中条-熊耳多期裂谷开合构造及其深部找矿

刁 谦, 真允庆, 牛树银, 孙爱群, 宋 涛, 孙 璐

(1.江苏省有色金属华东地质勘查局, 南京 210093; 2.中囯冶金地质总局三局, 太原 030002;3.河北地质大学, 石家庄 050031)

“开合构造”是我国三大地质学派, 即黄汲清院士的多旋回学说、张文佑院士的断块学说和马杏垣院士的区域大地构造学说, 三者殊途同归, 携手创建的具有中国特色大地构造新思维[1], 是一门研究地质体结构、构造和规律的学科。它不仅揭示了各种地质运动之间的内在联系和本质特征, 而且对地球的层圈结构, 亦以开合运动为主导, 经旋转运动调整, 从而达到相对稳定的平衡状态, 构成开合旋回构造体系, 相继产生重大的地质事件, 如阜平运动、五台运动、中条运动、燕山运动等, 并明确其运动的主要动因是热能和重力能, 指出地核是不断向地球浅部提供热能的“热源库”, 究其成因机理, 是与板块俯冲碰撞及地幔柱上隆相联系的[2-3]。自2004年以来, 由我国地质学家张抗、姜春发、杨巍然等率领的研究集体成立了开合构造专题研究组, 标志着我国对创建开合构造进入了崭新阶段, 其理论研究成果日臻完善, 并为新全球构造观奋勇探索[4]。

本文作者之一真允庆在1990—1993年期间参与了“中条山区隐伏铜矿找矿研究”的攻关项目, 其成果已在《中条裂谷与落家河铜矿床》[5]和《中条裂谷铜矿床》[6]两部专著中有所体现。在此基础上，结合近30年来对紧邻东秦岭(峭山、熊耳山及外方山一带)的研究新成果, 扩大研究视野, 初次提出“中条-熊耳多期裂谷”新认识, 试图运用开合旋回的理念, 剖析和探讨其成矿作用、控矿因素，并给出了深部找矿建议。文中不妥之处, 诚挚欢迎批评指正。

1 中条-熊耳多期裂谷开合构造特征概述

黄汲清等[7]根据中国地质实际, 最早认为板块具有“一开一合”或“一张一压”的运动形式, 与演奏手风琴时的一张一合型式非常相似, 并命名为“手风琴式运动”, 以区别于经典的板块构造和原生洋的观点, 为创建开合构造作出了突出的贡献。此后, 杨巍然等相继发表了大量有关开合方面的论文, 丰富了“手风琴式运动”的内容, 特别是对开合理念系统化[4,8-10]。因此，如果说黄汲清提出的手风琴式运动为创建开合构造奠定了基础, 那么杨巍然等发表的一系列开合方面的文章和专著, 可以说是为创建开合构造学说起到了主导作用[10]。

正如倪融[11]指出: 开合构造学说继承了中国大地构造八大学派所长, 对板块构造传入中国后的各种构造学说进行了新的综合, 较好地反映了中国大地构造发育的特点, 并与资源勘探紧密地结合, 是带有原创性的新思维, 有较强的生命力和良好的发展前景。本文试以阐述中条-熊耳多期裂谷的开合构造特征, 探讨其成矿作用和深部找矿问题。

1.1 开合构造在时间上具有旋回性

黄汲清等[12]认为引张(或裂陷)作用与挤压(褶皱、造山)作用交替出现, 从而造成依次发展的构造旋回; 姜春发等[10]称这种构造演化为开合旋回; 杨巍然等[9]指出: “一开一合, 便构成一个构造旋回”, 或“地壳块体由开裂到聚合的全过程构成一次开合旋回”。开, 是开裂, 是扩张的过程；合, 是拼合, 是压缩的过程, 一开一合完成了扩张(伸裂)到压缩(聚合)一种动力学机制的转换过程。白瑾等[13]曾指出，中条山地区先后经历了3次“开-合”和3次大规模的地壳运动, 留下4个大的不整合面分隔了绛县群、中条群、担山石群、熊耳群与汝阳群5个构造层。应该指出, 以往大量文献中所称“中条裂谷”仅指中条山-王屋山地区, 与大别山秦岭造山带紧邻(图1a), 同时受鄂尔多斯地块影响, 构成NE-NW向构造格架。张瑞英等[14]综合地质、地球化学等特点, 将华北南部鲁山-小秦岭地区和中条山-王屋山区划为“南部古陆块”, 并提出该陆块呈现为大型的倾伏向斜构造, 其枢纽向南东倾斜, 可能在新太古代晚期与其他微陆块拼合, 并发生了变质作用和陆壳的活化, 形成华北克拉通的统一基底(图1b)。

1.1.1 中条-王屋地区太古宙开合构造旋回 中条山-王屋山的基底涑水杂岩, 主要是以英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长质片麻岩(TTG)组成, 其中含有大小不等的变质表壳岩, 并含科马提岩的变质超镁铁质岩和中酸性火山岩, 推测可能是太古宙的残留体, 为大陆边缘地质环境[13]，其岩性与区域内的太华杂岩和登封群完全可以对比(图1)。

图1 华北克拉通南部前寒武纪杂岩地质示意图(a)及紧邻秦岭构造略图(b)(据[14-15]修改)

从中条山涑水杂岩结晶基底岩石同位素年龄(图2)可以看出：在西南侧分布有2.7 Ga高铝TTG质片麻岩, 变质岩的锆石εHf(t)值为(+3.5～+7.7), 模式年龄集中于2.7～2.85 Ga[18], 是中条地区重要的一期地壳生长事件。另据赵斌等[19]对涑水杂岩中的灰色片麻岩、斜长角闪岩和二长花岗岩研究, 发现有2 790±15 Ma、2 773±24 Ma和2 782±34 Ma的残留锆石年龄, 暗示中条山地区可能存在更古老的岩石记录。而新太古代晚期2.55～2.6 Ga是中条山地区最显著的一期岩浆事件, 以发育大量TTG岩石为特征, 同时有少量钙碱性花岗质岩石和斜长角闪岩, 这期构造热事件与整个华北克拉通最显著的岩浆作用时限一致。张瑞英等[20]根据岩石的地球化学、同位素组成特征, 认为2.55 Ga的TTG质岩石, 亦是中条山地区最显著的变质作用事件。在涑水杂岩中, 分布有新太古代和古元古代花岗岩侵位, 前者以横岭关和解州的黑云二长花岗岩为代表, 年龄分别为2 609±31 Ma和2 620±14 Ma, 属于高钾钙碱性I型花岗岩,εHf(t)分别为(-2.3～+4.8和+4.4～+7.5), 对应模式年龄分别为2 791～3 222 Ma和2 628～2 823 Ma[20]; 后者可划分为3期: 赛子英云闪长质-奥长花岗质片麻岩、横岭关花岗质片麻岩和烟庄钾长-二长花岗质片麻岩, 分别为2 321 Ma、2 256 Ma和2 297 Ma, 主体形成于2 320～2 250 Ma[21]。并且同期侵入的有由近百个基性-超基性岩体组成的NE向4条岩带(图2b)，依次为大盆岔-郭家沟店-上马峰沟岩带、七峪-马家庙-涧底河岩带、南川口-牛家峪岩带和范家凹岩带。岩体规模一般宽数十米至百余米, 少数较大者可达100～300 m, 长一般数百米至数千米, 产状多呈透镜状、似层状分布, 个别为等轴状、楔状, 岩体与围岩接触界线一般较明显, 其形态受围岩片麻理产状控制,局部可见斜交现象。岩体多属辉石岩类, 次为角闪石岩类, 中心部分可达辉石橄榄岩。少数较大的岩体(如七峪-涧底河岩体)中心以橄榄岩类为主, 并有分异现象, 边缘为辉石岩相, 向内即为辉橄岩-橄榄岩相, 个别岩体可见到辉橄岩相。岩石蚀变普遍见到碳酸盐化、蛇纹石化、绿泥石化、滑石化, 以及水镁石化+金云母化等, 并有黄铁矿化、磁铁矿化、黄铜矿化、镍黄铁矿化和斑铜矿化。基性-超基性岩侵位年龄为2 303±25 Ma(U-Pb法), 为古元古代[22]。

图2 中条山涑水杂岩同位素年龄分布(a)及华北克拉通构造(b)示意图[14-17]

Zhu 等[18]在涑水杂岩中发现～2.7 Ga的英云闪长质片麻岩和片麻状奥长花岗岩,207Pb/206Pb加权平均年龄为2 713±7 Ma[23]；奥长花岗岩多为铝过饱和岩体, 常为单峰(DI、Pl曲线)侵位, K2O+Na2O<7%, K2O<3%, TiO2<0.26%, Al2O3>13%, CaO>1.73%, 可视为压性(合)构造环境形成[24], 推测为新太古代早期一次重要的地壳生长事件。而叠加的～2.5 Ga岩浆活动, 与华北克拉通中东部陆块大规模幔源岩浆的底侵作用相似[25], 最明显的是和同世代的基性-超基性岩(带)构成“双峰态”侵位, 花岗岩多为碱过饱和钙碱性岩类, K2O+Na2O>7%, K2O>3%, TiO2>0.26%, Al2O3<13%, CaO<1.73%, 可视为张性(开)构造环境形成的花岗岩[24], 构成太古宙开合构造旋回。另外, 据近年最新U-Pb法年龄资料: 产于上玉坡短轴背斜核心的北峪花岗岩年龄为2 633±84 Ma[26]或2 477±8 Ma[27]，产于同善构造-剥蚀天窗的虎坪变英云闪长花岗岩年龄为2 551±2.7 Ma或2 530±13 Ma[28], 产于落家河构造-剥蚀天窗的仙女池奥长花岗岩Pb-Pb等时线年龄2 572±30 Ma[29], 以及王屋山构造-剥蚀天窗内虎岭及林山一带可能亦有涑水杂岩(?)[30]分布。总之, 前寒武纪(～2.7及～2.55 Ga)的TTG所构成中条山-王屋山的结晶基底, 与华北克拉通的中部造山带TTG基本一致, 均属板块俯冲带[26]构造环境(图2a)及相邻的秦岭碰撞带[15](图1a)地质背景有关, 应是聚合环境产物。

1.1.2 中条-王屋地区古、中元古代开合构造旋回 如前所述, 中条山-王屋山地区由于新太古代晚期(2.55～2.5 Ga)的构造热运动, 亦是华北克拉通南部最显著的一期地质事件, 该时期形成大量TTG(高钠质), 也发育同期的二长花岗岩(高钾质), 并伴随着变质作用的发生, 标志着新太古代末期华北克拉通基础业已形成。约至2 300 Ma之间, 华北南部古陆块相对平静, 地壳显示了隆升态势以聚合为主。直至约2.19～2.16 Ga[30]或约2 200 Ma[31]地壳伸展, 沉积了一套近EW向的绛县群优地槽建造, 不整合在涑水杂岩之上, 即所谓涑水运动[13]。

中条-王屋地区古元古代地层的沉积建造如图3所示。其中绛县群是以张裂为主, 基本由3个亚群组成: 横岭关亚群(包含平头岭组和铜凹组, 为滨岸粗碎屑相→浅海细碎屑相构成微旋回)；铜矿峪亚群(下部后山村组及园头山组为滨浅海细碎屑相沉积, 中部为竖井沟组、西井沟组和骆驼峰组基本为火山-沉积岩建造组合), 其海相双峰式火山岩的喷发, 说明沉积环境演化为被动陆缘裂陷海槽；再上为宋家山亚群(组)，分布在铜矿峪之西的同善构造剥蚀天窗[25]。落家河构造剥蚀天窗[5]及王屋山构造剥蚀天窗[29]中是以浅海(粗—细)碎屑及火山沉积, 演化成半深海细碎屑、碳酸盐及火山沉积, 经变质后形成以变细碧岩、大理岩、石英岩组合。从总体看, 绛县群是由陆相-(滨岸浅海相)→浅海火山沉积相→半深海火山沉积相的张裂演化过程[32], 亦是地壳沉陷、海水自西向东逐渐加深的标志[10]。铜矿峪古斑岩型铜矿床形成, 是受古元古界火山机构控制, 不仅在火山筒内(赋矿岩石剖面及开采930 m巷道), 均见有与地表浅部竖井沟组及西井沟组相同的变富钾流纹岩和含杏仁孔的变钾质基性火山岩(黑云片岩)[33-34], 在上玉坡短轴背斜四周及铜矿峪沟的变富钾流纹岩其U-Pb同位素年龄为2 160.5±7.8 Ma和2 161.3±1.5 Ma[35]与成矿有关的变石英二长斑岩2 117±13 Ma或2 121±10 Ma[36], 无疑两者属于同一火山机构喷发或侵入的岩石。

在中条山地区, 紧接着地壳呈NE向沉降, 构成中条群(2.09～2.06 Ga)[30]不整合在涑水杂岩或绛县群之上, 这一构造事件常称其为绛县运动。在中条群的底部界牌梁组为薄层变质石英砂(砾)岩, 向上龙峪组为砂质板岩、余元下组含藻白云石大理岩、篦子沟组黑色片岩、余家山组杂色含藻大理岩, 以及温峪组绢云母片岩。其碎屑岩中交错层、波痕发育；泥质岩中常见泥裂、石盐假晶, 显示了滨浅海沉积特征; 碳酸盐岩中富含的叠层石, 以层状、层柱状为主; 黑色片岩反映深海还原环境沉积。总体而言, 这套碎屑岩-泥质岩-碳酸盐岩建造, 沉积相由陆相-滨、浅海相-深海相的变化, 早期地壳沉降、海水加深代表了一个大的海侵层序, 晩期沉积一套典型的冒地槽建造(图3b)。绛县群至中条群由优地槽演变成冒地槽, 无疑是典型的地壳聚合过程。在中条群之上不整合沉积了由变质砾岩组成的担山石群, 呈NE向磨拉石建造的出现, 是地壳碰撞隆起最直接的证据。随后又有熊耳群(或西洋河群[37])以火山喷溢作用为主, 构成安山岩, 玄武安山岩及酸性火山岩双峰态建造, 早期沉积盆地中亦以层凝灰岩、火山碎屑岩、砂岩、砂砾岩、页岩及灰岩等陆相-浅海相火山-沉积, 广泛不整合覆于上述古老地层之上。这一不整合接触, 称其为中条运动(吕梁运动)，呈现了地壳裂解环境。

图3 中条山地区涑水杂岩—担山石群地层建造及构造示意图(据文献[30]修改)

在华北克拉通南缘, 基性-镁铁质岩墙群(1 785±18 Ma)[37]广泛分布, 它们侵位于太古宇涑水杂岩、绛县群、中条群及担子石群的地层之中, 其方向见有NE、NW、NNE和EW等, 形成杂乱无章的态势(图4a), 与华北-太行-吕梁一带分布NNW向岩墙群(图4b)明显不同。

图4 中条山-王屋山地质(a, 据文献[38]修改)及华北元古代基性岩墙分布(b, 据文献[39]修改)略图

结合区域地质分析, 如陕西宝鸡附近及山西吕梁地区, 除了亦有基性岩墙群分布外, 还见有A型花岗岩, 以及比熊耳群稍晚的斜长岩、奥长环斑花岗岩等(1.75～1.70 Ga)和碱性花岗岩类(～1.65 Ga)。这些岩浆岩与熊耳群火山岩在地球化学、岩石成因及其形成的构造背景等方面, 可能存在必然的联系[37]。综合上述，裂谷构造及火山-岩浆活动可视为地幔柱构造的有力证据[38,40], 亦是全球Columbia超大陆裂解事件的响应[41]。

1.1.3 熊耳山-秦岭地区开合构造旋回 在早-中元古代期间, 华北陆块火山岩浆活动广泛分布, 除了华北南缘陕西宝鸡附近及山西吕梁地区的熊耳期火山岩(约1.80 Ga)以外, 还有基性岩墙群(约1.75 Ga)、麻坪A型花岗岩(1 600 Ma)以及比熊耳群稍晚的斜长岩、奥长环斑花岗岩等(1.75～1.70 Ga)和碱性花岗岩类(～1.65 Ga)。这些岩浆岩和熊耳群与夭折的三叉裂谷环境具有千丝万缕的自然联系。据火山岩的地球化学特征研究, 皆属岛弧型火山岩, 系来自受俯冲组分改造的陆下岩石圈富集地幔源区，反映处于地壳拉伸、减薄,很可能沿早先拼合的薄弱部位, 最先发生破裂裂解的产物。另据熊耳群大古石组及马家河组沉积岩的岩石学和地球化学特征分析, 表明熊耳群是形成于被动大陆边缘的构造环境[37]。

秦岭为复合型大型造山带, 其“开合”构造演化过程与上述的中条-熊耳裂谷明显有所不同。杨巍然[42]对秦岭开合构造演化划分为4个阶段:(1)中晚元古代以“合”为主, 华北与扬子陆块相向靠拢, 经晋宁运动最终形成大陆造山带;(2)古生代—三叠纪以“开”占优势, 并为裂谷发育特征, 形成断裂造山带;(3)中生代早期以“合”成为矛盾的主要方面, 以南向逆冲-推覆为主, 并伴有东西向的剪切滑动, 成为断块活动带;(4)中生代晚期和新生代, 再次转化为“开”占首要地位, 在张性断裂控制下形成张性断裂盆地或盆岭构造。其演化过程, 实际是反映了由洋壳转化为陆壳的复杂过程, 它表现洋壳经历多次演化为陆壳, 陆壳内部由于强烈断裂又可局部出现洋壳, 但总体趋势是陆壳增大增厚, 固结程度增高, 原塑性变形成为脆性变形。

熊耳山-东秦岭一带地质构造、岩浆活动及钼矿床分布如图5所示。

简而言之, 在中条-熊耳裂谷区内前寒武纪层序中, 前者(中条-王屋地区)涑水杂岩(太华群或登封群)不整合面以上的地层(图3b), 构成多套完整的“大开大合”构造旋回; 后者(熊耳-淆山地区)为古-中元古代地层组合, 主要为“小开小合”。其中常见在“开”的背景中, 次级旋回多呈“大开小合”; 反之, 在“合”的背景时, 次级旋回则可能是“小开大合”[45]构造组合。

1.2 开合构造在空间上具有迁移性

中条-熊耳多期裂谷组合前后的“开合”旋回连续演化, 既有方向性, 又有继承性。这里所说的继承性, 并不是简单的重复, 而是新生和叠加的改造。如绛县群铜矿峪火山口机构内, 所喷溢的酸性-基性火山-沉积建造, 即竖井沟组和西井沟组一套双峰态的变质岩, 在邻近的上玉坡短轴背斜呈NNE向展布, 与东侧由伸展环境喷流成因的“胡篦型层控”铜矿床, 亦近似呈NNE构造线平行分布(图6)[35]。尽管铜矿峪斑岩型铜矿床(2.1 Ga), 和“胡篦型”喷流铜矿床(2.0 Ga)的成矿年代有所不同, 但两者是处于“开合”转换地带, 控矿构造空间存在着成因联系，并且亦充分反映了“开合”旋回, 由“点”到“线”的特征。

图6 中条山铜矿峪-胡篦型铜矿区地质略图[35]

由于中条运动Ⅰ幕及Ⅱ幕, 促使“南部古陆块”隆起, 在中条山-王屋山至确山-熊耳山一带, 熊耳群(西洋河群)不整合覆盖在太古代或古元古代(绛县群或中条群)变质岩之上, 沉积以双峰态火山岩为主的陆相-滨海相、火山-泥砂岩建造。开合构造的迁移过程, 遵循了从“点”到“线”, 再由“线”到“面”的开合旋回迁移“三步曲”[45]。约在古元古代末期(约1.8 Ga), 以崤山地区为中心, 由于陆壳伸展和破裂, 初期以陆相“多口”火山喷溢的事件, 继而自东而西有浅海浸入, 常沿豫晋陕大陆的边缘, 构成熊耳三叉裂谷系, 即分别向西、东和北3个方向发展: 向北的一支伸向陆内收敛, 经中条山一直延续到太原以北的吕梁地区; 向西的一支, 可能延续到陕西宝鸡的千阳一带; 向东的一支可能延续到京广线以东地区。空间上“熊耳裂谷”与“中条裂谷”紧密相接(图1b, 图5a), 两者之间仅有担山石群(造山带)相隔(图2), 形成统一的裂谷组合(系列)。据此, 建议更名为“中条-熊耳多期裂谷”似乎更切合实际一些。

图5 熊耳山-东秦岭一带区域构造(a)及岩浆活动和钼矿床分布(b)略图[43-44]

2 熊耳群和西洋河群均为三叉裂谷的裂解产物

在中条山-王屋山地区和崤山-熊耳山-外方山地域,分别广泛分布有古元古代1.80～1.75 Ga的西洋河群及熊耳群, 两者地层岩性完全可以对应(图7)。

图7 西洋河群(熊耳群)地层对比柱状图[37]

西洋河群或熊耳群均是由火山熔岩及沉积岩、火山碎屑岩组成, 地层厚度3 000～7 000 m, 火山岩以玄武-安山岩、安山岩为主, 次为英安-流纹岩, 显示双峰特点。其中, 基性熔岩的主要造岩矿物为斜长石和辉石, 几乎没有角闪石和黑云母, 岩石化学成分具有高Fe、K，低Al、Ca和Mg，富集大离子亲石元素和轻稀土元素、相对亏损高场强元素的岛弧型地球化学特征。Nd同位素和微量元素特征表明, 其地幔源区遭受地壳混染。地层中的沉积岩主要分布在大古石组及马家河组，根据岩石学和地球化学特征, 其形成于被动大陆边缘的构造环境, 主体应是经历了陆相到海相再到陆相的演变过程，即是随着地面沉降伴有裂谷发育、火山喷发和海水的侵入, 以及相继地壳隆起, 高出海面暴露于地表的全过程, 形成岛弧构造环境。随后, 海侵逐渐加深,范围更广,表明地壳向更大的凹陷发展, 形成夭折的三叉裂谷环境。而且在华北陆块, 除了陕西宝鸡附近及山西吕梁地区的火山岩, 还广泛分布有1.75 Ga基性岩墙群、A型花岗岩，1.75～1.70 Ga斜长岩、奥长环斑花岗岩, 以及1.65 Ga的碱性花岗岩类等。可见，这些火成岩之间存在着必然的联系, 区域地壳是处于拉伸-减薄-破坏的地质背景[37]。

王淼等[46]根据熊耳群火山岩及其对应锆石的地球化学和夹层沉积岩特征, 经综合分析认为其构造属性应为与“岛弧”共生的弧后盆地，并且根据熊耳群上覆的汝阳群云梦山组(即相当中条山西洋河群大古石组)的沉积岩(1 658±63 Ma)具有“同沉积锆石”的特征, 亦是“岛弧”地球化学特征, 表明盆地在沉积过程中伴有火山喷发作用。

3 中条-熊耳多期裂谷的“前世”和“今生”

华北克拉通南缘经历了～2.5 Ga新太古代晚期构造-热事件, 形成统一的TTG刚性结晶基底。中条山-王屋山地区在2.5～2.3 Ga期间, 处于构造环境相对稳定的静寂期；进入2.3～1.8 Ga, 发生拉伸破裂。首先是在涑水群变质岩带的北部, 分布有横岭关花岗片麻岩(2 320～2 256 Ma)[20]和郭家沟基性-超基性岩(2 303 Ma)[22]呈双峰态侵入, 应属裂谷构造初期拉张环境。继而在涑水杂岩带的东侧, 经绛县运动(五台运动)及吕梁运动(中条运动), 地壳沉降, 相继形成优地槽和冒地槽, 分别沉积了绛县群和中条群的地层。

刘玄等[30]对绛县群铜凹组片岩中部的斜长角闪岩及中条群余元下组与篦子沟组接触部位的斜长角闪岩分别测定其U-Pb年龄, 前者为2 189±120 Ma, 后者年龄为2 086±68 Ma，从而限定绛县群岩系可能形成于2 160～2 190 Ma，中条群形成时限为2 060～2 090 Ma。如结合上述绛县群铜矿峪亚群中的双峰式火山岩地质组合, 可作为形成裂谷的标志。在100～150 Ma之后, 中条群篦子沟组见有斜长角闪岩和钠长浅粒岩侵位, 可能为第二次裂谷事件作用的结果[30, 47]。

华北克拉通2 090～1 850 Ma期间(即中条运动Ⅰ幕和Ⅱ幕), 经历了2次地壳隆升构造事件, 导致了裂陷盆地的闭合和焊接, 形成晋豫一带类似于现代陆陆碰撞型的造山带[48]。演化至1 800～1 750 Ma, 可能由于岩石圈内引张作用, 沿黑沟-黑炉子断裂, 促使秦岭地槽洋壳俯冲至华北地台之下, 导致大陆地壳拉张、裂解和漂移, 继而形成熊耳断坳, 沉积了上述的熊耳群(西洋河群)火山-沉积建造[46]。紧接着约1 780～1 730 Ma, 区内NW向的基性岩墙群广为分布(图略), 唯独在熊耳裂谷内的基性岩墙群呈放射状多方位展布(图4), 故推测应该是火山喷发中心[49]。

从上述的构造演化史, 可视为中条-熊耳裂谷的“前世”, 应属于古(中)元古代多期裂谷复合构造[50]。但至中生代, 因太平洋板块俯冲和软流圈隆起等地质事件的发生, 促使华北克拉通的岩石圈遭受减薄和破坏[51-52], 由于核幔间D″层热能积累增加, 突破了原来开合平衡, 造就了软流圈上隆, 形成华北地幔亚热柱。邢集善等[52]对华北东部按地幔隆起划分为初动期、高峰期、转换期和均衡期4个阶段, 共划17个地幔柱, 其中前两期是新生代地幔柱，后两期为中生代地幔柱(图8a)。中条柱和汾渭地堑位于鄂尔多斯、沁水和十堰3个坳陷(下降)的挟持地带, 中条软流圈上涌柱为不对称蘑菇状, 其柱身中等, 柱头上方浅表为中条-熊耳古裂谷, 上涌至上、下岩石圈的薄弱处侧涌形成柱头(图8b)。在图8a中, 汾渭地堑为初动期及高峰期, 显示为新生代形成; 而中条柱显示了既是初动期, 又是调整期, 属于燕山期的产物[52]。确切地讲, 中条-熊耳裂谷应是复合地幔柱构造的范例[7]。

图8 华北地区软流圈构造[9, 51](a)与沿112°E南北方向CT断面图(b)

关于熊耳裂谷形成的时限问题, 现今有3种不同认识: 翟明国等[49]认为熊耳裂谷为中元古代地幔柱相联系的壳-幔活动成因; Peng等[50]认为, 熊耳群火山岩系具有河湖相沉积夹层, 故为非造山环境, 熊耳群与基性岩墙群均为同期形成, 与华北克拉通古陆块和印度曾经相连, 应与晚元古地幔柱成因密切相关; 真允庆[38, 40]与牛树银等[41]认为，中条-熊耳多期裂谷的形成经历了古元古代→中元古代→中生代, 为复合地幔柱构造, 至于地幔柱(枝)演化的精准年代学问题, 有待进一步研究。

4 中条-熊耳多期裂谷的成矿作用与深部找矿建议

4.1 成矿作用

可以看出, 中条-熊耳裂谷的开合构造旋回, 受控于绛县运动和中条运动, 其中心向南运移, 形成北有中条裂谷, 南有熊耳裂谷的构造格架, 构建成中条-熊耳多期裂谷组合(系列)。形成时限约为2 335～1 750 Ma, 前者约为2 335～2 060 Ma, 后者约为1 800～1 750 Ma。另据崤山地区侵入到熊耳群顶部的石英闪长岩和花岗岩中, 斜锆石207Pb/206Pb年龄为1 789±4 Ma, 而锆石U-Pb年龄为1 778±12 Ma, 两类锆石非常接近, 表明岩浆分异过程短暂迅速, 从而可以推测熊耳群火山岩系为快速拉张裂谷环境的产物[53]。

如前所述, 产于中条-熊耳多期裂谷及东秦岭地区, 绝大多数的金属矿床, 与地壳“张裂”构造密不可分, 最明显的是在中条-王屋地区的铜矿床, 多数分布在绛县群优地槽的裂解(“开”)构造附近, 如世界最古老的超大型铜矿峪铜(含金(钼))矿床, 即处于火山机构内[54]; 橫岭关型铜矿、虎坪型铜矿均与斜长角闪岩紧密共生; 篱笆沟型铜矿及同善磁铁矿也与辉长岩密切相关; 落家河型铜矿和小沟型铜矿床与细碧岩具有成生联系, 均显示地壳处于伸张阶段, 与基性岩侵入含铜热液成矿就位密切相关，均处在绛县群以EW向、以“开”为主的优地槽之中。而胡篦型铜矿床是处于上玉坡短轴背斜东翼的中条群内, 沿NNE向断裂带分布的矿床有篦子沟、秦家沟、桐木沟、店头、老宝滩、胡家峪等喷流成因的铜矿群[55], 明显受冒地槽“开合”构造转换地带制约; 还有产于涑水杂岩中的三岔沟金矿脉的辉钼矿Re-Os年龄为1 823±23 Ma[56], 可能与熊耳群火山活动有关。在涑水群带的西南, 多处分布有含铜(金)石英脉或含铜(金)方解石脉(白峪口、花豹沟、坪坪沟、武家沟、小李村、蚕坊等), 以往多认为成矿与变质作用伸展构造关系密切, 近年来薛克勤等[57]提出可能是与区内燕山期小岩体有关, 有待今后精准年代学证实。总体讲, 上述各类铜(含金、钼)矿床与元古代两期裂谷成生有关[58]。如与中条山-王屋山地区的成矿作用相比, 秦岭造山带内熊耳群的成矿作用要复杂得多, 它是以钼矿、金矿为主, 并有银、钨、铍和贱金属等繁多矿床(表1与图9)[59], 呈EW向展布, 故有我囯“金腰带”的美誉[60]。

表1 华熊亚幔柱金属矿床统计[59]

图9 华熊亚幔柱地质构造及矿床分布略图[59]

大量文献表明: 秦岭为多期次俯冲、碰撞的复合型大陆碰撞造山带, 即华北、南秦岭和扬子陆块之间的商丹和勉略缝合带[61], 表现为“三块两缝”的特征(图10a), 呈现了熊耳期(1.85～1.45 Ga)处于“开”状态, 为岩浆活动及其成矿作用创造了有利条件。如熊耳山区的寨凹浆控高温热液脉状钼矿床和龙门店钼矿床(伴随银、铅、锌、金矿化), 与正长岩或二长岩侵入具有成因联系, 测定其辉钼矿Re-Os等时线年龄分别为1 762±31 Ma和1 875 Ma[62], 有力证实其与熊耳期裂谷形成紧密联系。

业已证实, 区内商丹缝合(断裂)带是大洋板块向北俯冲的蛇绿混杂带, 秦岭群(含430～450 Ma弧岩浆岩[62])为古岩浆弧; 二郎坪群、陶湾群分布区为弧后盆地; 而栾川断裂以北为弧后大陆区(图10a), 呈现了沟弧盆构造体系。如河南内乡县夏馆银多金属矿田内的银洞沟银金钼矿床, 赋矿地层为二郎坪群, 辉钼矿Re-Os模式年龄介于423.4±4 Ma～432.2±3.4 Ma(5件), 加权平均年龄为429.3±3.9 Ma, 阐明二郎坪弧后盆地在志留纪弧-陆碰撞事件中闭合, 形成造山型成矿系统[63]。再如, 河南二郎坪群中的大河、水洞岭等VMS型矿床, 含矿基性熔岩(472±11 Ma), 赋矿围岩形成于新元古代—早古生代, 并有埃达克质岩花岗闪长岩(439.3±3 Ma)侵入, 为岩浆弧环境[61], 在二郎坪弧后盆地北侧方城县, 见有Rb-Sr等时线年龄786 Ma的双山角闪云霞正长岩-碳酸岩杂岩体, 是弧后大陆裂解体制的产物[64]。足可阐明此区二郎坪群、斜峪关群内分布有新元古代—早古生代与碱性岩-碳酸岩有关的浆控热液(VMS型)矿床的古岩浆弧区。

图10 秦岭构造分带及金属矿床分布(a, b)暨小秦岭金矿床分带(c)示意图[60, 70-71]

更重要的是, 秦岭地区发育了大量的印支期花岗岩类。在商丹断裂以南, 迷坝、张家坝、新院、姜家坪、光头山、留坝、西坝、羊脂坝等地, 分布有钙碱性系列或高钾钙碱性系列花岗岩(带), 年龄为220～205 Ma[64], 以及阳山金矿矿区的大量花岗岩脉, 可称之为“南秦岭钙碱性花岗岩带”[65]，另一条是位于商丹断裂带及其以北, 自西向东有甘肃温泉岩体(环斑花岗岩)和陕西老君山、秦岭梁、沙河湾、曹坪、柞水等地的二长或钾长花岗岩类[65], 以及马鞍桥金矿区的香沟二长花岗斑岩，东铜峪金矿和大湖金钼矿床的赋矿围岩, 具有粗粒钾长花岗斑岩或伟晶岩的特征[67], 可能是后期构造破坏了的二长花岗斑岩。上述岩体属于钾玄系列或高钾钙碱性系列花岗岩, 并发育较多碱性脉岩、煌斑岩脉[68]或碳酸岩脉(锆石U-Pb年龄为209±6 Ma, 全岩Rb-Sr等时线年龄为226 Ma)[69],可称之为“北秦岭富碱花岗岩-碳酸岩带”[70]。

陈衍景等[70]研究认为: 南秦岭钙碱性花岗岩带, 属于同碰撞花岗岩, 或者是同碰撞花岗岩类与弧岩浆岩, 滞后于勉略洋闭合(复合); 北秦岭富碱花岗岩-碳酸岩带, 属于滞后型弧-陆过渡带的产物(图10a)。

由于东、西秦岭造山带区域构造和“开合构造”有所不同, 金属矿床组合亦明显不相同(图10b)[70], 如西秦岭金矿是以卡林型为主, 而东秦岭则以石英脉型和蚀变岩型为主，并且金、钼矿床带分布, 亦与前述“开合旋回”迁移的“向南性”一致, 主要是在文裕花岗岩体的南部, 该带就赋存有7个大型金矿床(图10c)[71]。

早中生代花岗岩体分布在西秦岭和东秦岭的西南部, 岩石类型主要为石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩, 与后碰撞富钾花岗岩类(KCG)的组合。其中, 埃达克质花岗岩体(245～215 Ma), 早于具正常花岗结构的块状花岗岩体(225～210 Ma), 最后侵位的是高分异富钾花岗岩和环斑结构花岗岩(217～200 Ma)。这些花岗岩体代表了后碰撞不同演化阶段, 最早形成的埃达克质花岗岩, 反映大陆碰撞造山进入到后碰撞, 陆壳增厚过程, 岩石圈发生拆沉作用; 其后具正常花岗结构的块状花岗岩, 应是地壳经热侵减薄的产物; 最终形成的高分异富钾花岗岩和环斑结构花岗岩, 标志着造山作用进入后碰撞晚期开始转换为伸展拉张构造环境[69]。

晚中生代花岗岩可分两个阶段: 第一阶段为晚侏罗世—早白垩世(160～130 Ma), 以I型花岗岩为主, 主要分布在华北地块南缘和北秦岭, 而南秦岭仅有零星出露, 形成于挤压(合)向伸展(开)转换的构造环境; 第二阶段为早白垩世中晚期(120～100 Ma), 以I-A过渡型和A型花岗岩为主, 主要分布在华北地块南缘东部和北秦岭, 出露面积比第一阶段花岗岩要小些, 花岗岩中含更多的幔源组分, 显示了陆壳伸展环境, 与前文所述的秦岭“开合构造”论点相互印证。秦岭造山带构造及中生代花岗岩分布如图11所示。

图11 秦岭造山带晚中生代花岗岩体分布及构造格架简图[72]

东、西秦岭大规模成矿作用的时代有所不同, 西秦岭主要发生在侏罗纪, 以170～180 Ma为高峰期, 即由聚合期转换为裂张期, 故形成卡林型、类卡林型和造山型金矿，沉积岩容矿的浅成热液型汞锑矿、铅锌矿; 东秦岭主成矿时间为140 Ma左右, 即伸展期, 主要为造山型金、银、铅锌和浆控高温热液型钼、钨、金、铜等, 只有个别矿床形成于印支期, 如东沟超大型钼矿床成矿年龄小于120 Ma便是典型实例。

东秦岭是我国最重要的钼矿带, 实际钼矿床产出集中于秦岭造山带的北坡, 即商丹断裂或朱夏断裂以北的华北克拉通南缘和北秦岭, 而南秦岭和扬子克拉通北缘鲜有发育。对秦岭造山带北坡钼矿带, 目前已探明金属储量超过5×106t, 超过美国西部的Climax-Henderson钼矿带, 成为世界第一大钼矿带[68], 其成矿时代主要为燕山期, 但古元古代、古生代和三叠纪也存在不同规模的钼矿床。成因类型复杂多样: 除斑岩型、矽卡岩型钼矿床外, 还有浆控高温热液作用形成的萤石脉型, 例如石英脉型寨凹钼矿床，尚有碳酸岩脉型、浆控高温热液作用形成的萤石脉型土门钼矿床, 造山型大湖石英脉金钼矿床、纸坊石英脉型钼矿床等。钼矿床不仅以大型独立矿种出现, 如鱼池岭钼矿、汤家坪钼矿、金堆城钼矿，亦可与金、银、钨、铁、铜、铅锌、稀土等形成多元素组合的钼矿床, 如秋树湾铜钼矿床、大湖金钼矿床、南泥湖和三道庄钼钨矿床、上房沟钼-铁矿床、黄龙铺钼-稀土钼矿床等。综上所述, 东秦岭钼矿省是由“三多”(多成因、多期次、伴生多种成矿元素)构成的巨型复杂钼矿省[70]。

4.2 深部找矿建议

依据上述研究, 笔者试图将中条山、王屋山、熊耳山及东秦岭地区的地质构造演化和成矿作用, 视为统一的成矿作用整体进行初步分析, 对今后在中条-熊耳多期裂谷的深部找矿提出如下建议:

(1)对现今开采的老矿山深部找矿[73], 如铜矿峪型(Ⅰ—Ⅲ号矿体)、胡篦型、落家河型、横岭关型[5]及沿王屋山封门口断裂带北部的铜矿体[74], 由于系透岩浆热液受剪切构造交代充填成矿, 常有尖灭再现的现象, 建议通过井中激电、原生晕化探等方法追索深部和外围盲矿体, 这些方法将是有效的手段之一, 可能起到事半功倍的效果。

(2)重视中条山北部沿古堆-铜峪沟-黑崖底的隐伏断裂带中铜异常, 虽经少数钻孔验证均已见薄层铜矿, 但是由于钻探事故或钻探工程设计欠妥(如用直孔)等因素, 目前三地的评价处于“只见星星, 未见月亮”的“悬案”状况, 有待创新思路, 重新评价。故建议沿NE向断裂, 开展大尺度的区域性物、化探工作, 精准确定深部铜异常的空间位置, 如铜异常呈垂向分布, 施工的钻孔务必采用一定的斜孔钻探为宜。

(3)前文已述, 侵位于涑水杂岩中的三岔沟金矿脉成矿时代为1 823±23 Ma[56]; 位于熊耳山的寨凹钼矿床及龙门店钼矿床成矿年龄分别是1 762 Ma和1 875 Ma[43]; 小秦岭地区也见有1 802～1 797 Ma和1 600～1 400 Ma花岗岩与燕山期钼金矿有成因关系的白垩纪花岗岩, 构成了新老共生的复合花岗岩体系, 足以阐明熊耳群喷发(溢)期间伴有成矿作用, 应是今后找矿的新思路, 应予高度重视。

(4)在秦岭造山带, 已发现1.9和1.75 Ga浆控热液钼矿床、1.4～1.2 Ga热液金矿床, 以及430 Ma的造山型银金钼矿床。陈衍景等[70]将造山型矿床的连续地壳模式修正为断控造山型矿床的成矿元素分带模式(图12), 即成矿深度浅于5 km, 基本属于浅成热液矿床; 大于5 km为造山型矿床, 在10 km(约<270 MPa)范围内, 不可避免地发生50～300 ℃(设地温梯度为30 ℃/km)的地质作用和流体作用, 将其派生的热液和热液矿床称为浅成热液矿床。运用此成矿元素分带模式可以指导深部地质找矿工作。

图12 断控造山型矿床成矿元素分带模式[70]

(5)中条山地区洞沟(八一)铜矿脉, 产于涑水杂岩中含金(银钼多金属)石英方解石脉, 经勘查和开采工程证实, 浅部为铜矿脉, 深部为雁行排列不连续的含金钼扁豆体及4个富银独立矿体, 为岩浆热液成矿[75]。王登红等[76]在石英方解石中发现白钨矿, 丰富了中条山地区的矿床学研究内容, 应对中条-王屋山地区涑水杂岩体广泛分布的石英方解石脉予以足够的重视, 拓展找矿思路。

(6)秦岭造山带(含熊耳群)是以印支期叠加燕山期金、钼、钨(铍)及铅锌贱金属的成矿作用为主, 固然在中条山地区仅有蚕坊、相家窑等小型中生代花岗岩体分布, 成矿作用是以古-中元古代铜(金、钼)为主, 但从中条山铜矿体中晶质铀矿及钛铀矿U-Pb同位素一致线的上交点年龄1 829.6±33.9/32.1 Ma、下交点年龄141.3±30.3/31.6 Ma看，前者为中元古代, 后者为燕山期[56], 故不能排除中生代岩浆活动对成矿作用的贡献, 有待于今后精准年代学研究来判断成矿作用。

(7)对产于中条山北西部的郭家岭一带开展基性-超基性岩体勘查铜矿床工作,建议从研究深部构造入手,运用电磁法和深穿透地球化学综合方法,确定成矿靶区并进行评价应是地质找矿的正确途径。

(8)对区内小型山间盆地, 应重视油、气藏和地热资源的综合性研究评价工作。

5 结束语

通过对华北“南部古陆块”(中条山-王屋山熊耳山及东秦岭地区)的初歩研究, 该区地壳的拉张伸展与隆升挤压活动, 就像“拉手风琴式”一样, 贯穿于地质构造演化的始终。这种开合构造旋回, 既有“大开大合”, 又有“小合小开”的现象。开合构造旋回按“三步曲”迁移具有向南性趋势, 与多期裂谷形成及成矿作用的地质时代, 自北至南有逐步变新的趋势。

自2.5～1.73 Ga期间, 该区经历了近EW向绛县群, 以伸张为主的优地槽沉积建造, 演化成NE向中条群, 以沉降为主的冒地槽沉积建造, 实际为先后两次裂谷构造叠加的地质记录, 也即受控于绛县运动和中条运动, 可能由于碰撞造山作用, 沉积了磨拉石建造的担山石群。紧接着，在其近邻东南部的嵩山、熊耳山和崤山广大区域, 喷发(溢)了以中基性火山岩为主的双峰态熊耳群沉积建造, 同时在局部地区见有A型花岗岩侵入, 亦为被动大陆裂谷环境的显示, 与元古代地幔柱活动密不可分。据此, 可称其为中条-熊耳多期裂谷的“前世”。更明显的是, 在东秦岭地区(含熊耳群)以中生代燕山运动为主, 从地震层析资料分析, 本区深部低速高导层为柱状体, 可视为中条-熊耳多期裂谷的“今生”, 显然是典型的复合地幔柱构造控制成矿作用的范例。

与开合构造旋回迁移相吻合, 在中条山-王屋山地区, 成矿作用是以元古代铜矿(含金、钼)为主，而熊耳山-东秦岭地区, 虽然亦有少量中元古代和古生代的金矿床(含钼、铜)分布, 但多以印支期和燕山期金、钼(含钨、铅锌、铍)矿床为主, 成为我囯重要的金属矿集带。

区内矿床成矿类型繁多, 但其基本与透岩浆成矿热液侵位机制有关。据统计中型、大型-特大型矿床均受地壳张裂(开)环境, 或开合构造转换地段控制。针对当前中条-熊耳多期裂谷的具体勘查情况, 提出了8项关键找矿建议, 谨供参考。

致谢: 在研究过程中承蒙杨巍然教授热情指导, 唐俊华博士对初稿进行审阅, 并提出宝贵意见, 在此敬表谢忱!