剛果（金）東北部基巴里金礦地質特征及成因

盛濤陳德穩馬林霄盧天驕曾旭詹勇鄭長友

（1.中色地科礦產勘查股份有限公司，北京 100012；2.北京中資環鉆探有限公司，北京 100012 ）

0 引言

剛果（金）東北部博姆—基巴里綠巖帶（Bomu－Kibali 地塊）靠近烏干達與蘇丹，自剛果（金）向東南延伸進入烏干達至坦桑尼亞北部，是非洲中東部太古宙綠巖帶的一部分（圖1），是坦桑尼亞綠巖帶西延部分（Begg et al.，2009），賦存于該綠巖帶中的金礦被認為是造山帶型金礦（Goldfarb et al.，2001）?；屠锝鸬V區地理位置為E 29.5°—30°，N 2.9°—3.3°。由于環境和歷史原因，對于該金礦地質研究程度較低，對于礦床成因未有較好地解釋（Cahen et al.，1984；Lavreau，1984；Link et al.，2010；孫凱等，2015）。近年來伴隨基巴里（Kibali）超大型金礦的開發，關于剛果（金）東北部綠巖帶的找礦潛力再次吸引了眾多礦業公司和地質學家的目光。坦桑尼亞、烏干達等地金礦勘查開采活動的增加，為非洲中東部太古宙綠巖帶金礦研究提供了相對豐富的資料，該文通過總結前人文獻，梳理剛果（金）東北部綠巖帶地區大地構造演化歷史、剖析典型礦床特征、結合區域資料分析礦床成因，為該區從事地質活動提供參考。

1 區域地質

非洲大陸前寒武基底主要由太古宙克拉通及克拉通化陸塊拼接而成（圖1），主要由西非（West Af?rican）克拉通、東撒哈拉（East Sahara）克拉通、剛果（Congo）克拉通、坦桑尼亞（Tanzanian）克拉通和卡拉哈里（Kalahari）克拉通組成。在前寒武超大陸構造旋回中，克拉通之間發育一系列元古宙造山帶（Begg et al.，2009）。

剛果克拉通被認為由加蓬（Gabon）—喀麥?。–ameroon）地盾，開賽（Kasai）地盾、安哥拉（Ango?lan）地盾及博姆—基巴里地塊組成（Wit et al.，2015）。坦桑尼亞克拉通位于剛果克拉通東部，近年來的研究認為其在元古宙之前可能為原剛果克拉通的一部分，在深處可能仍為一體（Link et al.，2010）。

研究區位于剛果克拉通東北部，稱為博姆—基巴里（Bomu－Kibali ）地塊，長約800 km，呈NW 向展布，該地區出露的地質體主要由4 部分組成：西北側博姆片麻雜巖（延伸至中非共和國）；東北側為西尼羅（West Nile Gneiss）片麻巖（延伸至蘇丹和烏干達境內）；中部為上剛果花崗巖地體（Upper Congo Gra?nitic Massif）和基巴里（Kibali）綠巖帶；南側為林第安（Lindian）超群碳酸鹽巖和碎屑沉積巖（圖1）。

博姆（Bomu）片麻雜巖主要為區域基底變質巖，主要由經歷中高級變質作用的含鎂鐵質片麻巖和變質沉積巖組成，形成年齡約3.7～3.4 Ga（Cahen et al.，1984；Foster and Piper，1993；Manya，2016），3410 Ma 左右被英云閃長巖侵入，變質作用時間約為3.3～3.0 Ga，并在后期經歷退變質作用（3.0 Ga）（Lav?reau，1984）。

上剛果花崗巖地體大致可分為3 期（Cahen et al.，1984）：第一期閃長巖類（2894～2725 Ma）；第二期（石英）二長巖類（2510～2411 Ma），侵入早期閃長巖中；第三期為高鉀花崗巖和偉晶巖。綠巖帶賦存于上剛果花崗巖地體中，由不連續分布的綠巖帶組成，依據巖性和形成時間可分為東部的基巴里（Kibali）綠巖帶和西部的馬坦杜（Matundu）綠巖帶：（1）馬坦杜綠巖帶，不整合于博姆片麻巖之上，從下到上依次為絹云母石英巖、石英千枚巖、含石英滑石片巖、絹云片巖、綠泥片巖和千枚巖，形成時間約為3200 Ma，并于2890 Ma 左右遭受構造－熱事件影響；（2）基巴里綠巖帶（摩托、基洛、伊西羅）不連續地分布于上剛果花崗巖地體中，綠巖帶東部以（變質）中基性火山巖為主，西部呈現以BIF 為主（含少量基性火山巖），在摩托、基洛區可進一步分為下部帶（2890 Ma）和上部帶（2500 Ma）（Cahen et al.，1984；Westerhof et al.，2014）。在基巴里綠巖帶，從火山巖/沉積巖體積比（v/s）來看，上部帶v/s≈1，下部帶v/s較高；下部帶被2.8 Ga 的石英閃長巖侵入，而上部帶被2.45 Ga 的花崗巖侵入（Bird，2016）。下部帶的火山巖多屬于大洋拉斑玄武巖，已變質成為片麻巖，代表了該地區的基底巖石，推測基巴里綠巖帶的形成于島弧環境（Kabete et al.，2012a）。

西尼羅片麻雜巖（West Nile Gneissic Complex）位于基巴里帶北側，自剛果（金）延伸入烏干達北部，其主要巖性為太古宙的片麻巖及花崗巖（2.9～2.6 Ga），局部被與基巴里綠巖帶有關的變質巖（2.64～2.157 Ga）覆蓋（Cahen et al.，1984）。但是近年來的研究表明，西尼羅片麻巖推覆到基巴里綠巖帶之上，并保留有與其相關的變形作用（Westerhof et al.，2014；Bird，2016）。

林第安超群變質巖在上剛果花崗巖地體兩側出露，主要為碳酸鹽巖和砂頁巖，形成時間為730～755 Ma（Bird，2016）。

剛果（金）東北部的結晶基底（Bomu 雜巖）及馬坦杜綠巖帶形成之后相繼發生2 次構造熱事件，即魏田（Watian）和阿如安（Aruan）事件。魏田期變質作用（2900 Ma）的主要表現為火山沉積物及侵入其中的基性脈巖發生麻粒巖相變質作用（Gabert，1990；Schluter，2008）；阿如安期變質作用（峰期2613 Ma）主要表現為后魏田期的火山沉積物發生高角閃巖相變質作用，形成（烏干達西部）灰色片麻巖，該期變質作用應與博姆—基巴里地塊與坦桑尼亞西部地塊碰撞（2.64～2.61 Ga）有關，該次碰撞使得基巴里下部綠巖帶和早期的上剛果花崗巖的發生變質作用，博姆—基巴里地塊縫合至坦桑尼亞克拉通的時間大約為2.59～2.55 Ga（Cahen et al.，1984）。

在元古宙時期，研究區的構造演化主要與板塊裂解與匯聚有關。剛果克拉通在2.15～2.0 Ga 時期沿著坦桑尼亞克拉通西緣形成了一個南北向的海盆（烏本迪褶皺帶（Ubendian）），沿坦桑尼亞克拉通和剛果克拉通的縫合帶再活化形成一個近東西向盆地（魯文左里褶皺帶（Rwenzori））（Westerhof et al.，2014）。在2.0～1.9 Ga 的伊伯尼安（Eburean）造山期，上述盆地關閉結束沉積，至1.85 Ga 哥倫比亞（Colombia）超大陸形成見有后造山活動的花崗巖類侵入（Zhao et al.，2004）。

哥倫比亞超大陸的裂解始于1.85～1.75 Ga，導致太古宙克拉通的裂解和分散，在此期間剛果克拉通整體保持穩定，內部發育有斷裂及巖漿活動（Manya，2014）。博姆—基巴里和烏干達北部地塊之間沿坦桑尼亞克拉通西緣發育的Eburnean 縫合帶發育有基巴拉（Kibaran）槽，在格林威爾（Grenvil?lian）造山時期（1.1～0.9 Ga），形成了羅迪尼亞（Ro?dinia）超大陸和沿剛果克拉通東側的造山帶，NESW 方向的基巴拉（Kibaran）帶也在此期間形成，這次造山活動也使得博姆—基巴里地塊內的韌性剪切帶再活化（Lavreau，1984；Tack et al.，2010）。羅迪尼亞于0.85～0.76 Ga 經歷裂谷化，在此期間剛果克拉通仍然保持完整（Tack et al.，2010）。

泛非期（Pan－African）構造活動主要是由東西岡瓦納（Gondwana）大陸碰撞形成的東非造山帶（East African Orogen）和剛果金克拉通與撒哈拉變質克拉通發生碰撞，造成烏干達北部的0.69 Ga 的花崗巖和0.69 Ga 的花崗閃長巖侵位（Kabete et al.，2012a，2012b），但在剛果（金）東北部及鄰近區域尚未發現有泛非期巖漿巖活動（Melcher et al.，2015；Büttner et al.，2016）。東非造山帶位于坦桑尼亞克拉通東部，被認為在830～470 Ma 期間多次活動形成（Begg et al.，2009）。由于區域性的鋯石測年數據中鉛丟失現象的原因可能由泛非期造山運動形成大規模的構造熱事件造成，據此推測撒哈拉克拉通與剛果克拉通的最終拼合就位時間應為501～490 Ma（Kabete et al.，2012b）。

西尼羅片麻雜巖被認為是太古宙地質體，是撒哈拉克拉通南部延伸部分，鋯石U－Pb 年齡數據顯示其變質時間為937～1014 Ma，明顯與其他地體變質時間不同，推測其在太古宙－元古宙早期距離上剛果花崗地體的位置較遠（Bird，2016）。在撒哈拉克拉通與剛果克拉通拼合期間的碰撞活動造成西尼羅片麻雜巖被推覆到上剛果花崗地體之上，同時造成區域普遍發育的低溫蝕變。

2 礦區地質

基巴里金礦（舊稱Moto 金礦）位于剛果（金）東北部博姆—基巴里地區摩托綠巖帶東部位置（圖2），是該地區較為典型的超大型金礦，其主要由KCD、孟古（Mengu）、帕卡卡（Pakaka）及帕矛（Pam?ao）礦體及其他小型礦體組成。礦體主要賦存于基巴里綠巖帶巖石中，主要的礦石類型包括：浸染狀硫化物型、石英脈型、BIF 硫化物型。

礦區北側地層為西尼羅片麻巖，斑狀變晶結構，片麻狀構造，主要由石英、長石、黑云母組成。礦區中部為基巴里綠巖帶，主要由變質火山沉積礫巖、BIF 和變質玄武巖組成，西向東由綠片巖相變為角閃巖相。變質（火山）沉積巖出露于礦區中西部，面積較大，主要包括變質火山沉積礫巖和變質細粒沉積巖。礫石主要成分為長英質及BIF，基質為細粒結晶硅酸鹽礦物（綠鱗石、綠泥石等）。礫石含量變化較大，粒徑1 mm～5 cm，物源為BIF 和細粒沉積巖及酸性火成巖。片巖出露于礦區中東部，呈灰白－黃色，主要由石英、黑云母，少量斜長石組成。石英黑云片巖出露于礦區最東部，沿BIF 邊部出露。含鐵建造巖石多在山峰處出露，在礦區綠巖帶南部中不連續分布。礦區內有兩種，鐵英巖和BIF。鐵英巖呈均質產出，主要由石英和磁鐵礦組成，石英含量較高。BIF 由富鐵條帶和硅質條帶交替排列。變質玄武巖主要由斜長石、角閃石組成，礦物粒度較細，巖石中斜長石多已發生絹云母化。

圖2 基巴里礦區地質簡圖及主要金礦床分布圖（據Bird，2016）

上剛果花崗地體主要分布于礦區南側，巖性以花崗閃長巖為主，主要礦物成分為斜長石、角閃石和石英（10%）。近年發現Watsa 復式巖體，巖體中心部為輝長巖，巖體外部為花崗閃長巖。輝長巖體出露于礦區西南側，該巖體下部為礦物成分為（鎂）角閃石、斜長石、少量輝石，上部逐漸變為以斜長石為主，暗色礦物較少?；◢忛W長巖出露于輝長巖體外圍，主要礦物成分為長石、角閃石、石英。復式巖體的發現表明上剛果花崗地體并非完全由花崗質巖石組成，其成因可能更為復雜。

區域構造在礦區內表現有1 組NE－SW 走向的近直立剪切帶和NW－SE 走向的逆沖斷層，傾向NE，傾角25°～30°?；屠锏V區共分7 期構造變形階段（Bird，2016）：D1：以層間韌性斷層為主；D2：等斜平臥褶皺，傾角25°～30°，傾向NNE；D3：向NE 傾伏的近直立褶皺；D4：發育于圍巖蝕變帶葉理（絹云母含量較高）；D5：NE 走向的高角度脆性斷層，與D3 期褶皺軸線近平行；D6：SSW 傾向的近水平褶皺；D7：SSW 傾向正斷層，多呈雁列式排列。D1—D4 及D6 均為韌性構造，形成了韌性斷層、褶皺和線理構造；D5 與D7 期為脆性變形期。

結合區域地質資料分析，推測D1—D4 期的韌性構造可能為與元古宙的伊伯尼安造山期—格林威爾造山時期（1.1～0.9 Ga）造山運動的擠壓環境有關（Sommer et al.，2005；孫凱等，2015），D5—D6 期可能為泛非期造山運動有關，D7 期應與泛非造山期之后的熱松弛作用有關。

礦區內部發現的巖漿巖主要由玄武巖（已變質）和后期的侵入巖組成。目前礦區內發現的侵入巖主要有輝長巖、花崗閃長巖和花崗巖。

3 礦床地質

基巴里礦區金礦多沿“KZ”帶分布（圖2），KZ帶位于基巴里礦區西側，長約20 km。KZ 帶主要由3 段組成：（1）南部段為NNE 方向（KCD 礦體），與主要的D2 褶皺、F1 斷層和D3 褶皺樞紐方向一致；（2）中部段NWW 方向（帕矛、帕卡卡、孟古礦體），與D2 褶皺翼平行，與D2/D3 褶皺軸大角度相交；（3）北部段整體呈NNE 方向（卡里木瓦）?，F以南部段的KCD 礦體為典型礦體進行剖析。

KCD 礦體位于于基巴里礦區“KZ”帶南部（圖2），主要圍巖包括火山沉積礫巖、（含碳）頁巖和礫巖以及BIF 和鐵英巖（圖3），圍巖在靠近礦體位置顯示出較為明顯的變形變質特征。

圖3 Karagba－Chaffuer－Durba（KCD）典型礦體剖面圖（據Bird，2016）

KCD 礦段主要包含3 條礦脈（圖3）：3000 礦脈，5000 礦脈，9000 礦脈，金礦石品位1.8～44.8 g/t（Bird，2016）。3 條礦脈從地表向NE 方向延伸，傾角約30°，目前鉆探控制深度約2000 m（下部未封閉）。3000 礦脈露天開采最西側，出露寬度約300 m，厚30 m，呈寬緩開闊的半向斜形態。5000 礦脈露頭位于3000 礦脈的東南側，礦體產狀近垂直，品位較高。9000 礦脈由9101 和9105 礦脈組成。

礦區主要賦礦圍巖為綠片巖相的基巴里變質沉積巖和BIF，少量為變質玄武巖。礦區內發育的蝕變主要有碳酸鹽化、硅化、絹云母化、綠泥石化、黃鐵礦化、磁鐵礦化、褐鐵礦化等，其中與金礦成礦期有關的主要是硅化、黃鐵礦化（Manya，2017）。成礦前蝕變主要是碳酸鹽化，主要礦物組合為鐵白云石＋菱鐵礦±石英±鋁綠鱗石（綠泥石），在礦體周邊形成較為寬廣的碳酸鹽化蝕變帶。鐵白云石和菱鐵礦，多呈棱角狀—次棱角狀的塊狀連生，綠鱗石、綠泥石含量不固定。成礦后蝕變主要為磁鐵礦化，分布范圍較小，多呈不連續線狀分布。

KCD 礦體主要發育于基巴里變質沉積巖和BIF中，礦石類型可分為脈狀礦石和浸染狀礦石。浸染狀礦石多產于火山沉積礫巖中，礦體的變形強度和熱液蝕變程度較低，硫化物呈浸染狀產于硅酸鹽礦物間隙中；脈狀硫化物伴隨有強烈的熱液蝕變。礦區主要有3 種類型的礦石（Nyakecho and Hage?mann，2014；Bird，2016）：Ⅰ－石英＋硫化物±菱鐵礦±綠泥石組成，產于蝕變（鐵白云巖±石英）巖石中，呈1～5 cm 不規則松散團塊狀分布，與圍巖界線模糊；Ⅱ－細粒石英＋硫化物±菱鐵礦±綠泥石脈與蝕變圍巖的層理面理基本平行，在蝕變圍巖中形成了密集的網脈；Ⅲ－石英＋硫化物±菱鐵礦±綠泥石細脈穿切早期蝕變的火山沉積礫巖和BIF。

成礦階段可以分為以下3 個階段（Bird，2016；Manya，2016；張克川等，2018）。Ⅰ早期硫化物階段：毒砂（Ⅰ－Apy）呈20～50 μm 棱角狀、包體狀產出，磁黃鐵礦（Ⅰ－Po）多呈100～200 μm 的內部孔洞狀，少量呈1～5 mm 產出，磁黃鐵礦中常見有包裹早期毒砂，黃銅礦（Ⅰ－Cpy）在該階段少量產出，多呈10～50 μm 的包體狀產于后期黃鐵礦中；Ⅱ黃鐵礦階段：黃鐵礦階段可以分為2 期，即Ⅱ－Py－1 和Ⅱ－Py－2。Ⅱ－Py－1 包裹或交代早期階段硫化物，呈浸染狀分布，粒徑100～1000 μm，半自形—自形狀，可分為2 個世代：Ⅱ－PyⅡ－1a（核部呈孔洞狀）和Ⅱ－Py－1b（環繞Ⅱ－Py－1a 分布，均質無孔洞）。Ⅱ－Py－2 呈浸染狀分布，粒徑50～200 μm，多為半自形粒狀產出；Ⅲ多金屬硫化物階段：毒砂（Ⅲ－Apy）呈50～200 μm 半自形粒狀穿插并包裹早期硫化物（Ⅱ－Py－1/2）。黃銅礦（Ⅲ－Cpy）呈浸染狀散布或多與方鉛礦（Ⅲ－Gn）共生產出于Ⅱ－Py－1 的裂隙中。磁黃鐵礦（Ⅲ－Po）呈2～200 μm 的他形粒狀交代早期階段的黃鐵礦。

貴金屬礦物以自然金形式產出于黃鐵礦階段和多金屬硫化物階段，主要呈3 種形式（Bird，2016；張克川等，2018）：Au1 呈不規則渾圓狀至次棱角狀的包體產出于Ⅱ－Py－1b 中，粒徑從亞微米至200 μm，少量產于Ⅱ－Py－1a 的邊界位置；Au2 為多呈不規則棱角狀及次棱角狀產出于基質中，粒徑多為10～200 μm；Au3 多產于Ⅱ－Py 的裂隙中，并常與黃銅礦（Ⅲ－Cpy）和方鉛礦（Ⅲ－Gn）共生。

4 礦床成因

基巴里礦區的硫化物δ34S 同位素數據范圍為－1.4‰～7.5‰（Bird，2016），與太古宙金礦硫同位素數據和坦桑尼亞典型的造山帶型金礦黃鐵礦硫同位素數據相近（McCuaig and Kerrich，1998；Vos et al.，2009），含金礦脈的電氣石化學特征及載金硫化物的硫同位素特征表明成礦物質可能來自于火山（碎屑）巖（Seal，2006；Büttner et al.，2016）。含金石英脈的方鉛礦鉛模式年齡為3200～3100 Ma（Cahen et al.，1984），成礦期的黃鐵礦Re－Os 年齡顯示其形成年齡大約為2 Ga（Bird，2016），與伊伯尼安造山期較為吻合（Büttner et al.，2016），晚于坦桑尼亞金礦的成礦時間（2644～2680 Ma）（Vos et al.，2009；龔鵬輝等，2015；Kwelwa et al.，2018），含金礦脈的獨居石U－Pb 測年結果顯示，其形成年齡在515～615 Ma，該數據大致與新元古代造山帶時間相吻合（Bird，2016）。以上年齡數據表明，該金礦的最早成礦期可能為太古宙，在伊伯尼安、基巴拉造山和泛非運動期間再活化運移，泛非期的構造活動使得該區域發生綠片巖相變質，為成礦物質再活化富集提供有利條件（Tack et al.，2010；Thomas et al.，2011；Sanislav et al.，2015）。在坦桑尼亞部分礦床的金礦化與新元古代（720 Ma）的花崗質巖漿關系密切（Stendal et al.，2004），由于研究區域目前尚無該時期巖漿巖發現，于該期的成礦作用仍需進一步研究。

礦體圍巖的綠泥石和含礦毒砂的溫度估算顯示，其生成溫度范圍分別為350～400℃和350～540℃，這表明該區域金礦的形成受外部熱源影響較大（Bird，2016），應為泛非期構造活動產生的流體。在該溫度條件下流體的產生通常是在富CO2的條件下的源巖脫水而成，富CO2流體沿運移空間上移，并與富Fe、Mg 的碎屑類發生作用，在礦體周邊發生碳酸鹽化圍巖蝕變（Kuehn et al.，1990）。Au 在350～540℃的富H2S 流體中多呈二硫化物形式運移（Stef?ansson and Seward，2004），含金的富H2S 流體運移至發生碳酸鹽化蝕變的含Fe 層位時反應生成硫化物沉淀，促使金沉淀（Likhoidov et al.，2007）。

結合礦石特征和流體特征，基巴里金礦的礦石類型成因分析如下：（1）在變質程度較低碎屑巖地層中，孔隙度較高，前期上升的富CO2流體與圍巖發生蝕變后，仍存在一定的孔隙度，含Au 流體上升運移至該層位附近時，圍繞富Fe 礦物發生沉淀，形成浸染狀礦化，該種模式形成的以礦石類型Ⅰ為主；（2）巖石變質變形并呈定向排列，巖石孔隙多平行于巖石層理方向，富CO2流體與圍巖發生圍巖變，巖石孔隙度減小，含Au 流體上升運移至該層位時，沿殘留的孔隙形成近平行或穿切層理的（網）脈狀礦化，該種模式形成的以礦石類型Ⅱ為主；（3）巖石變質變形并壓實，后期碳酸鹽化蝕變作用使得巖石更加致密，含Au 流體運移至該層位時，沿巖石的裂充填呈脈狀產出，形成脈狀礦石Ⅲ。在BIF 型巖石中，由于巖石致密，碳酸鹽化不發育，含Au 流體沿巖石裂隙交代鐵質層，形成不規則的脈狀礦化。

5 結論

基巴里金礦賦存于由變質火山沉積巖、片巖、BIF 和變質玄武巖組成的綠巖帶中，金礦形成于新太古代，在伊伯尼安、基巴拉造山和泛非運動期間再活化運移，最終富集成礦。與成礦作用有關的圍巖蝕變主要為成礦前的碳酸鹽化和成礦期的黃鐵礦化。成礦前期的碳酸鹽化將圍巖中的鐵質“活化”，形成含鐵碳酸鹽巖，成礦期的含金富H2S 的流體運移至成礦前期發生碳酸鹽化的含鐵層位或BIF 時，流體與含鐵礦物反應生成硫化物，并使金沉淀，并形成多種類型礦石。同位素數據表明，金礦的物質來源應為太古宙的火山碎屑物質。

致謝感謝中資環鉆探剛果（金）公司同事在成文過程中的大力幫助。