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赞比亚谦比西铜矿位于新元古代泛非构造运动带卢菲利安弧的外部褶皱-冲断带内，此构造带内广泛产出以砂页岩型为主的铜钴多金属矿，称为中非铜钴成矿带。关于此成矿带内的矿床成因模式，部分学者指出矿体的形成可能与卢菲利安弧下伏基底花岗岩或花岗片麻岩等存在成因联系：罗安系在沉积成岩时蒸发的海水向下迁移，使其温度达到115~220℃，当流体迁移至基底时，与基底花岗类岩石发生强烈的水岩相互作用, 导致成矿流体富集金属(Ross et al., 2006; Muchez et al., 2005)。基底花岗岩类可能为成矿热液或流体提供了成矿物质。关于卢菲利安弧下伏基底的研究由于缺少系统的年代学数据，而没有确切的定论。早期认为其基底可能是刚果太古宙克拉通的一部分，太古宙的还原环境有利于铜的富集。而最近年代学数据指出此基底形成于古元古代，与北东部的班韦卢地块年龄一致(De Waele et al., 2005; Fleischer, 1984; Annels et al., 1983; Sweeney et al., 1991)。本文报道了获得的谦比西铜矿基底花岗岩锆石U-Pb年龄，并结合微量元素地球化学分析数据，初步探讨了谦比西花岗岩的岩石成因，并试图探讨卢菲利安弧下部基底于古元古代时期可能存在的地质演化。
2 地质背景卢菲利安弧由赞比亚中部向西北方向延至刚果(金)境内，南部界线为姆韦博西（Mwembeshi）断层带，北部边界为古元古代班韦卢（Bangweulu）地块，北西部边界为中元古代基巴拉带和太古宙刚果克拉通，南东部边界为中元古代伊鲁米德（Irumide）带（图 1A）。矿床分布于卡富埃(Kafue)背斜的东北翼，位于孔科拉—恩昌加—谦比西—恩卡纳—卢安厦构成的南西次级矿带中部的谦比西盆地的北缘（图 1B）。此次级成矿带北向延伸约150 km, 产出孔科拉、恩昌加、谦比西、尺布鲁玛西(chibuluma west)、恩卡纳、巴鲁巴(baluba)、卢安夏等多个矿床。此成矿带地层主要由基底杂岩和加丹加超群两部分构成。基底杂岩包括基底花岗岩或片麻岩，卢布富（Lufubu）系和上覆的穆瓦系；其中卢布富系为石英-云母片岩，穆瓦系为石英岩或变质砂砾岩。加丹加超群主要包括下部罗安组和上部昆德隆古组两部分，主体岩性为陆源碎屑沉积岩，向上演变为浅海相泥质碎屑岩和碳酸盐沉积，局部各沉积相岩石交互出现。基底杂岩构成宽泛的卡富埃背斜的轴部，形成褶皱隆起区；两翼为加丹加沉积岩，加丹加沉积岩形成了NNW向褶皱，与卡富埃背斜平行(颜平等, 2006;肖波等, 2014)。
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图 1 谦比西铜矿区域地质简图（A—大地构造位置；B—区域地质简图） 1—昆德隆古群；2—罗安群; 3—穆瓦岩系; 4—卢富布片岩; 5—花岗岩; 6—国界; 7—城市; 8—取样位置 Figure 1 Simplified geological map of the Chambishi copper mine(A-Tectonic location; B-Simplified regional geological map) 1-Kundelungu Group; 2-Roan Group; 3-Muva System; 4 Lufubu schist; 5-Granite; 6-Country boundary; 7-City; 8-Sampling location |
矿区主体为一单斜构造。基底花岗岩出露于矿区四周，其上不整合接触卢富布片岩。穆瓦系变质沉积岩不整合于卢布富片岩之上，局部直接不整合于基底花岗岩之上，其上不整合接触新元古界加丹加系沉积岩（图 2）。加丹加系地层岩性自下至上分别为下罗安组砂岩、泥质板岩夹石英岩互层，其底部以含有巨粒的底砾岩为特征，上罗安组片岩、石英岩和厚层白云岩，木瓦夏组板岩，下昆德隆古组冰碛岩、灰岩和中上昆德隆古组砂岩、页岩夹石英岩。矿体位于下罗安组泥质板岩中，上盘围岩还包括石英岩和泥质板岩互层、石英岩、燧石白云岩等；下盘围岩主要有砾岩、石英岩和下盘石英岩、长石砂岩。
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图 2 谦比西铜矿地质简图及取样位置 1—中上昆德古龙组砂、页岩夹石英岩；2—下昆德古龙组灰岩、冰碛岩；3—木瓦夏板岩；4—上罗安组泥岩；5—上罗安组白云岩；6—下罗安组砂质砂岩、泥岩夹石英岩互层；7—穆瓦系变质砂砾岩；8—卢富布片岩；9—辉长岩；10—谦比西花岗岩；11—谦比西矿体；12—取样位置；13—城镇 Figure 2 Simplified geological map of the Chambishi copper mine and sampling positions 1-Sandstone and shale intercalated with quartzite, upper and middle Kundelungu Formation; 2-Limestone and tillite of Lower Kundelungu Formation; 3-Mwashia slate; 4-Upper Roan mudstone; 5-Upper Roan dolomite; 6-Lower Roan sandy mudstone interbedded with quartzite; 7-Muwa metamorphic conglomerate; 8-Lufubu schist; 9-Gabbro; 10-Chambishi granite; 11-Chambishi orebody; 12-Sampling location; 13-Town |
本文所取样品YHD001、YHD002和YHD003位于谦比西铜矿外围出露的花岗岩，TWPd174位于谦比西主矿体原露天采场174 m斜巷中，为浅部花岗岩。TW17-7-01位于东南矿体ZK17-7钻孔中（图 2），钻孔深度650 m, 为深部花岗岩。TW17-7-02不整合覆盖于TW17-7-01之上，矿区地质资料将其归入穆瓦系砂砾岩，见有少量碳酸盐化、绿泥石化和斑铜矿（仅限所取岩心标本）。TW17-7-02之上则为加丹加系矿化片岩。
4 分析方法锆石是在河北廊坊物化勘察研究所采用浮选和电磁选方法获得的。锆石阴极发光（CL）显微照相在北京锆年领航科技有限公司完成。样品全分析、微量、稀土元素测试、锆石U-Pb定年测试在中国地质调查局天津地质调查中心完成。锆石U-Pb定年利用LA-MC-ICPMS完成，其多接收器电感耦合等离子体质谱仪为Thermo Fisher公司制造的Neptune, 激光器为美国ESI公司生产的UP193nm，FX ArF准分子激光器。利用193 nm激光器对锆石进行剥蚀, 通常采用的激光剥蚀的束斑直径为35 μm或50 μm。采用的激光能量密度为13~14 J/cm, 频率为8~10 Hz, 激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune, 利用动态变焦扩大色散可以同时接收质量数相差很大的U-Pb同位素从而进行锆石U-Pb同位素原位测定。采用TEMORA作为外部锆石年龄标准。采用中国地质大学刘勇胜博士研发的ICPMSDataCal程序和Kenneth R. Ludwig的Isoplot程序进行数据处理, 采用Tom Andersen的方法对普通铅进行校正(李怀坤等, 2009)。利用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。
5 测试结果 5.1 锆石U-Pb年龄本文仅对矿区内的3个样品TWPd174、TWZK17-7-01和TWZK17-7-02进行了锆石UPb年龄测试，结果见表 1。样品TWPd174锆石多为长柱状晶体，锆石长宽约比为3:1；锆石多破损，亦可见少量不规则状（图 3）。锆石阴极发光图像可见规则的震荡环带，无明显增生边，表明锆石为岩浆锆石。测试的32个测试点拟合的不一致线与谐和线的上交点年龄为(2009±10) Ma，下交点年龄为(384± 74) Ma（MSWD=3.0）。32个点中有8个点落在谐和线上，其207Pb/206Pb加权平均年龄为(1986 ± 6)Ma（MSWD=0.0056）(图 4a)。样品TWZK17-7-01与TWPd174锆石形态一致，多为岩浆锆石。测试的32个测试点拟合的不一致线与谐和线的上交点年龄为(1983 ± 10) Ma，下交点年龄为(284 ± 53) Ma（MSWD=5.0）。32个点中有11个点落在谐和线上，其207Pb/206Pb加权平均年龄为(1984±6)Ma（MSWD=1.7）（图 4b）。样品TWZK17-7-02与TWPd174和TWZK17-7-01锆石形态差异较大，样品TWZK17-7-02锆石多为近椭圆形，锆石阴极发光图像可见锆石多为破损的长柱状锆石部分经磨圆而成，锆石亦可见震荡环带，但多破损，锆石未见明显的增生边。测试过程中分别对锆石核部及边缘进行了分类测试。其中锆石核部测试的50个点拟合的不一致线与谐和线的上交点年龄为(1949±12) Ma，下交点年龄为(136±110) Ma（MSWD=3.1）（图 4c）。50个点中有14个点落在谐和线上，其207Pb/206Pb加权平均年龄为(1932±8)Ma（MSWD=1.19）。锆石边缘部位测试24个测试点拟合的不一致线与谐和线的上交点年龄为(1987±13)Ma，下交点年龄为(736±83) Ma（MSWD=1.3）。24个点中有10个点落在谐和线上，其207Pb/206Pb加权平均年龄为(1968± 9)Ma（MSWD=2.5）（图 4d）。
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表 1 锆石U-Pb测年结果 Table 1 Results of U-Pb dating of zircon samples |
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图 3 锆石阴极发光照片（a-样品TWPd174;b-样品TWZK17-7-01;c-样品TWZK17-7-02） Figure 3 Zircon Cl image of three samples (a-TWPd174; b-TWZK17-7-01; c-TWZK17-7-02) |
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图 4 谦比西铜矿花岗岩锆石U-Pb谐和图 Figure 4 Zircon U-Pb concordia diagram of granites from the Chambishi copper mine |
本文还对所取样品进行了全岩地球化学测试，其结果见表 2。其中除TWZK17-7-02样品外，其余花岗岩样品以具有较高的SiO2含量（71.50%~73.41%），较富的全碱含量（7.71%~9.22%）、较高的K2O/Na2O（1.38~2.34）比值为特征（图 5a）。在成分上属高钾钙碱到钾玄岩系列的花岗岩（图 5b）。具有较高的铝饱和指数（1.44~1.60），较低的样品CIPW分异指数（86.4~88.68），较高的CIPW刚玉分子数（1.59~2.04），总体上为一套分异程度较低的弱过铝质花岗岩。
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表 2 谦比西铜矿样品全岩地球化学数据 Table 2 Whole rock geochemical data of samples from the Chambishi copper mine |
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图 5 谦比西铜矿花岗岩地球化学图解 a—SI-K图解（实线据Peccerillo R, Taylor S R. 1976;虚线据Middlemost E A K. 1985）；b—A/CNK-A/NK图解（据Maniarand and piccoli, 1989); c—稀土元素模式图; d—微量元素蜘蛛图（球粒陨石数值和原始地幔数值均据Sunand McDonough, 1989) Figure 5 Geochemical diagrams of granites from the Chambishi copper mine a-Si-K diagram (after Peccerillo R, Taylor S R. 1976; Middlemost E A K. 1985); b-A/CNK-A/NK diagram (after Maniarand and Piccoli, 1989); c-REE patterns; d-Spider diagrams of trace elements (chondrite and primitive mantle data after Sunand McDonough, 1989) |
稀土元素特征表现为较高的稀土元素总量（∑REE=166.16×10-6~191.41×10-6）；较高的轻重稀土分馏程度（LREE/HREE=4.70~10.09，（La/Yb）N=11.49~29.77）；较低的负Eu异常（δEu=0.67~0.77）, （图 5c）。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛图上，样品富集大离子亲石元素（如Rb、K、Th和U），明显亏损高场强元素（如Nb、Ta、P和Ti）以及Ba、Sr等（图 5d）。
6 讨论 6.1 谦比西花岗岩形成时代本文获得的2个花岗岩样品（TWPd174和TWZK17-7-01）锆石测年数据部分点表现为一定程度的Pb丢失（图 4a, b），位于谐和线以外。而部分锆石则获得了谐和年龄，谐和年龄代表锆石封闭性较好，具有更高的可信度。2个花岗岩样品锆石UPb年龄分别为（1986±6）Ma和（1984±6）Ma。对比谦比西另一钻孔NN75内花岗岩样品获得的年龄数据（1983±5）Ma(Rainaud et al., 2005)，测试结果在误差范围内一致，这表明谦比西花岗岩形成于古元古代。另一样品TWZK17-7-02在区域上被认为是穆瓦系变质砂砾岩。其锆石多为碎屑锆石，且测年结果年龄域值集中分布，并未出现多个域值的现象。这说明穆瓦系变质砂砾岩的碎屑成分来源是同时代的。所测锆石边部年龄大于核部年龄，但是核部年龄的谐和性要优于边部年龄，因此其核部谐和年龄(1932±8)Ma可能更能代表所测锆石的准确年龄。此年龄代表穆瓦系砂砾岩形成时间的上限。De Waele et al.(2009)于东北部班韦卢地块穆瓦系凝灰岩夹层中获得了1880~1850 Ma的碎屑锆石年龄，并获得了侵入穆瓦系和基底花岗岩的黑云母花岗岩1650~1550 Ma的年龄数据（Greyling et al., 2005），此数据代表了穆瓦系地层年龄形成下限。
6.2 谦比西花岗岩岩石成因谦比西花岗岩中未见角闪石矿物；其地球化学特征为较高的K2O/Na2O(1.38~2.34）；A/CNK > 1.1（1.12~1.20）；刚玉分子指数 > 1%（1.59~2.04）明显不同于Ⅰ型花岗岩, 而类似于S型花岗岩。并且1000× Ga/Al比值 < 2.6;较低的负Eu异常（δEu=0.67~0.77）而区别A型花岗岩（马鸿文，1992）。一般认为，Ⅰ型花岗岩由壳内变中基性火成岩部分熔融而来，而S型花岗岩则来源于中上地壳的变沉积岩（马鸿文，1992；陈建林, 郭原生, 付善明，2004；林强，1994）。据此可推断存在早于古元古代的变质沉积岩，而此变质沉积岩很可能是太古宙刚果克拉通陆壳的一部分，而且B. Dewale等也于班韦卢地块南部边缘伊鲁米德带基底花岗岩中获得了2730 Ma年龄信息(Rainaud et al., 2005)。因此谦比西花岗岩可能是太古宙刚果克拉通地壳经重熔作用形成。
6.3 地质意义近几年一些学者陆续报导了卢菲利安弧构造基底的一些年龄数据。其中Rainaud et al.(2005)分别获得了莫库西（Mkushi）花岗片麻岩锆石U-Pb年龄(2049 ± 6)Ma；莫土嘎（Mtuga）细晶岩锆石U-Pb年龄2.07~2.00 Ga；穆隆古希（Mulungushi）眼球状片麻岩锆石U-Pb年龄(1976 ± 5) Ma；穆富利拉（Mufulira）肉红色片麻岩锆石U-Pb年龄(1994 ± 7) Ma卢布富片岩（变质火山岩）锆石U-Pb年龄1874~1980 Ma。这些数据均集中于古元古代。有意义的是早期一些地质学家（Brewer, et al., 1979；Schandelmeier，1981；Kabengele et al., 1990）于北东部的班韦卢地块中也获得了相近的年龄数据(1869 ± 20) Ma~(1695 ± 43) Ma（Rb-Sr全岩）。因此部分地质学家指出卢菲利安弧基底可能与班韦卢地块于古元古代（2100~1800 Ma）时期形成一稳定块体（Rainaud et al., 2005；Ngoyi et al., 1991）。而班韦卢地块南部边缘的伊鲁米德带基底花岗岩也获得了2050~1930 Ma的年龄信息（B. De Waele et al., 2005）。本文测试的2个花岗岩样品微量元素和稀土元素分配特征均与伊鲁米德带基底花岗岩近一致(图 5c，图 5d), 说明伊鲁米德带基底也可能是此地块的一部分。A J pedreira和B De wale等更进一步指出刚果克拉通曾于1800~1750 Ma接受沉积，其范围包括巴西、安哥拉、纳米比亚、赞比亚等地区，主要以砾岩、砂岩或页岩夹火山岩为特征；主要包括3个群：chela超群（（1790 ± 19）Ma）、kagra超群（（1780±9）Ma）和穆瓦系（（1879±3）Ma）（Pedreira, et al., 2008）。所有以上证据均指向一个事实：刚果克拉通可能于古元古代时期已形成一稳定的块体。而此时间与班韦卢地块与坦桑尼亚太古宙克拉通碰撞拼合期间吻合，二者于2100~1850 Ma期间汇聚到一起（Shwal et al., 1994；Boven et al., 1999；Cosi et al., 1992；Daly 1982；De Waele et al., 2002；Key et al., 2000; Lenoir et al., 1994; Seth et al., 1998）。结合存在S型花岗岩的事实，笔者推断可能班韦卢地块与坦桑尼亚太古宙克拉通碰撞作用诱发了古元古代花岗岩基底的形成；太古宙刚果克拉通活化，并于古元古代期间形成一稳定块体。
7 结论（1）谦比西花岗岩为谦比西铜矿基底，与上部穆瓦系砂砾岩呈不整合接触。测年结果表明谦比西花岗岩产出时代为古元古代（1984~1986 Ma），而穆瓦系可能最早于古元古代（1932±8 Ma）开始沉积。
（2）谦比西花岗岩为一套高硅、高钾钙碱到钾玄岩系列的花岗岩；富含轻稀土元素和大离子亲石元素（如Rb、K、Th和U），明显亏损高场强元素（如Nb、Ta、P和Ti）以及Ba、Sr等。具有S型花岗岩的特征。
（3）班韦卢地块与坦桑尼亚太古宙克拉通碰撞作用诱发了古元古代谦比西花岗岩的形成。
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