赞比亚中部泛非期Hook岩基地质特征及成矿潜力分析

古阿雷，王杰，任军平，左立波，孙宏伟，邢仕，刘子江，Ezekiah Chikambwe

（1.中国地质调查局天津地质调查中心，天津300170；2.河北省地矿局第五地质大队，河北唐山063000；3.赞比亚地质调查局，赞比亚卢萨卡P.O.Box.50135）

花岗岩，作为地球上分布最广泛的一类岩石，是构成大陆地壳的重要组成部分。花岗岩在不同尺度上表现出结构、构造、矿物组成及化学成分的不均一性，对于花岗岩的研究，能够揭示在特定地球动力学环境中的深部地壳信息[1]。

Hook花岗质岩基位于赞比亚中部地区，出露面积大于12 000 km2，北部、西部和南部边缘被卡鲁超群和卡拉哈里群地层所覆盖，根据航磁数据，推测岩基向西延伸，总面积可能超过30 000 km2[2]，其规模可以与西藏南部的冈底斯岩基、美洲西海岸的安第斯岩基和科迪勒拉岩基相媲美。岩基的形成与冈瓦纳超大陆拼合期间刚果克拉通（Conga Craton）与卡拉哈里克拉通（Kalahari Craton）碰撞形成的达马拉（Damara）-卢非利安（Lufilian）-赞比西（Zambezi）造山系统密切相关，是研究刚果-卡拉哈里克拉通碰撞的关键地区。很显然，对于Hook岩基进行深入研究不仅对花岗岩岩浆作用与大陆地壳形成演化的理论研究具有重要的科学价值，而且对了解泛非期的构造演化也具有重要的意义。Hook岩基最初被认为是古老基底的一部分，在泛非期重新活化[3]；Unrug厘定了卢非利安弧-赞比西带在克拉通之间碰撞的位置，并认为Hook岩基的活化和后期零星状正长质侵入体的侵位是由于Mwembeshi（MwZ）右旋韧性剪切作用诱发的结果[4]；Hanson等总结了Hook岩基岩浆作用的时空格架，认为存在两阶段的岩浆岩侵位事件：加丹加超群围岩区域变形同构造期和构造后期[5]；Milani等对Hook岩基东部蒙布瓦地区的铜多金属成矿作用进行了系统研究，认为其可能属于铁氧化物-铜-金（IOCG）型成矿系统，成矿作用与Hook岩基晚期正长质岩体的侵入有关[6]。Lobo-Guerrero Sanz（2005）根据地球化学特征，将岩基解释为裂谷环境中侵入的杂岩体[7]。本文以Hook岩基为研究对象，对前人发表的U-Pb年代学、地球化学和矿产信息等资料进行了归纳整理，系统探讨了其岩浆源区和岩石成因，反演了该区泛非期的构造演化背景；在此基础上，分析了该区的铜多金属成矿潜力，为企业在该地区找矿勘查提供理论指导。

1 地质背景

卢非利安弧位于刚果（金）南部和赞比亚中北部，主要由新元古代-早古生代变质沉积岩（加丹加超群）组成，与太古宙卡塞地块（Kasai Block）、中元古代基巴拉带（Kibaran Belt）和古元古代班韦乌卢地块（Bangweulu Block）相邻（图1a）。由南向北可将卢非利安弧分为5个构造带，分别为：Ⅰ-加丹加高原、Ⅱ-复向斜带、Ⅲ-穹隆区、Ⅳ-外部逆冲褶皱带和Ⅴ-前陆盆地。其中，复向斜带和加丹加高原代表了卢非利安弧的内弧区域，区别在于复向斜带中，只有昆德伦古群（Kundelungu）沉积岩出露，而在加丹加高原则广泛发育岩浆活动和较连续的加丹加变质沉积岩系（包括罗安群、恩古巴群和昆德伦古群）。

图1 Hook岩基大地构造位置（a，据参考文献[2]修改）和地质图（b）Fig.1 Tectonic map(a,modified from[2])and geological map(b)for Hook Batholith

赞比西带是一个SW-SSW走向的逆冲-褶皱杂岩带。在赞比亚南部主要由碎屑岩和碳酸盐岩经过低级绿片岩相和中级角闪岩相变质的沉积岩地层和下覆厚层火山岩组成[8-10]。构造带内多处发现榴辉岩相的MORB型基性岩，为刚果克拉通和卡拉哈里克拉通之间缝合带的重要标志[8]。

Hook岩基位于赞比亚首都卢萨卡以西约200 km处，大地构造位置上处于卢非利安弧内加丹加高原（Katanga High）南段，岩基南侧以MwZ右旋走滑断层与赞比西带相隔，是泛非运动达马拉-卢非利安-赞比西造山带内已知最大的侵入体（图1a）。岩基主要由中细粒花岗岩、粗粒-巨晶花岗岩、含电气石淡色花岗岩和晚期正长岩为主的零星状侵入体组成，其中，晚期正长岩主要出露于岩基东侧加丹加超群地层中（图1b）。Hook地区出露的地层主要为加丹加变质沉积岩，由细粒石英岩、石英片岩和绢云母片岩构成。基岩东部发育一条大型（宽约3 km，长＞50 km）的接触变质带，带内变质泥岩演变成了红柱石-堇青石云母片岩；而在岩基西南部，花岗岩类与未知起源的混合岩接触带内可见变质程度更高的白云母片麻岩、二云母片麻岩等岩性，Hanson等将其解释为可能西南部具有更高的剥蚀程度[5]。岩基边部NW向、NE向断裂十分发育，可能为区域性韧性剪切作用的结果。

2 成岩时代

Hook岩基的年代学研究始于20世纪60年代，Snelling等（1964）首次对岩基中东部粗粒花岗岩中的黑云母、白云母和角闪石等矿物进行了K-Ar同位素定年，获得年龄介于475±25 Ma～448±15 Ma[11]。Hanson等对岩基中不同类型岩体进行了大量的UPb锆石测年工作，获得了岩体东部两个变形花岗岩的年龄分别为559±18 Ma和566±5 Ma，MwZ带中同变形流纹岩的上交点年龄为551±19 Ma；岩体中部流纹岩岩脉的年龄为538±1.5 Ma，粗晶花岗岩的年龄为533±3 Ma。结合野外调查没有发现任何基底出露，因此认为岩基是泛非期同-后构造侵入体[5]。Lobo-Guerrero Sanz利用锆石SHRIMPU-Pb测年技术获得卡富埃平原一个碱性花岗岩的年龄为538.2±3.3 Ma[7]。Naydenov等从Hook花岗岩类中获得了6个U-Pb锆石年龄，从而限制了主要深成侵入体形成于550～540 Ma[12]。Milani等对岩基东部Katangan地层中零星出露的二长闪长岩和石英二长岩进行了新的U-Pb锆石测年工作，获得其年龄分别为519±5 Ma和544±2 Ma[2]。由于K-Ar体系封闭温度较低，容易受到后期热事件的扰动，而锆石U-Pb体系因具有高的封闭温度而能得出接近岩体侵位结晶的年龄，因此本次仅对精确度较高的U-Pb测年样品进行了统计（表1）。基于以上研究表明，Hook地区的岩浆活动时限为566～519 Ma，结合岩石的岩相学特征，可进一步将Hook岩基的结晶作用分为早晚两期：其中早期的岩体发生一定程度的变质变形作用，形成时代为566～544 Ma；晚期岩体未发生变质变形作用，形成时代为544～519 Ma。需要指出的是，Hook岩基在区域上并非孤立的岩浆事件，例如，在尼日利亚东部广泛发育泛非期后碰撞富钾花岗岩，被认为是含水长英质地壳与幔源物质混合部分熔融的结果[13]；在巴西东北部Borborema省存在富铁钾质花岗岩，其时代在570～512 Ma之间，标志着圣弗朗西斯科克拉通和刚果克拉通最终汇聚[14]；在苏丹、埃塞俄比亚、索马里和马达加斯加等晚新元古代造山带中均广泛发育类似的钾质花岗岩类，其形成时代为580～540 Ma[15]。

表1 赞比亚中部泛非期Hook岩基岩浆岩年龄数据汇总表Tab.1 The age data summary of magmatic rocks from the Pan-African Hook Batholith in the central Zambia

3 地球化学特征

Hook岩基是一个由多种类型岩浆岩组成的大型复式岩基，以酸性侵入岩为主，根据岩相学和年代学特征，可将花岗岩类进一步划分为两期岩浆作用。本文选取前人所采集未蚀变花岗岩样品的地球化学特征进行归纳总结。

3.1 主量元素特征

早期花岗岩SiO2=64.2%～77.1%，K2O=3.77%～5.83%，Na2O=2.45%～3.47%，相对富钾（K2O/Na2O=1.09～2.32），在SiO2-K2O图解上，落入高钾钙碱性系列-钾玄岩系列（图2a）；Al2O3=12.2%～15.4%，CaO=0.65%～3.69%，铝饱和指数A/CNK为0.89～1.06，在A/CNK-A/NK图解中（图2b），显示准铝质-弱过铝质特征。晚期花岗岩SiO2=51.3%～78.9%，K2O=1.17%～7.02%，Na2O=1.47%～7.61%，K2O/Na2O比值范围较大（K2O/Na2O=0.15～4.78），整体显示富钾趋势，在SiO2-K2O图解上，大多数落入高钾钙碱性系列-钾玄岩系列（图2a）；Al2O3=10.8%～17.9%，CaO=0.16%～5.51%，铝饱和指数A/CNK为0.69～1.06，在A/CNK-A/NK图解中（图2b），同样显示准铝质-弱过铝质属性。总体来说，不同期Hook岩基花岗岩具有相似的主量元素特征，岩石相对富钾，而且随着岩浆演化，其富钾程度显示逐渐增加的趋势（图6g）。

3.2 稀土和微量元素特征

图2 Hook岩基花岗岩SiO 2-K 2O图解（a）和A/CNK-A/NK图解（b）（数据摘自参考文献[2]）Fig.2 SiO 2-K 2O and A/CNK-A/NK diagram

早期花岗岩稀土元素总量（∑REE）为181.50×10-6～650.10×10-6，晚期花岗岩稀土元素总量（∑REE）为128.10×10-6～576.60×10-6。Hook岩基花岗岩的稀土和微量元素配分形式如图3所示。整体上看，不同时期岩石具有一致的微量和稀土元素分配形式，暗示其可能具有相似或相同的岩浆源区。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，呈现强烈的轻重稀土元素分馏（LREE/HREE=4.85～22.34）、稀土元素内部轻稀土（LREE）分馏明显、重稀土（HREE）分馏不明显的配分模式（图3a）；Eu的负异常（δEu=0.30～1.0）暗示成岩过程中经历了强烈的斜长石分离结晶作用或原岩熔融时残留相中存在斜长石。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上（图3b），Hook花岗岩样品大离子亲石元素（LILE）Rb、Th、U和K等相对富集、Ba和Sr相对亏损，高场强元素（HFSE）Nb、Ta、Ti等亏损明显，具有弧型钙碱性岩浆属性。

4 源区性质

图4 (87Sr/86Sr)i-εNd（t）成因模拟图解（据参考文献[2]修改）Fig.4(87Sr/86Sr)i-εNd（t）diagram for the Hook samples

图5 A型花岗岩判别图（a和b据参考文献[20]；c和d据参考文献[21]）Fig.5 A-type discrimination diagrams for the Hook granitoids OIB.洋岛玄武岩；IAB.岛弧玄武岩

图6 Hook岩基Harker图解Fig.6 Harker variation diagrams for Hook granitoid rocks

根据目前发表的Hook岩基Sr-Nd同位素数据[2]，同样剔除岩基外围和蚀变较强样品，按实际成岩年龄计算获得(87Sr/86Sr)i比值和εNd(t)值变化范围分别为0.706 05～0.710 21和-3.7~+1.8，在(87Sr/86Sr)i-εNd(t)岩石成因模拟图解上（图4），它的成分点落在靠近玄武岩-下地壳演化线上/附近，叠合在基巴拉带+卡拉维-安科勒带区，显示源区为基性玄武岩和古老下地壳物质的混合源区，其混合模式年龄为1 099～1 729 Ma（TDM2）。实际上，岩体中可见零星出露的镁铁质侵入体，也证实了地幔和地壳物质的相互作用[11]。稀土元素配分模式图显示，Hook花岗岩重稀土分馏不明显，表明源区熔融时残留相中无石榴子石，石榴子石在玄武质岩石熔融时的稳定压力大于1.0～1.2 GPa[18]，因而岩浆从源区熔融时的压力应小于1.2 Ga，对应的源区深度应小于40 km，小于区域广泛发育的白片岩所推断的地壳增厚时的厚度（45～50 km，1.2～1.4 GPa）[8]。

5 岩石成因

A型花岗岩是Loiselle和Wones提出来的，其地化特征表现为富Si、Na和K，贫Ca、Mg和Al，（K2O+Na2O）/Al2O3和TFeO/MgO值高，富 Rb、Th、Zr、Hf、Ga、Y，贫Sr、Ba、Cr、Co等微量元素，REE配分曲线大多呈燕式分布，以具有显著的负Eu异常等为特征[19]。根据其分类标准，Hook岩基花岗岩类属于A型花岗岩。在Whalen等的图解上，所有样品点均投入A型花岗岩区（图5a，b），在Eby等图中可以看出，早期花岗岩样品全部落在A2型花岗岩范围，而晚期花岗岩样品则主要落在A1型花岗岩和两者的过渡区间（图5c，d）。

岩基内部发育大量暗色矿物含量极低的淡色花岗岩或白岗岩，表明岩浆曾经历过强烈的结晶分异作用[1]，在Harker图解上（图6），随着SiO2含量的增加，MgO、Al2O3、TiO2、CaO、TFeO、P2O5、Ni和δEu逐渐降低，构成同源岩浆结晶分异演化的一般规律。结合微量元素原始地幔蛛网图中所呈现出的P和Ti元素强烈亏损现象，暗示岩浆演化过程中发生了磷灰石、钛铁矿和金红石等矿物的分离结晶作用；岩石中Sr主要和Ca呈类质同象赋存于斜长石等矿物中，在斜长石中具有较高的分配系数，而微量元素Sr的强烈亏损和稀土元素δEu的负异常（图3a）均显示出斜长石的分离结晶作用，在La-La/Sm图解（图7a）中，同样显示岩浆演化过程中结晶分异作用扮演着重要的角色。

图7 Hook花岗岩La-La/Sm（a）和La/Yb-Nb/La（b）图解（据[27]）Fig.7 La-La/Sm diagram(A)and La/Yb-Nb/La diagram(B)after[27]for the Hook granitoid rocks

Hook花岗岩强烈亏损Nb、Ta等高场强元素及花岗岩样品中捕获锆石的存在[2,8]，暗示岩浆在上升过程中可能经历了一定程度的地壳物质的混染作用[5]。岩浆受到地壳物质的混染，会增加SiO2、K2O氧化物含量和La/Nb、Zr/Nb等比值[23]，同时随着SiO2含量的增加，（87Sr/86Sr）i比值呈现明显上升的趋势，εNd(t)呈现明显下降的趋势。Hook花岗岩具有相对均一的Sr-Nd同位素组成[（87Sr/86Sr）i=（0.70605～0.71021）;εNd(t)=（-3.7～+1.8）]，结合La/Yb-Nb/La图解（图7b），表明在岩浆上升演化过程中地壳物质的混染作用较微弱。

热源方面，根据Henk等提供的模拟实验，当地壳熔融量达到体积的30%～50%时，需要2～3倍于花岗岩体积的镁铁质岩浆进行烘烤[24]，而Hook地区出露的基性岩体分布较局限，因此Milani等认为，地幔物质的底侵作用，镁铁质熔体进入地壳深部，可能是Hook岩基一种重要的加热机制，但不足以形成如此面积的花岗质岩基，而Hook岩基花岗岩具有高U/Pb和Th/Pb值，相比一般地壳强烈富集产热元素（HPE：U、Th和K），因此认为在地壳增厚过程中，内部放射性热源的存在对原始花岗质岩浆的形成也可能起着关键性的作用[2，25]。

岩浆侵位深度方面，尽管未见Hook花岗岩与其围岩的接触界面，但是在野外岩基东部宽达3 km接触变质带中发现的红柱石-堇青石云母片岩，表明其结晶深度较浅（＜4 kbar），而且研究表明A型花岗岩常发育于地壳浅部[26]，可以推断Hook岩基的岩浆应于地壳浅层就位。

6 构造背景

卢非利安-赞比西带是泛非运动时期冈瓦纳拼合过程中形成的重要活动带之一[28-30]。赞比西带中榴辉岩、变质辉长岩的发现，标志着克拉通缝合带的存在，可能代表着刚果克拉通与卡拉哈里克拉通的碰撞。年代学研究表明，其俯冲时限在650～600 Ma[7]。大部分学者认为卢非利安弧和赞比西带之间区域尺度的MwZ韧性剪切带是刚果克拉通与卡拉哈里克拉通的缝合带位置，其可能代表了东、西向冈瓦纳古陆的最终拼合[31]。Hook岩基位于MwZ剪切带北侧，Natdenov等认为泛非期Hook地区经历了两期正交的构造-变质热事件：（1）550～533 Ma期间，对应区域性的E-W向缩短，可以解释N-S向发育的褶皱和伴生的轴面近垂直的劈理构造；（2）533 Ma之后，刚果克拉通与卡拉哈里克拉通碰撞形成区域性N-S向缩短变形作用[12]。笔者通过整理总结Hook花岗岩的年代学及地球化学特征表明，Hook岩基花岗岩类形成于566～519 Ma，不同类型岩体可能源于同源岩浆，结合岩相学特征和地球化学特征，进一步将Hook岩基的岩浆作用分为早晚两期：其中早期的岩体发生一定程度的变质变形作用，形成时代为566～544 Ma，样品点全部投于A2型花岗岩区（图5c，d），显示造山后期的环境；晚期岩体未发生变质变形作用，形成时代为544～519 Ma，样品点主要落在A1型花岗岩和两者的过渡区间，显示后造山环境，结合区域上存在与晚期花岗岩同时期的基性岩出露，确定为板内伸展拉张环境。整体上，Hook地区可能属于造山后向后造山伸展转换阶段。本文仅根据已资料整理取得的认识，区域系统的构造-岩浆岩地质演化过程还有待以后更多的工作进行深入剖析和研究。

7 成矿潜力分析

（1）蒙布瓦Cu-Au成矿有利区

蒙布瓦地区位于Hook岩基的东北部（图1b），早在数百年以前，该地区就有多金属硫化物矿化的报道，但一直未引起重视，直到2004年，必和必拓公司对其进行了大面积的地球物理和地球化学调查工作，发现了一系列与蚀变带及角砾岩化带相关的Cu-Au异常区，识别出27个靶区，后来被证明是大规模热液-矿化系统的一部分[6]。地球物理资料显示，蒙布瓦成矿有利区内呈现两处相对集中的强烈磁异常和重力异常中心，并据此划分为两个矿化中心，包括北部Mutoya中心和南部Sugar Laof中心，它们之间由ENE向坎卡姆断裂（Kankamu Fault）隔开（图1）。

（2）基通巴（Kitumba）大型铜（金）矿床

2014年以来，由Blackthorn Resources与Intrepid Mines Ltd合并的合资公司对Sugar Loaf远景区开展了大量的地质勘探工作，发现了基通巴大型铜（金）矿床，据2017年报显示，以1%为铜的边界品位，获得基通巴铜（金）矿床的总资源量约为27.9百万吨（铜品位2.2%，伴生金平均品位为0.03～0.04 g/t，铜金属量约50万吨。

含矿地层-岩石组合：基通巴矿区内出露的地层为中-下昆德伦古群变质粉砂岩和泥质板岩。赋矿围岩主要为花岗斑岩和正长斑岩。同时，矿区内大量发育热液角砾岩，角砾成分复杂，既包括变质沉积岩，也包括侵入岩，热液角砾岩多具有矿化作用。

控矿构造：区内发育北东东向和近南北向的断裂构造。调查结果显示，断裂带内或断裂交汇处发育大量与铜矿化相关的赤铁矿化角砾岩或铜矿体，表明断裂构造可能是基通巴矿床的主要控矿构造。

矿体特征：矿体呈角砾状、网脉状或细脉状。矿石矿物主要为黄铜矿、斑铜矿、赤铜矿、黄铁矿、辉铜矿、方辉铜矿、磁铁矿、赤铁矿等；脉石矿物主要有石英、方解石、长石类等。其中，角砾状矿体中的黄铁矿和黄铜矿主要发育于角砾岩化和赤铁矿化之后，呈浸染状分布于赤铁矿化角砾岩的基质中，局部可见角砾岩中的碎屑已被黄铁矿取代；细脉或网脉状矿体中的硫化物常与碳酸盐、赤铁矿、菱铁矿和石英相伴生。

围岩蚀变：区内发育以网脉状矿脉为中心的热液蚀变系统，由深部向浅部依次表现为：磁铁矿化带、钾化带、碳酸盐化带、赤铁矿化带和绢云母化（±绿泥石化）带，地表可见次生铁质蚀变和钾长石和绢云母的高岭土化。

图8 基通巴矿床地质图（b）和地质剖面示意图（b）（据参考文献[6]修改）Fig.8 Geological map(a)and interpretative geological section(b)for Kitumba deposit

硫同位素特征：前人对该矿床的硫化物进行结果表明，硫化物的δ34S值为+4.3～+7.6‰，显示岩浆硫和盐湖卤水的混合源特征[6]。虽然蒙布瓦地区未见蒸发岩的直接证据，但在加丹加超群底部上罗安群地层中常见盐沼相、酸酐和石膏残留体以及崩塌角砾岩等蒸散性特征。

矿床类型及成因：Milani等通过对比分析认为远景区的成矿作用与铁氧化物-铜-金（IOCG）系统密切相关[6]，主要基于以下几点：①成矿作用受蒙布瓦断裂带控制；②矿区发育热液角砾岩系统；③硫化物矿化作用与钙化和钾化蚀变在空间上具有一致性，并且未发现大规模硅化作用；④发育大量的低钛铁氧化物（磁铁矿、赤铁矿）和与铁-铜硫化物伴生的铁硅酸盐矿物（如阳起石）；⑤矿化岩石样品具有高含量的轻稀土元素（LREE）；⑥在蒙布瓦地区，铜矿化与Hook岩基晚期A型正长质侵入岩关系密切；⑦深成矿体的铜品位介于0.7%～1.5%之间，与世界级IOCG型矿床相一致。

（3）潜力分析

IOCG型矿床具有规模大、品位高、元素多、埋藏浅和易采选等优势，其成矿理论和找矿勘查工作备受国内外地学界所关注，代表性矿床有澳大利亚奥林匹克坝超大型铜-铁-金-铀矿床、智利的拉坎德拉利亚铜-金矿床、巴西的萨洛博铜-金矿床等[34]。此外，前人航磁资料研究显示，蒙布瓦地区发育超过1 km宽、25 km长的磁力重力异常走廊带，而晚期的正长质侵入体在空间上与强磁异常密切相关，结合区域航空磁数据资料显示，正长质侵入体可能具有由东南向西北延伸约140 km的分布范围。

综合以上资料，笔者认为Hook岩基东部蒙布瓦地区具有巨大的成矿潜力。其岩基周边，特别是晚期正长质岩体出露地区可能是寻找类似找矿靶区的重要找矿标志。

8 结论

通过对赞比亚中部Hook岩基的总结研究，得出以下几点认识：

（1）Hook岩基花岗岩类是一套准铝质、钙碱性-碱性系列岩石，具有富Na、K，贫Ca、Mg、Al等元素特征，属于A型花岗岩。

（2）岩基的形成时代为（566～519）Ma，可进一步划分为早期（566～544）Ma和晚期（544～519）Ma两个阶段，分别对A2型花岗岩和A1型花岗岩，显示造山后向后造山伸展转换的构造环境。

（3）岩基原始岩浆为壳幔混合源区，为同源岩浆经过结晶分异作用演化的结果，岩浆在上升过程中可能经历了微弱的地壳物质的混染作用。

（4）岩基东部蒙布瓦地区具有巨大的成矿潜力，是形成IOCG系统的有利地区，特别是晚期正长质岩体出露地区可能是寻找类似找矿靶区的重要找矿标志。