構(gòu)造控制下的蝕變—礦化體的形成
——以冀西北崇禮中山溝金礦為例

王豐翔，陳超，欒卓然，吳姍姍，王云靜，馮云磊，張福祥，牛樹銀

1)內(nèi)蒙古自治區(qū)巖漿活動成礦與找礦重點實驗室，內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院，呼和浩特，010020；2)中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京，100037；3)河北省戰(zhàn)略性關鍵礦產(chǎn)資源重點實驗室，河北地質(zhì)大學，石家莊，050031；4)江蘇省地質(zhì)勘查技術(shù)院，南京，210049

內(nèi)容提要:冀北崇禮縣中山溝金礦是產(chǎn)出在水泉溝堿性雜巖體內(nèi)的脈狀礦床，受近N—S向斷裂構(gòu)造控制明顯。礦化蝕變主要有鉀化、硅化、泥質(zhì)巖化和綠簾石化等。礦石主要呈脈狀、細脈狀和角礫狀產(chǎn)出。根據(jù)不同蝕變的礦物組合和穿插關系，成礦階段可分為鉀化—貧硫化物、乳白色石英—硫化物階段、強硅化—硫化物階段和碳酸鹽化階段，金礦化主要與強硅化—硫化物階段密切相關。通過詳細的構(gòu)造測量和礦床地球化學研究，鉀化—貧硫化物階段受左旋構(gòu)造運動控制，可能為中溫、中鹽度(330～290℃；4.65%～6.88%NaCleq)的含碳熱液與大氣降水混溶(δ18OH2O,V-SMOW:5.26‰～6.76‰；δDV-SMOW:-96.3‰～89.9‰)作用形成。硅化—硫化物階段是由左旋運動向右旋伸展作用轉(zhuǎn)變的結(jié)果，并發(fā)生了高角度大規(guī)模充填。由于發(fā)生大規(guī)模流體沸騰和熱液混溶(δ18OH2O,V-SMOW:0.41‰～6.47‰；δDV-SMOW:-80.2‰～-92.9‰)，在右旋張性脈形成乳白色石英—硫化物階段，在右旋壓扭性構(gòu)造中形成脈型、細脈型硫化物和角礫巖性礦化，并與強硅化帶伴生。成礦流體晚期階段，碳酸鹽化是最普遍的蝕變類型。穩(wěn)定同位素(碳—氫—氧—硫)測試結(jié)果表明，含礦熱液是高度演化的巖漿水和大氣降水混溶的產(chǎn)物，部分碳可能源自地幔，并與巖漿作用有關；明顯負δ34SV-CDT(-11.2‰～-24.8‰)表明成礦熱液呈現(xiàn)高氧逸度。放射同位素(氦—鉛)組成表明，成礦物質(zhì)中的鉛和氦可能部分源自地幔流體。因此，中山溝金礦構(gòu)造—礦化—蝕變的形成可能與巖漿作用有關，為與幔枝構(gòu)造有關的中溫中硫熱液礦床。

脈型金礦化在構(gòu)造域內(nèi)的沉淀是隨著成礦流體物化條件的改變而不斷卸載的結(jié)果，涉及到構(gòu)造體制下成礦熱液的熱力學演化的過程(Hemley and Hunt,1992;Muller et al.,1993;牛樹銀等,2001；呂古賢等，2003；Gruen,2007;Landtwing et al.,2010;Gillian et al.,2010;Liu Yifei et al.,2016)。大量脈型礦床存在明顯的蝕變分帶現(xiàn)象(eg.,科迪勒拉型脈狀礦床，拜仁達壩—維拉斯托)(Bendezú and Fontboté,2009;Wang Fengxiang et al.,2017)。一般而言，蝕變地質(zhì)體往往受構(gòu)造帶控制，在垂向或縱向發(fā)生礦化—蝕變擴散暈。該礦化—蝕變暈可能由一個源區(qū)和一次事件形成，也可以由多個源和多次事件疊加形成。然而，蝕變—礦化體總呈現(xiàn)出一定規(guī)律性分帶樣式，宏觀表現(xiàn)形式為熱液蝕變礦物和礦石礦物組合，微觀可以由成礦元素比值、礦物化學組成以及同位素組成來呈現(xiàn)(Lynch et al.,1990;Kontak and Clark,2002;Holk and Toylar,2007;Liu Yifei et al.,2016)。因此，從“構(gòu)造—蝕變—礦化”三位一體的視角來研究典型礦體，有助于我們精細研究礦體形成過程和礦床成因。

冀北崇禮縣水泉溝—后溝堿性巖體是華北克拉通北部及鄰區(qū)是尋找與堿性巖漿有關的金礦床的重要靶區(qū)，代表性的金礦床(點)有東坪、西坪、后溝、轉(zhuǎn)連枝、水泉溝、小營盤、黃土梁、水晶屯以及本次研究的中山溝金礦床(Fig.1b；聶鳳軍和張輝旭，1997；聶鳳軍等，2014?；王豐翔等，2017；陳超等，2021)。中山溝金礦床是位于水泉溝堿性巖體西段規(guī)模最大的金礦床，其成因研究存在較大爭議：①侵入巖型碲金礦床；②巖漿熱液型；③混合巖化熱液成因；④淺成中低溫熱液礦床(李昌存和張增,1999；水蘭素，2002；吳姍姍等，2009；鄧晉福等，2009；王寶德等，2010；查鐘健，2020；甄世民等，2021)。

本文聚焦中山溝金礦床，從產(chǎn)出背景和礦床地質(zhì)特征出發(fā)，重點研究金礦脈的構(gòu)造樣式、蝕變分帶以及礦化階段，推演礦田構(gòu)造的演化序列、成礦熱液的運移和演化，進而建立“構(gòu)造—蝕變—礦化”三位一體模式，有助于闡明熱液活動與金屬成礦作用的成因聯(lián)系，為重塑區(qū)域地殼演化歷史和指導地質(zhì)找礦勘查提供科學依據(jù)。

1 地質(zhì)背景

中山溝金礦位于河北省崇禮縣西南約20 km，中心地理坐標115°05′33″E，40°54′302″N(圖1)；大地構(gòu)造上，位于華北克拉通北緣中段，內(nèi)蒙古斷隆與燕山斷陷的分界線之南側(cè)。此外，部分學者認為其受華北地幔亞熱柱次級構(gòu)造—張家口—宣化幔枝構(gòu)造(以下簡稱“張宣幔枝”)控制(牛樹銀等，2009，2010；王寶德等，2010；陳超等，2021)。區(qū)域上出露的地層有太古宇桑干群(角閃巖相的片麻巖、混合巖和麻粒巖)、古元古界紅旗營子群變質(zhì)巖系和中元古界長城系淺變質(zhì)海相沉積碎屑巖系，以及侏羅系中酸性火山巖(張家口組)和第四系(圖1；河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局第三地質(zhì)大隊?,?；宋瑞先等，2013；陳超等，2021)。區(qū)域地層主要受EW向的尚義—崇禮深大斷裂所控制，并疊加有NNE—NE向及NW向斷裂(圖1)。

區(qū)域巖漿活動貫穿于從前寒武紀經(jīng)古生代到中生代地殼演化的全部過程，以鐵鎂質(zhì)和花崗質(zhì)巖漿侵入活動為主。其中，前寒武紀的代表性巖體主要有元古宙—太古宙片麻狀花崗巖體(1.7 ～ 2.7 Ga)、和元古宙溫泉斑狀花崗巖體(～1.7 Ga)和鎂鐵質(zhì)巖體(圖1；Miao Laicheng et al.,2002;Jiang Neng et al.,2007;李長民等，2014；Bao Zhiwei et al.,2016；課題組，未發(fā)表)。古生代以來的巖漿侵入主要受EW向構(gòu)造控制。海西期則以水泉溝堿性花崗雜巖體(373 ～ 410 Ma)為代表，出露面積為340 km2，與區(qū)域金礦床在空間上有密切聯(lián)系(圖1)；中生代巖體以巖株、巖墻為主，主要有三疊紀黑云母花崗巖(233 ～ 237 Ma)、斑狀花崗巖(234 ～ 238 Ma)、白堊紀正長花崗巖(142 ～ 144 Ma)和二長花崗巖(133 ～ 135 Ma)。其中，水泉溝堿性花崗雜巖為中山溝金(鉬)礦床的主要賦礦圍巖，巖石類型主要有輝石閃長巖、角閃二長巖、正長巖，成巖時代為373 ～ 410 Ma(圖1；陸松年等，1997；胡小蝶等1998；羅鎮(zhèn)寬等，2001；李長民等，2014；Bao Zhiwei et al.,2016；課題組，未發(fā)表)。

2 區(qū)域構(gòu)造格架

從區(qū)域構(gòu)造格架上看，中山溝金礦床位于張宣幔枝構(gòu)造的中部。構(gòu)造格架由一系列環(huán)繞中心的弧形、半環(huán)形、環(huán)形韌性剪切帶、褶皺構(gòu)造帶和斷裂帶組成(李少眾等，1998；圖1，圖2)。其中，崇禮—赤城主干剪切帶為區(qū)域性深大韌性斷裂，近E—W向呈右旋走滑展布，傾向NNE，延伸約60 km，空間上呈E—W兩端收斂，中部膨大的菱形網(wǎng)狀眼球狀，由數(shù)條菱形網(wǎng)結(jié)狀展布的次級韌性變形變質(zhì)帶組成(圖2)。該斷裂形成時代為太古宙末期，屬于華北克拉通北緣尚義—赤城剪切帶的東段，為張宣幔枝構(gòu)造的核部(牛樹銀等，1996；王寶德等，2010；陳超等，2021)。核部被東坪—水泉溝堿性雜巖侵入，之后被晚中生代的紅花梁花崗巖侵入。張宣幔枝構(gòu)造的外圍被下白堊統(tǒng)張家口組火山巖盆地所環(huán)繞，構(gòu)成近似的環(huán)形構(gòu)造(圖1)。

需要指出的是，在空間上控制著中山溝金礦化的為NW向中山溝—谷咀子—大白楊(S1)和近E—W向的中山溝—東坪斷裂(S2)，是區(qū)域深大斷裂的次級韌性構(gòu)造。S1和S2斷裂呈現(xiàn)多次活動，并至少發(fā)生三期活化活動，使之成為深部物質(zhì)的運移通道，隨著地幔物質(zhì)的逐漸上隆和巖漿活動的加強，在該構(gòu)造兩側(cè)逐漸發(fā)育次級韌性剪切帶，并在早期韌性剪切帶上疊加大量脆性構(gòu)造，形成了礦區(qū)主要的導巖導礦構(gòu)造(牛樹銀等，1996；鄭宏偉等2014)。礦區(qū)構(gòu)造的主要特征見礦床特征。

3 礦床特征

3.1 賦礦圍巖和礦區(qū)構(gòu)造

礦區(qū)位于崇禮—赤城主干剪切帶南側(cè)，區(qū)域主干斷裂S1和S2夾持部位(圖2)。礦體主要賦存在水泉溝二長雜巖體內(nèi)的內(nèi)接觸帶，圍巖主要為蝕變角閃二長巖(圖1和圖3)。礦區(qū)受構(gòu)造控制明顯。就斷裂展布方向而言，礦區(qū)斷裂主要有近N—S向斷裂系、牧場溝斷裂、E—W向頭道溝和道岔溝斷裂(圖1和圖3)。

(1)近N—S向斷裂系。該斷裂構(gòu)造平面上呈折線型和(或)之字型雁行排列，剖面上呈平行或側(cè)脈排列。該斷裂系走向345° ～ 375°，優(yōu)勢產(chǎn)狀 355°，傾角較陡(50° ～ 80°)(圖3a、b)。在平面上，礦區(qū)分為東、中和西三個斷裂帶。其中，中部構(gòu)造蝕變帶N—S延伸>2000 m，寬n～n×10 m，F(xiàn)1、F3和F5是代表性的N—S向斷裂(圖1和圖3a)。

(2)牧場溝斷裂。牧場溝斷裂是羅家營骨干斷裂的一部分，分布在礦區(qū)SW側(cè)，呈之字形展布。東段走向呈N60°E向，西段呈N320°W向出露長約2 km(圖3)。該組斷裂可能形成于海西期巖漿活動期后，具有壓扭、張扭多期次活動特征。該斷裂斷層帶角礫巖成分以蝕變二長巖為主，膠結(jié)物主要為玉髓石英，斷層面裂隙表面常有鐵錳質(zhì)薄膜浸染。

(3)E—W向頭道溝和道岔溝斷裂。E—W向頭道溝和道岔溝斷裂規(guī)模不及牧場溝斷裂，長度1.2 ～ 2 km(圖3)。該斷裂在礦區(qū)平錯N—S向斷裂(圖2)，活動時間應晚于近N—S向斷裂系。

3.2 礦體特征

礦區(qū)共探明>40條礦化體，呈脈群或脈帶產(chǎn)出，主要產(chǎn)出在N—S向中心斷裂系統(tǒng)內(nèi)，濃度中心在硅化和鉀化蝕變帶內(nèi)(圖3b)。礦體傾角較陡(50°～85°)，平均厚度約0.75 m，平均品位7.11 × 10-6，沿走向及傾向均有膨脹收縮、尖滅再現(xiàn)、分枝復合的現(xiàn)象。具有經(jīng)濟價值的礦脈主要有兩條，即#1號脈和#2號脈。礦脈總體走向近N—S向，傾向W，長度約2000 m，寬n～n×10 m。16線以北兩脈復合膨大變寬，最寬處約140 m；16線以南兩脈變窄，近于平行展布，間距10 ～ 30 m (圖3 )。

圖3 冀西北崇禮中山溝金礦礦區(qū)地質(zhì)構(gòu)造格架圖及觀測點典型剖面Fig.3 Geological map showing the main units and the location of the main fault system,hostrocks and mineralized veins in ore blocks in Zhongshangou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei，respectively

礦區(qū)主要存在3種礦化類型：①寄宿在斷控蝕變巖內(nèi)的脈狀或浸染狀金—鋅—鉛—鉬—銅礦化；②產(chǎn)在構(gòu)造角礫巖內(nèi)的角礫巖型的金—銅—鋅—鉛礦化；③切割脈型礦化細脈狀—網(wǎng)脈狀黃鐵礦—輝鉬礦—金礦化(圖4a—b)。根據(jù)礦石物質(zhì)成分、礦物組合和結(jié)構(gòu)構(gòu)造，礦石可以分為脈型、鉀長蝕變巖型、硅質(zhì)角礫巖型和細脈—網(wǎng)脈型。礦石由礦石礦物及脈石礦物組成，其中礦石礦物主要有黃鐵礦、方鉛礦、黃銅礦、閃鋅礦、輝鉬礦、磁鐵礦、銅藍和銳鈦礦等，脈石礦物則主要有石英、方解石、微斜長石、高嶺石、絹云母等(圖4a—b)。

3.2 圍巖蝕變和礦化階段

根據(jù)蝕變—礦化體的切割關系、礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造、礦物組合及共生關系，成礦期可分為熱液期和表生期，前者可進一步分為4個階段：鉀化階段、硫化物—石英階段、強硅化—硫化物階段和碳酸鹽化階段(圖4c—h,圖5)。其中，強硅化—硫化物階段與金礦化最為密切。

(1)鉀化—貧硫化物階段。該階段主要以發(fā)育寬窄不一的鉀化條帶為特征，多以3種產(chǎn)狀產(chǎn)出：①在空間上與石英脈相伴生，一般呈肉紅色條帶狀和脈狀產(chǎn)出，斷續(xù)分布在石英脈的兩側(cè)或一側(cè)；②呈囊狀或斑雜狀被后期蝕變巖所切割或包裹；③呈團塊狀、彌散狀分布在構(gòu)造角礫巖或硅化蝕變巖內(nèi)。鉀化帶主要由微斜長石、石英、磷灰石、金紅石和少許金屬礦物(磁鐵礦、黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦和黃銅礦)組成。微斜長石呈肉紅色，柱狀或不規(guī)則狀產(chǎn)出，粒度100 ～ 200 μm，體積含量70%～ 95%(圖4c)。石英為他形，白色，主要呈塊狀或細脈狀嵌入，與黃鐵礦伴生，粒度80 ～ 150 μm，體積含量～5%～ 10%。金屬礦物呈浸染狀、斑點狀或不規(guī)則網(wǎng)脈狀分布，主要為黃鐵礦，次為磁鐵礦和硫化物(方鉛礦、閃鋅礦和黃銅礦)(圖4c)。

圖4 冀西北崇禮中山溝金礦床典型礦石和蝕變巖照片：(a)細脈狀礦石，脈細0.1～0.3 cm；(b)石英—硫化物和硫化物脈型礦石；脈型礦石的硫化物主要有黃鐵礦(Py)、方鉛礦(Gn)和輝鉬礦，脈石礦物則主要有石英(Qz)、鐵白云石(Dol)、方解石(Cc)、鉀長石(Kfs)等；(c—h)金礦化四個階成礦階段的劃分Fig.4 Photographs of typical ores and altered rocks in the Zhongshangou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei:(a)stringer vein-type ores contain sulfidation assemblage.Hand-specimen of ores showing sulphides containing pyrite (Py) + galena (Gn) + molybdenite cemented by quartz (Qz),Fe-dolomite (Dol),calcite (Cc) and Potassium feldspar (Kfs).(b) Hand-specimen of vein-type ores with veins of 0.1 ～ 0.3 cm.(c—h) Photographs at Zhongshangou deposit showing four metallogenic stages of Au—polymetal mineralization

(2)乳白色石英—貧硫化物階段。該階段以大量石英析出為特征，顏色主要呈乳白或灰白色，組成寬窄不一的石英脈和玉髓石英。石英脈內(nèi)可見團塊狀、浸染狀或斑點狀礦石礦物(主要有黃鐵礦、磁黃鐵礦、方鉛礦、輝鉬礦等)(圖5)。本成礦階段發(fā)育有構(gòu)造角礫，脈石礦物可見重晶石和榍石(圖5)。

(3)強硅化—硫化物階段。根據(jù)礦物組合及礦脈的穿插關系，該階段可分為兩個亞階段：硅化—硫化物亞階段和貧石英—硫化物亞階段(圖4、圖5)。成礦階段早期以硅化—硫化物析出為特征。石英因攜帶大量包裹體，呈煙灰色，與脈狀、團塊狀或細脈狀硫化物伴生。硫化物組合主要為黃鐵礦、方鉛礦、黃銅礦、輝鉬礦和閃鋅礦(圖4d—g)。其中，黃鐵礦明顯區(qū)別于成礦早期形態(tài)，多呈富集團塊或脈狀產(chǎn)出。晚期，石英含量較少，以網(wǎng)脈狀、細脈狀以及脈狀硫化物為主要特征(圖4h)。該階段是金礦化的主要時期，金礦物主要是自然金、金銀礦。

(4)碳酸鹽化階段。為熱液活動的晚期產(chǎn)物，常疊加前期礦化之上，主要以方解石、鐵白云石、菱鐵礦為主(圖4h)。該階段礦化明顯減弱，Au礦化的工業(yè)意義不大(圖5)。

圖5 冀西北崇禮中山溝金礦各成礦階段的礦物共生序列Fig.5 Paragenetic sequence of minerals at Zhongshangou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei

4 樣品測試方法

4.1 碳—氫—氧同位素測試

碳—氫—氧同位素組成分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心(ACBIGNI)利用MAT253型質(zhì)譜儀測試完成。氫同位素測試對象為石英中的包裹體，利用熱爆裂法釋放H2O，并用灼燒法提取H2，H2在高純氦氣流的帶動下進入質(zhì)譜MAT253，按連續(xù)流方式進行分析。氧同位素測試則直接測定石英。將鎮(zhèn)管中的石英樣品與BrF5反應析出O2；然后與熱碳棒反應生成CO2；通過質(zhì)譜測試氧的同位素組成。δD和δ18O測量結(jié)果以V-SMOW為標準。δD和δ18O分析精度分別0.2‰和±2‰。碳同位素通過質(zhì)子儀進行測試，測量結(jié)果以V-PDB為標準，記為δ13CV-PDB，相對誤差一般<±0.2‰。

4.2 硫同位素測試

不同礦化階段的礦石通過破碎、篩分，挑選出高純度的硫化物(>98%)。硫同位素組成的測定在ACBIGN利用MAT251EM型氣體同位素質(zhì)譜儀測試完成，檢測方法和依據(jù)為DZ/T0184.14-1997《硫化物中硫同位素組成的測定》。δ34S值沿用V-CDT國際標準，標準物質(zhì)日常分析精度為±0.2‰。

4.3 Pb同位素

鉛同位素分析是在ACBIGNI利用MAT261質(zhì)譜計上完成。高純度硫化物(>98%)先用三酸分解、蒸干，并與通過強堿性陰離子交換樹脂提取Pb，蒸干后以1%的HNO3稀釋，用備質(zhì)譜測試。然后，利用Phoenix 熱表面電離質(zhì)譜法進行鉛同位素測定。其具體參數(shù)：儀器型號為ISOPROBE-T；1 μg的208Pb/206Pb測量精度<0.005%。NBS981標準值分別為：n(208Pb) /n(206Pb) = 2.1681 ± 0.0008；n(207Pb)/n(206Pb) = 0.91464 ± 0.00033;n(204Pb) / (206Pb) = 0.059042 ± 0.000037；測量值n(208Pb)/n(206Pb)= 2.165247 ± 0.000069；n(207Pb) /n(206Pb)= 0.914510 ± 0.000056；n(204Pb) /n(206Pb) = 0.059200 ± 0.000013。

5 礦床同位素特征

5.1 氫、氧、碳同位素

本次研究選取9件不同成礦階段形成的石英和方解石進行氫、氧同位素測定，詳細見表1。其中，鉀化—貧硫化物階段產(chǎn)出石英的δ18OV-SMOW值變化范圍為11.8‰～13.3‰，與石英平衡水的δ18OH2O,V-SMOW值為5.26‰～ 6.76‰；硅化—硫化物階段石英樣品δ18O石英值為11.4‰ ～ 11.9‰，與石英平衡水的δ18OH2O值為2.45‰～ 2.95‰；碳酸鹽化階段石英和方解石的δ18O的值介于6.4‰～14.3‰之間，與石英(方解石)平衡水的δ18OH2O值介于-2.97‰～2.65‰之間。

表1 冀北崇禮中山溝金礦床石英和方解石氫氧同位素組成特征表Table 1 Oxygen and hydrogen isotopic data from fluid inclusions in quartz and calcite from Zhongshangou gold deposit，Chongli,northern Hebei

本次測試3件方解石樣品，均采自于石英—方解石脈之中，其δ13C 和δ18O 值列于表2。采自于礦脈中的3件測試樣品的δ13C值介于-3.3‰～0.5‰，對應的δ18OV-SMOW則主要分布在7.9‰～13‰。

表 2 冀北崇禮中山溝金礦床方解石碳同位素數(shù)據(jù)

5.2 硫同位素

不同成礦階段硫化物的硫同位素數(shù)值列于表3，基本特征如下：①12個硫化物(黃鐵礦、方鉛礦)的δ34SV-CDT主要分布于-11.2‰ ～ -24.8‰之間，均值為-14.48‰。②8個黃鐵礦的δ34S值介于-11.2‰ ～ -12.2‰之間，變化范圍較??；4個方鉛礦的δ34S值變化范圍較大，變化值介于-14.9‰ ～ -24.8‰之間，均值為-20.03‰。顯然，黃鐵礦δ34S的平均值大于方鉛礦平均值。③鉀化—貧硫化物、乳白色石英—貧硫化物和硅化—硫化物階段的硫化物的δ34S值依次為-15.33‰、-18.35‰和-13‰(表3)。

表3 冀北崇禮中山溝金礦床礦化硫同位素組成表Table 3 Sulphur isotope distribution in sulphides from the different mineralization types at Zhongshangou gold deposit,Chongli,northern Hebei

5.3 鉛同位素

中山溝礦床不同礦石類型的硫化物鉛同位素數(shù)據(jù)列于表4和圖6?？傮w而言，鉛同位素在Pb—Pb構(gòu)造圖中呈現(xiàn)一定的線性關系，n(206Pb) /n(204Pb)值主要介于17.214～17.615之間(表4和圖6a，b)。黃鐵礦的n(206Pb) /n(204Pb)、n(207Pb) /n(204Pb) 和n(208Pb) /n(204Pb)值較為分散，分別分布在17.214～17.615、15.428～15.500和37.291～37.662之間。相對而言，脈型礦石中方鉛礦和輝鉬礦的Pb同位素組成基本一致且相對集中，呈現(xiàn)出相對低n(206Pb) /n(204Pb)值和相對高的n(208Pb) /n(204Pb)，分別介于17.262～17.538和37.332～37.461之間。

圖6 冀西北崇禮中山溝金礦礦石鉛同位素組成對比圖解(底圖據(jù)Zartman and Doe,1981;Zartman and Haines，1988；Allegre et al.,1988)Fig.6 Lead isotope composition of Zhongshangou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei (base map from Zartman and Doe,1981;Zartman and Haines,1988；Allegre et al.,1988)

6 礦區(qū)構(gòu)造配套和運動場分析

6.1 脈體形態(tài)和分布規(guī)律

根據(jù)礦脈幾何形態(tài)的構(gòu)造測量和穿插關系，脈型礦化經(jīng)歷了多次脈動，從靜巖流體壓力下的拉伸碎裂開始，然后向剪切活化演化，脈體被石英充填，并含有一定量的硫化物?？傮w而言，中山溝金礦床指示了一個典型的以脆性—韌性斷裂系統(tǒng)和定向(N—S向)裂隙系統(tǒng)為中心的礦化系統(tǒng)。大量的蝕變/填充活動都伴隨有四期Au多金屬礦化，礦化在時間上晚于賦礦圍巖堿性花崗巖。

表4 冀北崇禮中山溝金礦床硫化物鉛同位素組成

盡管礦脈受多期構(gòu)造控制，但總體上呈現(xiàn)出走滑系統(tǒng)的特征，在縱向上嚴格受構(gòu)造域控制，在經(jīng)度方向上呈現(xiàn)高角度充填。根據(jù)Roberts(1987)的含礦裂隙系統(tǒng)分類，其發(fā)育有主剪切裂隙(D-型)、低角度(R型)和高角度的的里德爾剪切裂隙(R′型)、壓力剪切斷裂(P-型)和張裂隙(T-型)(圖7)。

圖7 冀西北崇禮中山溝金礦床熱液脈的類型Fig.7 Rock slabs showing the three major types of hydrothermal veins at Zhongshangou Au deposit，Hebei

6.2 構(gòu)造配套和力學分析

礦區(qū)構(gòu)造呈現(xiàn)出多期構(gòu)造疊加特征。根據(jù)切割關系，可分為成礦前、成礦期和成礦期后構(gòu)造：

(1)成礦前構(gòu)造。研究區(qū)成礦前至少發(fā)育有2期韌性剪切作用，可能是區(qū)域深斷裂—崇禮—赤城韌性剪切帶的組成部分或次級構(gòu)造，主要由菱形網(wǎng)結(jié)狀展布的次級小剪切帶組成。微觀構(gòu)造可見鉀長石斑晶眼球狀、拔絲條帶、細針狀角閃石疊瓦狀排列、斜長石雙晶彎曲等塑性流動變形和動態(tài)重結(jié)晶作用(李紅陽和張建珍，1994)。礦區(qū)成礦前構(gòu)造以韌—脆性剪切為主，面理發(fā)育，并產(chǎn)出有前寒武紀地層角礫(圖8a)。

(2)成礦構(gòu)造。成礦期構(gòu)造可以分為III期。第I期構(gòu)造為鉀化帶內(nèi)發(fā)育的左旋運動，主要表現(xiàn)為一套劈理，被少量硫化物和石英充填，顯示為左旋運動，是鉀化—貧硫化物礦化階段主要構(gòu)造形式(圖8b)。

第II期構(gòu)造為右行張性走滑斷控構(gòu)造，主要控制著乳白色石英脈的定位，顯示出右行走滑性質(zhì)(圖8c、d)。該石英脈發(fā)育有大量裂隙，被細脈狀—團塊狀的硫化物脈所充填，后期被團塊狀硫化物疊加(圖8c、d)，為乳白色石英—貧硫化物成礦階段的主要斷裂形式。

第III期構(gòu)造為復雜的右行走滑構(gòu)造系統(tǒng)，該走滑系統(tǒng)呈壓扭性，發(fā)育有與斷裂有關的小褶皺，構(gòu)造產(chǎn)狀變化范圍為256°～286°∠50°～80°，代表產(chǎn)狀為265°∠65°，局部產(chǎn)狀變化范圍為295°～330°∠30°～62°，代表產(chǎn)狀為309°∠47°。該斷裂延伸2000m，脈寬0.2～2 m，走向0°～15°，礦石品位2 ×10-6～12 ×10-6。該構(gòu)造域內(nèi)，蝕變具有一定分帶性，具有強—中強—弱蝕變分帶，局部發(fā)育有劈理化帶和角礫破碎帶，并伴生大量的硫化物，是強硅化—硫化物礦化階段主要的構(gòu)造形式(圖8e—f)。需要指出的是，碳酸鹽巖礦化階段主要沿著第II、III期構(gòu)造貫入，疊加在前期的礦化基礎上。

(3)成礦期后斷裂。成礦期后斷裂是主要破礦構(gòu)造，主要產(chǎn)在礦區(qū)北部、中部和西部，主要呈E—W向或NW向斷裂(圖8h)。

圖8 冀西北崇禮中山溝金礦區(qū)主要礦化蝕變帶及運動學特征Fig.8 Simplified geologic map of the Zhongshangou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei,with observation spots showing kinematic property of the veins with alteration halos

7 礦化、蝕變及構(gòu)造演化過程

7.1 成礦熱液來源和演化

脈型礦化中石英和方解石的δ18OV-SMOW和δDV-SMOW值的變化范圍分別為6.4‰～14.3‰ 和-80.2‰～-96.3‰，而與之對應的δ18OH2O,V-SMOW值為 -2.97‰～6.76‰，與典型巖漿水的數(shù)值(δ18OV-SMOW=6‰～10‰，δDV-SMOW=-50‰～-80‰)相比，稍微虧損δ18OH2O,V-SMOW和δDV-SMOW值。在δDV-SMOW—δ18OH2O,V-SMOW圖中，氫氧同位素組成分布于去氣作用殘余巖漿水的下方，氧同位素也發(fā)生了一定漂移現(xiàn)象，顯示巖漿熱液發(fā)生水巖反應和有一定量的天水加入(圖9a)。

圖9 冀西北崇禮中山溝金礦成礦熱液：(a) δ18OH2O,V-SMOW —δD V-SMOW圖解(底圖修改自Ohmoto and Rye,1979；Hedenquist and Lowenstern,1994；Vigneresse,2006)；(b)和(c)δ18OSMOW —δ13CPDB(底圖修改毛景文等，2002)Fig.9 Plots showing:(a) δ18O V-SMOW —δD V-SMOW values (modified after Ohmoto and Rye,1979；Hedenquist and Lowenstern,1994;Vigneresse,2006);(b) and (c) δ13CPDB — δ18OSMOW values (modified after Mao et al.,2002&) of the ore-forming fluids at Zhongshangou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei

采自中山溝礦化系統(tǒng)的方解石和石英的C—O同位素同樣顯示出了一定的變化，測得的δ13CPDB值主要介于-3.3‰～ 0.5‰ 之間。這個數(shù)值范圍顯著高于有機質(zhì)的平均值(-25‰,Hoefs,2009)，卻明顯高于低于地幔的數(shù)值范圍(-7‰～-5‰,Hoefs,2009)(圖9b)。相比而言，方解石的δ13C明顯低于大氣CO2中的數(shù)值(-11‰～ -7‰,Hoefs,1997)，卻明顯疊加在火山/巖漿巖范圍(-3‰～-30‰,Hoefs,1997)(圖9b)?？紤]到中山溝礦體主要賦存在花崗雜巖之中，因此含礦熱液的碳同位素可能是由于熱液混合作用，成礦熱液主要有兩個熱源：花崗質(zhì)巖漿熱液和高度演化的成礦熱液。在碳氧圖解中，測試樣品落入了地幔區(qū)域及鄰區(qū)，證實了成礦熱液中的碳部分來自于地幔(圖9c)。部分樣品落入到花崗巖及與之有關的中低溫蝕變的區(qū)域，指示了礦化與堿性巖漿的成因關系(圖9c)。

7.2 成礦物質(zhì)來源與演化

中山溝金礦硫化物(黃鐵礦和方鉛礦)呈現(xiàn)出貧重硫的特征，硫同位素(δ34SV-CDT)組成介于-11.2～-24.8‰之間，平均值為-14.48‰，具有明顯的負值，與典型的火山塊狀硫化物礦床(VMS型)礦床、巖漿熱液礦床有明顯的不同，也與鈦鐵礦型巖漿巖和磁鐵礦型巖漿巖有明顯不同(圖10)，與區(qū)域上典型的與堿性巖有關的金礦床(東坪、后溝、水晶屯、小營盤)有著相似的特征(圖10)。

圖10 冀西北崇禮中山溝金礦床硫化物硫同位素組成(modified after Hoefs et al.,1980)Fig.10 Sulfur isotopic distribution of sulfides collected from ores at Zhongshangou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei (modified after Hoefs et al.,1980)

中山溝硫化物Pb同位素組成在鉛—鉛圖解上呈現(xiàn)出一定的線性分布，可解釋為Pb混合線，可能是殼源鉛和地幔鉛不同比例的混合(圖6a，b,Seward and Barnes,1997;Wood and Samson,1998;Kirnbauer et al.,2012)。具體而言，在n(207Pb) /n(204Pb) —n(206Pb)/n(204Pb)同位素圖解上，硫化物鉛同位素的組成主要位于地幔和造山帶演化線之間，少數(shù)黃鐵礦和方鉛礦沿著地幔演化線分布(圖6a)。在n(208Pb) /n(204Pb) —n(206Pb)/n(204Pb)圖解中，黃銅礦和輝鉬礦的鉛同位素組成以非放射性鉛為主，分布在造山帶和地幔演化曲線附近，位于Pb混合線的下端；部分黃鐵礦具有更多的放射性鉛，主要分布在混合線的上端，靠近造山帶曲線附近(圖6b)，可能原因是鉛溶解度的差異(Seward and Barnes,1997;Wood and Samson,1998;Kirnbauer et al.,2012)，也可能是不同成礦階段熱液性質(zhì)的差異(Kirnbauer et al.,2012)。

在鉛同位素組成對比圖解中，硫化物Pb同位素均位于地殼等時線和北半球參考線(NHRL)之上，說明硫化物中的鉛來源于U/Pb值更高的區(qū)域，可能源區(qū)為下部大陸地殼和I-型富集地幔(圖6c、d)。進一步而言，所有測試樣品Pb同位素組成均位于1.77 Ga NHRL之上，如果成礦物質(zhì)的鉛源自地幔，也可能是從1.77 Ga以前從地幔分離的鉛。上述同位素組成特征顯示，成礦物質(zhì)更有可能是在成礦巖漿從源區(qū)部分形成后，從富集地幔或下地殼攜帶至淺部成礦區(qū)域。

7.3 成礦物理化學條件

中山溝成礦系統(tǒng)受構(gòu)造控制明顯，呈現(xiàn)出比較廣泛的金屬組合(Ag—Au—Zn—Pb—Cu)。礦物組合主要以方鉛礦、黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、銀的硫鹽和磁黃鐵礦為主，脈石礦物主要由石英、鉀長石、含鐵白云石和含錳方解石組成。其中，黃鐵礦和方鉛礦為最主要的礦石礦物，這些都是典型中硫礦石礦物組合(Sillitoe and Hedenquist.,2003)。黃銅礦是一個在300° C和近中性的pH產(chǎn)生，是一個從高硫向中—低硫狀態(tài)轉(zhuǎn)化的特征礦物。更為重要的是，中山溝金多金屬礦化系統(tǒng)以復雜的含礦的石英—碳酸鹽巖脈和角礫巖為特征，石英呈現(xiàn)出典型的透明狀，方解石呈肉紅色，普遍富錳。顯然，這些特征是典型的中硫熱液礦床的特征(Einaudi et al.,2003)。

根據(jù)包裹體測溫研究，吳姍姍等(2009)和甄世民等(2020)對氣液包裹體和氣體包裹體進行了均一化溫度和鹽度測量。鉀化—貧硫化物階段的均一溫度變化范圍為330～300℃，對應的流體鹽度為4.65%～6.88% NaCleq；在溫度—組分—密度(T—w—ρ)相圖(圖11a；Bodnar,1983)查得的密度為0.7～75 g/cm3。乳白色石英—貧硫化階段的均一溫度變化范圍為245～310℃，對應的流體鹽度為4.18%～9.86% NaCleq，與之對應的密度為0.77～0.87 g/cm3。強硅化—硫化物階段流體包裹體的均一溫度為260～204℃，其流體鹽度為6.01%～13.92% NaCleq和密度為0.85～0.93 g/cm3。碳酸鹽化階段的均一溫度則降至190℃，相應的均一溫度和密度分別為4.34%～7.45% NaCleq和0.88～0.93 g/cm3。一般而言，由于成礦熱液由深部向上運移到淺部的過程(靜巖壓力向靜水壓力的過渡)，是壓力釋放、體積增大的過程。因此，成礦體系中流體總密度有降低的趨勢(圖11a)。然而，該礦床的測試結(jié)果卻顯示相反的趨勢，其較為合理的解釋可能是成礦流體在由高溫向低溫演化的過程中經(jīng)歷過低密度氣相組分的分離作用。礦區(qū)存在的大量的礦化角礫以及沸騰包裹體(甄世民等，2020)出現(xiàn)，證實了沸騰可能是中山溝金礦沉淀的重要機制。

依據(jù)中山溝蝕變礦物組合(白云母—鉀長石—石英等)，礦化系統(tǒng)的氧逸度(lgfO2)主要介于-33.9～-30.5之間，pH值則介于5.75～6.32，位于黃鐵礦的穩(wěn)定狀態(tài)和硫酸鹽—硫化物氧化還原線之下(圖11b)。

8 “構(gòu)造—蝕變—礦化”成礦模式

根據(jù)中山溝金礦穩(wěn)定和放射性同位素組成特征，與礦化有關的成礦流體可能主要由巖漿水和高度演化的大氣降水組成，流體沸騰作用和成礦流體的混合是重要的成礦機理。成礦熱液中的部分碳、鉛顯示出下地殼或富集地幔成因。因此，地球深部物質(zhì)必須有一個通道將成礦物質(zhì)從地球深部帶到地殼淺部。中山溝金礦位于崇禮—赤城深斷裂韌性剪切帶次級構(gòu)造S1和S2的夾持部位，其在長期而復雜的演化過程中，經(jīng)歷了多期次的構(gòu)造疊加和變形，可以將地球深部的金帶入地殼表層，而且伴隨構(gòu)造—巖漿作用，提供了必要的熱源與動力，促使金活化、遷移，利于金的富集成礦，其成礦動力機制可能與張宣幔枝構(gòu)造有關(牛樹銀等，2009，2010；王寶德等，2010；陳超等，2021)。

中山溝金礦區(qū)的礦化、蝕變嚴格受多期斷裂構(gòu)造的控制(圖12)。在流體靜水壓力下，成礦元素可能從韌性—脆性區(qū)(韌性—超韌性區(qū))內(nèi)遷出(圖13)。成礦流體從深部的高壓區(qū)向上排出，先前斷裂構(gòu)造內(nèi)的微裂縫重新活化，保持一定的高滲透性(圖12a)。脈型礦化經(jīng)歷了多次脈動，從近靜巖流體壓力下的拉伸破壞開始，然后向剪切活化演化(圖12、圖13)，重要的證據(jù)便是礦化和蝕變呈現(xiàn)高角度(傾角介于50°～85°之間)。

圖12 冀西北崇禮中山溝金礦構(gòu)造—礦化—蝕變時序圖Fig.12 Plan view sketches illustrating the time sequence of intrusion emplacement and vein formation at the zhuangshangou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei

圖13 冀西北崇禮中山溝金礦在伸展構(gòu)造體制下，指示了金礦化可能的應力和流體壓力演化路徑Fig.13 Mode pattern for an extensional tectonic regime,indicating a possible stress and fluid pressure evolution path of the Zhongshanggou Au deposit,Chongli，northwestern Hebei

成礦早期，由于受到左旋走滑運動，主要在鉀化蝕變帶內(nèi)發(fā)育少量石英脈和硫化物，形成早期鉀化—貧硫化物階段，產(chǎn)出細脈狀、浸染狀礦化，節(jié)理走向主要為NW向、NNE向和E—W向，以鉀長石、金紅石為特征礦物的早期高溫流體系統(tǒng)可能缺少硫和硫酸鹽(圖12b)。

隨后，含礦流體沿著早期蝕變帶的主通道強力貫入，礦區(qū)壓力發(fā)生了重大轉(zhuǎn)變。與之對應的是，構(gòu)造機制也發(fā)生了重大轉(zhuǎn)變，由左旋走滑逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橛倚\動。一方面，由于改造并利用前期構(gòu)造，在右旋張性走滑構(gòu)造作用下，貧硫化物石英脈形成，形成早期含少量硫化物的石英脈，其礦化類型為浸染狀、細脈狀和脈狀礦化，節(jié)理走向主要為NE向、NW向和E—W向，化學暈主要為Fe、S、Cu、Zn、Pb、Au、Ag和Si(圖12c，圖8c、d和圖13)。另一方面，由于攜帶大量成礦物質(zhì)的熱液受到右旋壓扭構(gòu)造體制的影響，大量細脈—脈型礦化在該走滑系統(tǒng)沉淀，形成團塊狀、細脈狀、斑雜狀礦化。最大主壓應力軸方向為210°∠21°，最小主壓應力軸方向為104°∠36°，顯示出典型礦在順時針方向扭動的應力作用下形成。需要指出的是，由于壓扭和沸騰作用，伴生大量的角礫狀礦化，以NE—NNE為主，其次為NW向和E—W向(圖12d和圖13)。

隨著成礦流體的消失，成礦系統(tǒng)定位并被后期構(gòu)造破壞，反映成礦期后，該區(qū)域仍處于不穩(wěn)定的構(gòu)造環(huán)境中。成礦后的構(gòu)造活動主要表現(xiàn)在蝕變帶形成構(gòu)造體，強烈活動地段見糜棱巖化(圖12e)

9 結(jié)論

(1)中山溝金礦區(qū)的礦化、蝕變嚴格受N—S向斷裂構(gòu)造的控制，可分為鉀化—貧硫化物、乳白色石英—硫化物階段、強硅化—硫化物階段和碳酸鹽巖化階段。其中，鉀化—貧硫化物階段受左旋構(gòu)造運動控制；硅化—硫化物階段則由左旋運動向右旋伸展作用轉(zhuǎn)變的結(jié)果，并發(fā)生了高角度大規(guī)模充填。

(2)系統(tǒng)的穩(wěn)定和放射性同位素測試結(jié)果表明，含礦熱液是中溫、中鹽度(330～190℃；4.65%～6.88%NaCleq)的含碳熱液與大氣降水混溶(δ18OH2O，V-SMOW:5.26‰～6.76‰；δDV-SMOW:-96.3‰～89.9‰)作用形成。部分碳可能源自地幔，并與巖漿作用有關；明顯負δ34S(δ34SV-CDT=-11.2‰～-24.8‰)表明成礦熱液呈現(xiàn)高氧逸度。鉛同位素(鉛)組成表明，成礦物質(zhì)中的鉛部分源與地幔流體。

(3)中山溝金礦構(gòu)造—礦化—蝕變的形成可能與深部巖漿作用有關，可能與幔枝構(gòu)造有關的中溫中硫熱液礦床。

致謝：特別感謝中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所江思宏研究員、郭襄博士對本文的建設性修改意見。野外工作受到張家口市海龍金礦有限公司大力支持，在此深表謝意。

注 釋/Notes

? 聶鳳軍,劉翼飛,曹毅,張偉波,王豐翔.2014.華北克拉通北部堿性巖漿活動與金、銅和鈾成礦作用.中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所.

? 河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局第三地質(zhì)大隊.1989.下兩間房幅(K-50-111-A)、崇禮幅(K-50-111-B)、鎮(zhèn)寧堡幅(K-50-112-A)l:50000 區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告：1～100.

? 河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局第三地質(zhì)大隊.1991.河北省崇禮縣場地鄉(xiāng)中山溝金礦勘探地質(zhì)報告:1～117.