緣陜西寶雞附近及山西呂梁地區的熊耳期火山巖(約1.80 Ga)以外, 還有基性巖墻群(約1.75 Ga)、麻坪A型花崗巖(1 600 Ma)以及比熊耳群稍晚的斜長巖、奧長環斑花崗巖等(1.75～1.70 Ga)和堿性花崗巖類(～1.65 Ga)。這些巖漿巖和熊耳群與夭折的三叉裂谷環境具有千絲萬縷的自然聯系。據火山巖的地球化學特征研究, 皆屬島弧型火山巖, 系來自受俯沖組分改造的陸下巖石圈富集地幔源區，反映處于地殼拉伸、減薄,很可能沿早先拼合的薄弱部位, 最先發生破裂裂解的產物。另據熊耳群大古石組及馬家河組沉積巖的巖石學和地球化學特征分析, 表明熊耳群是形成于被動大陸邊緣的構造環境[37]。

秦嶺為復合型大型造山帶, 其“開合”構造演化過程與上述的中條-熊耳裂谷明顯有所不同。楊巍然[42]對秦嶺開合構造演化劃分為4個階段:(1)中晚元古代以“合”為主, 華北與揚子陸塊相向靠攏, 經晉寧運動最終形成大陸造山帶;(2)古生代—三疊紀以“開”占優勢, 并為裂谷發育特征, 形成斷裂造山帶;(3)中生代早期以“合”成為矛盾的主要方面, 以南向逆沖-推覆為主, 并伴有東西向的剪切滑動, 成為斷塊活動帶;(4)中生代晚期和新生代, 再次轉化為“開”占首要地位, 在張性斷裂控制下形成張性斷裂盆地或盆嶺構造。其演化過程, 實際是反映了由洋殼轉化為陸殼的復雜過程, 它表現洋殼經歷多次演化為陸殼, 陸殼內部由于強烈斷裂又可局部出現洋殼, 但總體趨勢是陸殼增大增厚, 固結程度增高, 原塑性變形成為脆性變形。

熊耳山-東秦嶺一帶地質構造、巖漿活動及鉬礦床分布如圖5所示。

簡而言之, 在中條-熊耳裂谷區內前寒武紀層序中, 前者(中條-王屋地區)涑水雜巖(太華群或登封群)不整合面以上的地層(圖3b), 構成多套完整的“大開大合”構造旋回; 后者(熊耳-淆山地區)為古-中元古代地層組合, 主要為“小開小合”。其中常見在“開”的背景中, 次級旋回多呈“大開小合”; 反之, 在“合”的背景時, 次級旋回則可能是“小開大合”[45]構造組合。

1.2 開合構造在空間上具有遷移性

中條-熊耳多期裂谷組合前后的“開合”旋回連續演化, 既有方向性, 又有繼承性。這里所說的繼承性, 并不是簡單的重復, 而是新生和疊加的改造。如絳縣群銅礦峪火山口機構內, 所噴溢的酸性-基性火山-沉積建造, 即豎井溝組和西井溝組一套雙峰態的變質巖, 在鄰近的上玉坡短軸背斜呈NNE向展布, 與東側由伸展環境噴流成因的“胡篦型層控”銅礦床, 亦近似呈NNE構造線平行分布(圖6)[35]。盡管銅礦峪斑巖型銅礦床(2.1 Ga), 和“胡篦型”噴流銅礦床(2.0 Ga)的成礦年代有所不同, 但兩者是處于“開合”轉換地帶, 控礦構造空間存在著成因聯系，并且亦充分反映了“開合”旋回, 由“點”到“線”的特征。

圖6 中條山銅礦峪-胡篦型銅礦區地質略圖[35]

由于中條運動Ⅰ幕及Ⅱ幕, 促使“南部古陸塊”隆起, 在中條山-王屋山至確山-熊耳山一帶, 熊耳群(西洋河群)不整合覆蓋在太古代或古元古代(絳縣群或中條群)變質巖之上, 沉積以雙峰態火山巖為主的陸相-濱海相、火山-泥砂巖建造。開合構造的遷移過程, 遵循了從“點”到“線”, 再由“線”到“面”的開合旋回遷移“三步曲”[45]。約在古元古代末期(約1.8 Ga), 以崤山地區為中心, 由于陸殼伸展和破裂, 初期以陸相“多口”火山噴溢的事件, 繼而自東而西有淺海浸入, 常沿豫晉陜大陸的邊緣, 構成熊耳三叉裂谷系, 即分別向西、東和北3個方向發展: 向北的一支伸向陸內收斂, 經中條山一直延續到太原以北的呂梁地區; 向西的一支, 可能延續到陜西寶雞的千陽一帶; 向東的一支可能延續到京廣線以東地區。空間上“熊耳裂谷”與“中條裂谷”緊密相接(圖1b, 圖5a), 兩者之間僅有擔山石群(造山帶)相隔(圖2), 形成統一的裂谷組合(系列)。據此, 建議更名為“中條-熊耳多期裂谷”似乎更切合實際一些。

圖5 熊耳山-東秦嶺一帶區域構造(a)及巖漿活動和鉬礦床分布(b)略圖[43-44]

2 熊耳群和西洋河群均為三叉裂谷的裂解產物

在中條山-王屋山地區和崤山-熊耳山-外方山地域,分別廣泛分布有古元古代1.80～1.75 Ga的西洋河群及熊耳群, 兩者地層巖性完全可以對應(圖7)。

圖7 西洋河群(熊耳群)地層對比柱狀圖[37]

西洋河群或熊耳群均是由火山熔巖及沉積巖、火山碎屑巖組成, 地層厚度3 000～7 000 m, 火山巖以玄武-安山巖、安山巖為主, 次為英安-流紋巖, 顯示雙峰特點。其中, 基性熔巖的主要造巖礦物為斜長石和輝石, 幾乎沒有角閃石和黑云母, 巖石化學成分具有高Fe、K，低Al、Ca和Mg，富集大離子親石元素和輕稀土元素、相對虧損高場強元素的島弧型地球化學特征。Nd同位素和微量元素特征表明, 其地幔源區遭受地殼混染。地層中的沉積巖主要分布在大古石組及馬家河組，根據巖石學和地球化學特征, 其形成于被動大陸邊緣的構造環境, 主體應是經歷了陸相到海相再到陸相的演變過程，即是隨著地面沉降伴有裂谷發育、火山噴發和海水的侵入, 以及相繼地殼隆起, 高出海面暴露于地表的全過程, 形成島弧構造環境。隨后, 海侵逐漸加深,范圍更廣,表明地殼向更大的凹陷發展, 形成夭折的三叉裂谷環境。而且在華北陸塊, 除了陜西寶雞附近及山西呂梁地區的火山巖, 還廣泛分布有1.75 Ga基性巖墻群、A型花崗巖，1.75～1.70 Ga斜長巖、奧長環斑花崗巖, 以及1.65 Ga的堿性花崗巖類等。可見，這些火成巖之間存在著必然的聯系, 區域地殼是處于拉伸-減薄-破壞的地質背景[37]。

王淼等[46]根據熊耳群火山巖及其對應鋯石的地球化學和夾層沉積巖特征, 經綜合分析認為其構造屬性應為與“島弧”共生的弧后盆地，并且根據熊耳群上覆的汝陽群云夢山組(即相當中條山西洋河群大古石組)的沉積巖(1 658±63 Ma)具有“同沉積鋯石”的特征, 亦是“島弧”地球化學特征, 表明盆地在沉積過程中伴有火山噴發作用。

3 中條-熊耳多期裂谷的“前世”和“今生”

華北克拉通南緣經歷了～2.5 Ga新太古代晚期構造-熱事件, 形成統一的TTG剛性結晶基底。中條山-王屋山地區在2.5～2.3 Ga期間, 處于構造環境相對穩定的靜寂期；進入2.3～1.8 Ga, 發生拉伸破裂。首先是在涑水群變質巖帶的北部, 分布有橫嶺關花崗片麻巖(2 320～2 256 Ma)[20]和郭家溝基性-超基性巖(2 303 Ma)[22]呈雙峰態侵入, 應屬裂谷構造初期拉張環境。繼而在涑水雜巖帶的東側, 經絳縣運動(五臺運動)及呂梁運動(中條運動), 地殼沉降, 相繼形成優地槽和冒地槽, 分別沉積了絳縣群和中條群的地層。

劉玄等[30]對絳縣群銅凹組片巖中部的斜長角閃巖及中條群余元下組與篦子溝組接觸部位的斜長角閃巖分別測定其U-Pb年齡, 前者為2 189±120 Ma, 后者年齡為2 086±68 Ma，從而限定絳縣群巖系可能形成于2 160～2 190 Ma，中條群形成時限為2 060～2 090 Ma。如結合上述絳縣群銅礦峪亞群中的雙峰式火山巖地質組合, 可作為形成裂谷的標志。在100～150 Ma之后, 中條群篦子溝組見有斜長角閃巖和鈉長淺粒巖侵位, 可能為第二次裂谷事件作用的結果[30, 47]。

華北克拉通2 090～1 850 Ma期間(即中條運動Ⅰ幕和Ⅱ幕), 經歷了2次地殼隆升構造事件, 導致了裂陷盆地的閉合和焊接, 形成晉豫一帶類似于現代陸陸碰撞型的造山帶[48]。演化至1 800～1 750 Ma, 可能由于巖石圈內引張作用, 沿黑溝-黑爐子斷裂, 促使秦嶺地槽洋殼俯沖至華北地臺之下, 導致大陸地殼拉張、裂解和漂移, 繼而形成熊耳斷坳, 沉積了上述的熊耳群(西洋河群)火山-沉積建造[46]。緊接著約1 780～1 730 Ma, 區內NW向的基性巖墻群廣為分布(圖略), 唯獨在熊耳裂谷內的基性巖墻群呈放射狀多方位展布(圖4), 故推測應該是火山噴發中心[49]。

從上述的構造演化史, 可視為中條-熊耳裂谷的“前世”, 應屬于古(中)元古代多期裂谷復合構造[50]。但至中生代, 因太平洋板塊俯沖和軟流圈隆起等地質事件的發生, 促使華北克拉通的巖石圈遭受減薄和破壞[51-52], 由于核幔間D″層熱能積累增加, 突破了原來開合平衡, 造就了軟流圈上隆, 形成華北地幔亞熱柱。邢集善等[52]對華北東部按地幔隆起劃分為初動期、高峰期、轉換期和均衡期4個階段, 共劃17個地幔柱, 其中前兩期是新生代地幔柱，后兩期為中生代地幔柱(圖8a)。中條柱和汾渭地塹位于鄂爾多斯、沁水和十堰3個坳陷(下降)的挾持地帶, 中條軟流圈上涌柱為不對稱蘑菇狀, 其柱身中等, 柱頭上方淺表為中條-熊耳古裂谷, 上涌至上、下巖石圈的薄弱處側涌形成柱頭(圖8b)。在圖8a中, 汾渭地塹為初動期及高峰期, 顯示為新生代形成; 而中條柱顯示了既是初動期, 又是調整期, 屬于燕山期的產物[52]。確切地講, 中條-熊耳裂谷應是復合地幔柱構造的范例[7]。

圖8 華北地區軟流圈構造[9, 51](a)與沿112°E南北方向CT斷面圖(b)

關于熊耳裂谷形成的時限問題, 現今有3種不同認識: 翟明國等[49]認為熊耳裂谷為中元古代地幔柱相聯系的殼-幔活動成因; Peng等[50]認為, 熊耳群火山巖系具有河湖相沉積夾層, 故為非造山環境, 熊耳群與基性巖墻群均為同期形成, 與華北克拉通古陸塊和印度曾經相連, 應與晚元古地幔柱成因密切相關; 真允慶[38, 40]與牛樹銀等[41]認為，中條-熊耳多期裂谷的形成經歷了古元古代→中元古代→中生代, 為復合地幔柱構造, 至于地幔柱(枝)演化的精準年代學問題, 有待進一步研究。

4 中條-熊耳多期裂谷的成礦作用與深部找礦建議

4.1 成礦作用

可以看出, 中條-熊耳裂谷的開合構造旋回, 受控于絳縣運動和中條運動, 其中心向南運移, 形成北有中條裂谷, 南有熊耳裂谷的構造格架, 構建成中條-熊耳多期裂谷組合(系列)。形成時限約為2 335～1 750 Ma, 前者約為2 335～2 060 Ma, 后者約為1 800～1 750 Ma。另據崤山地區侵入到熊耳群頂部的石英閃長巖和花崗巖中, 斜鋯石207Pb/206Pb年齡為1 789±4 Ma, 而鋯石U-Pb年齡為1 778±12 Ma, 兩類鋯石非常接近, 表明巖漿分異過程短暫迅速, 從而可以推測熊耳群火山巖系為快速拉張裂谷環境的產物[53]。

如前所述, 產于中條-熊耳多期裂谷及東秦嶺地區, 絕大多數的金屬礦床, 與地殼“張裂”構造密不可分, 最明顯的是在中條-王屋地區的銅礦床, 多數分布在絳縣群優地槽的裂解(“開”)構造附近, 如世界最古老的超大型銅礦峪銅(含金(鉬))礦床, 即處于火山機構內[54]; 橫嶺關型銅礦、虎坪型銅礦均與斜長角閃巖緊密共生; 籬笆溝型銅礦及同善磁鐵礦也與輝長巖密切相關; 落家河型銅礦和小溝型銅礦床與細碧巖具有成生聯系, 均顯示地殼處于伸張階段, 與基性巖侵入含銅熱液成礦就位密切相關，均處在絳縣群以EW向、以“開”為主的優地槽之中。而胡篦型銅礦床是處于上玉坡短軸背斜東翼的中條群內, 沿NNE向斷裂帶分布的礦床有篦子溝、秦家溝、桐木溝、店頭、老寶灘、胡家峪等噴流成因的銅礦群[55], 明顯受冒地槽“開合”構造轉換地帶制約; 還有產于涑水雜巖中的三岔溝金礦脈的輝鉬礦Re-Os年齡為1 823±23 Ma[56], 可能與熊耳群火山活動有關。在涑水群帶的西南, 多處分布有含銅(金)石英脈或含銅(金)方解石脈(白峪口、花豹溝、坪坪溝、武家溝、小李村、蠶坊等), 以往多認為成礦與變質作用伸展構造關系密切, 近年來薛克勤等[57]提出可能是與區內燕山期小巖體有關, 有待今后精準年代學證實。總體講, 上述各類銅(含金、鉬)礦床與元古代兩期裂谷成生有關[58]。如與中條山-王屋山地區的成礦作用相比, 秦嶺造山帶內熊耳群的成礦作用要復雜得多, 它是以鉬礦、金礦為主, 并有銀、鎢、鈹和賤金屬等繁多礦床(表1與圖9)[59], 呈EW向展布, 故有我囯“金腰帶”的美譽[60]。

表1 華熊亞幔柱金屬礦床統計[59]

圖9 華熊亞幔柱地質構造及礦床分布略圖[59]

大量文獻表明: 秦嶺為多期次俯沖、碰撞的復合型大陸碰撞造山帶, 即華北、南秦嶺和揚子陸塊之間的商丹和勉略縫合帶[61], 表現為“三塊兩縫”的特征(圖10a), 呈現了熊耳期(1.85～1.45 Ga)處于“開”狀態, 為巖漿活動及其成礦作用創造了有利條件。如熊耳山區的寨凹漿控高溫熱液脈狀鉬礦床和龍門店鉬礦床(伴隨銀、鉛、鋅、金礦化), 與正長巖或二長巖侵入具有成因聯系, 測定其輝鉬礦Re-Os等時線年齡分別為1 762±31 Ma和1 875 Ma[62], 有力證實其與熊耳期裂谷形成緊密聯系。

業已證實, 區內商丹縫合(斷裂)帶是大洋板塊向北俯沖的蛇綠混雜帶, 秦嶺群(含430～450 Ma弧巖漿巖[62])為古巖漿弧; 二郎坪群、陶灣群分布區為弧后盆地; 而欒川斷裂以北為弧后大陸區(圖10a), 呈現了溝弧盆構造體系。如河南內鄉縣夏館銀多金屬礦田內的銀洞溝銀金鉬礦床, 賦礦地層為二郎坪群, 輝鉬礦Re-Os模式年齡介于423.4±4 Ma～432.2±3.4 Ma(5件), 加權平均年齡為429.3±3.9 Ma, 闡明二郎坪弧后盆地在志留紀弧-陸碰撞事件中閉合, 形成造山型成礦系統[63]。再如, 河南二郎坪群中的大河、水洞嶺等VMS型礦床, 含礦基性熔巖(472±11 Ma), 賦礦圍巖形成于新元古代—早古生代, 并有埃達克質巖花崗閃長巖(439.3±3 Ma)侵入, 為巖漿弧環境[61], 在二郎坪弧后盆地北側方城縣, 見有Rb-Sr等時線年齡786 Ma的雙山角閃云霞正長巖-碳酸巖雜巖體, 是弧后大陸裂解體制的產物[64]。足可闡明此區二郎坪群、斜峪關群內分布有新元古代—早古生代與堿性巖-碳酸巖有關的漿控熱液(VMS型)礦床的古巖漿弧區。

圖10 秦嶺構造分帶及金屬礦床分布(a, b)暨小秦嶺金礦床分帶(c)示意圖[60, 70-71]

更重要的是, 秦嶺地區發育了大量的印支期花崗巖類。在商丹斷裂以南, 迷壩、張家壩、新院、姜家坪、光頭山、留壩、西壩、羊脂壩等地, 分布有鈣堿性系列或高鉀鈣堿性系列花崗巖(帶), 年齡為220～205 Ma[64], 以及陽山金礦礦區的大量花崗巖脈, 可稱之為“南秦嶺鈣堿性花崗巖帶”[65]，另一條是位于商丹斷裂帶及其以北, 自西向東有甘肅溫泉巖體(環斑花崗巖)和陜西老君山、秦嶺梁、沙河灣、曹坪、柞水等地的二長或鉀長花崗巖類[65], 以及馬鞍橋金礦區的香溝二長花崗斑巖，東銅峪金礦和大湖金鉬礦床的賦礦圍巖, 具有粗粒鉀長花崗斑巖或偉晶巖的特征[67], 可能是后期構造破壞了的二長花崗斑巖。上述巖體屬于鉀玄系列或高鉀鈣堿性系列花崗巖, 并發育較多堿性脈巖、煌斑巖脈[68]或碳酸巖脈(鋯石U-Pb年齡為209±6 Ma, 全巖Rb-Sr等時線年齡為226 Ma)[69],可稱之為“北秦嶺富堿花崗巖-碳酸巖帶”[70]。

陳衍景等[70]研究認為: 南秦嶺鈣堿性花崗巖帶, 屬于同碰撞花崗巖, 或者是同碰撞花崗巖類與弧巖漿巖, 滯后于勉略洋閉合(復合); 北秦嶺富堿花崗巖-碳酸巖帶, 屬于滯后型弧-陸過渡帶的產物(圖10a)。

由于東、西秦嶺造山帶區域構造和“開合構造”有所不同, 金屬礦床組合亦明顯不相同(圖10b)[70], 如西秦嶺金礦是以卡林型為主, 而東秦嶺則以石英脈型和蝕變巖型為主，并且金、鉬礦床帶分布, 亦與前述“開合旋回”遷移的“向南性”一致, 主要是在文裕花崗巖體的南部, 該帶就賦存有7個大型金礦床(圖10c)[71]。

早中生代花崗巖體分布在西秦嶺和東秦嶺的西南部, 巖石類型主要為石英閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖, 與后碰撞富鉀花崗巖類(KCG)的組合。其中, 埃達克質花崗巖體(245～215 Ma), 早于具正常花崗結構的塊狀花崗巖體(225～210 Ma), 最后侵位的是高分異富鉀花崗巖和環斑結構花崗巖(217～200 Ma)。這些花崗巖體代表了后碰撞不同演化階段, 最早形成的埃達克質花崗巖, 反映大陸碰撞造山進入到后碰撞, 陸殼增厚過程, 巖石圈發生拆沉作用; 其后具正常花崗結構的塊狀花崗巖, 應是地殼經熱侵減薄的產物; 最終形成的高分異富鉀花崗巖和環斑結構花崗巖, 標志著造山作用進入后碰撞晚期開始轉換為伸展拉張構造環境[69]。

晚中生代花崗巖可分兩個階段: 第一階段為晚侏羅世—早白堊世(160～130 Ma), 以I型花崗巖為主, 主要分布在華北地塊南緣和北秦嶺, 而南秦嶺僅有零星出露, 形成于擠壓(合)向伸展(開)轉換的構造環境; 第二階段為早白堊世中晚期(120～100 Ma), 以I-A過渡型和A型花崗巖為主, 主要分布在華北地塊南緣東部和北秦嶺, 出露面積比第一階段花崗巖要小些, 花崗巖中含更多的幔源組分, 顯示了陸殼伸展環境, 與前文所述的秦嶺“開合構造”論點相互印證。秦嶺造山帶構造及中生代花崗巖分布如圖11所示。

圖11 秦嶺造山帶晚中生代花崗巖體分布及構造格架簡圖[72]

東、西秦嶺大規模成礦作用的時代有所不同, 西秦嶺主要發生在侏羅紀, 以170～180 Ma為高峰期, 即由聚合期轉換為裂張期, 故形成卡林型、類卡林型和造山型金礦，沉積巖容礦的淺成熱液型汞銻礦、鉛鋅礦; 東秦嶺主成礦時間為140 Ma左右, 即伸展期, 主要為造山型金、銀、鉛鋅和漿控高溫熱液型鉬、鎢、金、銅等, 只有個別礦床形成于印支期, 如東溝超大型鉬礦床成礦年齡小于120 Ma便是典型實例。

東秦嶺是我國最重要的鉬礦帶, 實際鉬礦床產出集中于秦嶺造山帶的北坡, 即商丹斷裂或朱夏斷裂以北的華北克拉通南緣和北秦嶺, 而南秦嶺和揚子克拉通北緣鮮有發育。對秦嶺造山帶北坡鉬礦帶, 目前已探明金屬儲量超過5×106t, 超過美國西部的Climax-Henderson鉬礦帶, 成為世界第一大鉬礦帶[68], 其成礦時代主要為燕山期, 但古元古代、古生代和三疊紀也存在不同規模的鉬礦床。成因類型復雜多樣: 除斑巖型、矽卡巖型鉬礦床外, 還有漿控高溫熱液作用形成的螢石脈型, 例如石英脈型寨凹鉬礦床，尚有碳酸巖脈型、漿控高溫熱液作用形成的螢石脈型土門鉬礦床, 造山型大湖石英脈金鉬礦床、紙坊石英脈型鉬礦床等。鉬礦床不僅以大型獨立礦種出現, 如魚池嶺鉬礦、湯家坪鉬礦、金堆城鉬礦，亦可與金、銀、鎢、鐵、銅、鉛鋅、稀土等形成多元素組合的鉬礦床, 如秋樹灣銅鉬礦床、大湖金鉬礦床、南泥湖和三道莊鉬鎢礦床、上房溝鉬-鐵礦床、黃龍鋪鉬-稀土鉬礦床等。綜上所述, 東秦嶺鉬礦省是由“三多”(多成因、多期次、伴生多種成礦元素)構成的巨型復雜鉬礦省[70]。

4.2 深部找礦建議

依據上述研究, 筆者試圖將中條山、王屋山、熊耳山及東秦嶺地區的地質構造演化和成礦作用, 視為統一的成礦作用整體進行初步分析, 對今后在中條-熊耳多期裂谷的深部找礦提出如下建議:

(1)對現今開采的老礦山深部找礦[73], 如銅礦峪型(Ⅰ—Ⅲ號礦體)、胡篦型、落家河型、橫嶺關型[5]及沿王屋山封門口斷裂帶北部的銅礦體[74], 由于系透巖漿熱液受剪切構造交代充填成礦, 常有尖滅再現的現象, 建議通過井中激電、原生暈化探等方法追索深部和外圍盲礦體, 這些方法將是有效的手段之一, 可能起到事半功倍的效果。

(2)重視中條山北部沿古堆-銅峪溝-黑崖底的隱伏斷裂帶中銅異常, 雖經少數鉆孔驗證均已見薄層銅礦, 但是由于鉆探事故或鉆探工程設計欠妥(如用直孔)等因素, 目前三地的評價處于“只見星星, 未見月亮”的“懸案”狀況, 有待創新思路, 重新評價。故建議沿NE向斷裂, 開展大尺度的區域性物、化探工作, 精準確定深部銅異常的空間位置, 如銅異常呈垂向分布, 施工的鉆孔務必采用一定的斜孔鉆探為宜。

(3)前文已述, 侵位于涑水雜巖中的三岔溝金礦脈成礦時代為1 823±23 Ma[56]; 位于熊耳山的寨凹鉬礦床及龍門店鉬礦床成礦年齡分別是1 762 Ma和1 875 Ma[43]; 小秦嶺地區也見有1 802～1 797 Ma和1 600～1 400 Ma花崗巖與燕山期鉬金礦有成因關系的白堊紀花崗巖, 構成了新老共生的復合花崗巖體系, 足以闡明熊耳群噴發(溢)期間伴有成礦作用, 應是今后找礦的新思路, 應予高度重視。

(4)在秦嶺造山帶, 已發現1.9和1.75 Ga漿控熱液鉬礦床、1.4～1.2 Ga熱液金礦床, 以及430 Ma的造山型銀金鉬礦床。陳衍景等[70]將造山型礦床的連續地殼模式修正為斷控造山型礦床的成礦元素分帶模式(圖12), 即成礦深度淺于5 km, 基本屬于淺成熱液礦床; 大于5 km為造山型礦床, 在10 km(約<270 MPa)范圍內, 不可避免地發生50～300 ℃(設地溫梯度為30 ℃/km)的地質作用和流體作用, 將其派生的熱液和熱液礦床稱為淺成熱液礦床。運用此成礦元素分帶模式可以指導深部地質找礦工作。

圖12 斷控造山型礦床成礦元素分帶模式[70]

(5)中條山地區洞溝(八一)銅礦脈, 產于涑水雜巖中含金(銀鉬多金屬)石英方解石脈, 經勘查和開采工程證實, 淺部為銅礦脈, 深部為雁行排列不連續的含金鉬扁豆體及4個富銀獨立礦體, 為巖漿熱液成礦[75]。王登紅等[76]在石英方解石中發現白鎢礦, 豐富了中條山地區的礦床學研究內容, 應對中條-王屋山地區涑水雜巖體廣泛分布的石英方解石脈予以足夠的重視, 拓展找礦思路。

(6)秦嶺造山帶(含熊耳群)是以印支期疊加燕山期金、鉬、鎢(鈹)及鉛鋅賤金屬的成礦作用為主, 固然在中條山地區僅有蠶坊、相家窯等小型中生代花崗巖體分布, 成礦作用是以古-中元古代銅(金、鉬)為主, 但從中條山銅礦體中晶質鈾礦及鈦鈾礦U-Pb同位素一致線的上交點年齡1 829.6±33.9/32.1 Ma、下交點年齡141.3±30.3/31.6 Ma看，前者為中元古代, 后者為燕山期[56], 故不能排除中生代巖漿活動對成礦作用的貢獻, 有待于今后精準年代學研究來判斷成礦作用。

(7)對產于中條山北西部的郭家嶺一帶開展基性-超基性巖體勘查銅礦床工作,建議從研究深部構造入手,運用電磁法和深穿透地球化學綜合方法,確定成礦靶區并進行評價應是地質找礦的正確途徑。

(8)對區內小型山間盆地, 應重視油、氣藏和地熱資源的綜合性研究評價工作。

5 結束語

通過對華北“南部古陸塊”(中條山-王屋山熊耳山及東秦嶺地區)的初歩研究, 該區地殼的拉張伸展與隆升擠壓活動, 就像“拉手風琴式”一樣, 貫穿于地質構造演化的始終。這種開合構造旋回, 既有“大開大合”, 又有“小合小開”的現象。開合構造旋回按“三步曲”遷移具有向南性趨勢, 與多期裂谷形成及成礦作用的地質時代, 自北至南有逐步變新的趨勢。

自2.5～1.73 Ga期間, 該區經歷了近EW向絳縣群, 以伸張為主的優地槽沉積建造, 演化成NE向中條群, 以沉降為主的冒地槽沉積建造, 實際為先后兩次裂谷構造疊加的地質記錄, 也即受控于絳縣運動和中條運動, 可能由于碰撞造山作用, 沉積了磨拉石建造的擔山石群。緊接著，在其近鄰東南部的嵩山、熊耳山和崤山廣大區域, 噴發(溢)了以中基性火山巖為主的雙峰態熊耳群沉積建造, 同時在局部地區見有A型花崗巖侵入, 亦為被動大陸裂谷環境的顯示, 與元古代地幔柱活動密不可分。據此, 可稱其為中條-熊耳多期裂谷的“前世”。更明顯的是, 在東秦嶺地區(含熊耳群)以中生代燕山運動為主, 從地震層析資料分析, 本區深部低速高導層為柱狀體, 可視為中條-熊耳多期裂谷的“今生”, 顯然是典型的復合地幔柱構造控制成礦作用的范例。

與開合構造旋回遷移相吻合, 在中條山-王屋山地區, 成礦作用是以元古代銅礦(含金、鉬)為主，而熊耳山-東秦嶺地區, 雖然亦有少量中元古代和古生代的金礦床(含鉬、銅)分布, 但多以印支期和燕山期金、鉬(含鎢、鉛鋅、鈹)礦床為主, 成為我囯重要的金屬礦集帶。

區內礦床成礦類型繁多, 但其基本與透巖漿成礦熱液侵位機制有關。據統計中型、大型-特大型礦床均受地殼張裂(開)環境, 或開合構造轉換地段控制。針對當前中條-熊耳多期裂谷的具體勘查情況, 提出了8項關鍵找礦建議, 謹供參考。

致謝: 在研究過程中承蒙楊巍然教授熱情指導, 唐俊華博士對初稿進行審閱, 并提出寶貴意見, 在此敬表謝忱!