夹皮沟金成矿带成矿模式讨论

臧兴运，姜建军，李德洪，赵华伟，靳皇玉，马春生

1．吉林省地质调查院，吉林 长春 130102；2．吉林省有色金属地质勘查局，吉林 长春 130021

0 引言

夹皮沟金成矿带位于吉林省桦甸市的东南部，是我国一个极为重要的金矿化集中区和黄金生产基地。多年来，在夹皮沟地区金矿各矿床(点)矿产开发的同时，各地勘单位及科研院所的地质工作者也从矿床地质学、岩石学、矿物学、矿床地球化学、构造地质学及同位素年代学等方面进行地质科学研究，先后投入了许多研究工作，取得了一系列重要的学术成果，形成的各类勘查报告、科研论文、专著等浩如烟海。

综合各矿床(点)地质勘查、开发资料及研究成果表明，夹皮沟成矿带的构造演化及成岩成矿作用十分复杂，每一个矿床(点)既遵从于成矿带上总体规律，又多少具有一些自己独特的地质特征，但均不能反映成矿带上地质作用全貌。本文以成矿带北西部的板庙子金矿床至南东部的大架子金矿床之间的主要金矿床(点)的野外地质现象为基础，适当参考近年来的年代学、流体包裹体及稳定同位素等研究成果，结合吉林省区域构造演化史，对本成矿带的成矿模式及成矿机制进行讨论。

1 大型断裂带控矿型式

不论是对夹皮沟成矿带上各矿床(点)的矿床成因类型和成矿时代持何种不同的学术观点，其与北西向大砬子—夹皮沟断裂带有着密切的关系从未受到怀疑。

Wegmana于1935年首先提出“构造层次”的概念，认为同一构造旋回形成的构造可划分为活动性不同的两个构造层次，即表层构造和内部构造。1977年Sibson在研究英国Outer Hebride逆断层的特点后，提出一个围绕大型断层的双层流变学模式[1]：上构造层次是位于地壳上部，由摩擦机制产生随机组构的断层岩所组成；下构造层次是深部的韧性剪切带，由准塑性机制产生具有明显线理和面理组构的糜棱岩系列断层岩所组成，如图1所示，将地壳划分为多个构造层次。分别研究不同层次的构造特征，是近代构造地质学的重大进展，也是提出韧性剪切带的理论基础。

图1 一条大型大断裂带的理想模式(据文献[1])Fig.1 An ideal model for a large fault zone(according to literature[1])A．未固结断层岩及角砾发育区；B．固结的，组构紊乱的压碎角砾岩、碎裂岩系发育区；C．固结的、面理化发育的糜棱岩系列及变余糜棱岩发育区；250～350 ℃地温区域为脆性断裂与韧性断层过渡区；右侧为变形深度及应力差值大小曲线

人们很早就注意到了构造控矿的现象，而对韧性剪切带控矿作用的研究主要是从金矿开始的。在不断地对韧性剪切带的研究中人们发现：世界上大量金矿床，特别是前寒武系中的大型、超大型金矿床，都与线性断裂构造有关，控制大规模金矿带和超大型金矿的重要因素是地壳级韧性剪切带；一般规模的韧性剪切带控制了矿田与矿床的产出；容矿构造往往为次级韧—脆性剪切带。剪切构造作用可以使一些富含硅质的岩石糜棱岩化从而形成多孔隙的砂糖状似硅质岩，并可使镁铁质、超镁铁质岩石构造蚀变形成滑石菱镁片岩等，这些岩石易于在后期热液事件中形成捕获金的岩相。剪切构造作用还可使成矿物质活化迁移，从分散状态聚集成为有工业价值的矿体；同时还能产生剪切成矿流体以形成脉状矿体。

陈柏林(1999年)提出[2]，在岩石中存在金等成矿元素的前提下，一条剪切带由于自地表至深部的变形不同，对金矿成矿作用的贡献也不同，可划分为深部韧性(超韧性)剪切变形的元素分异迁出区和中浅层次韧脆性脆性剪切变形区的成矿元素聚集区， 在中浅层次的元素聚集区依据赋矿剪切带变形层次的差异又可分为3个亚区，对应3种金矿化类型(图2)。

图2 韧性剪切带变形域与金矿化类型关系图(据文献[2]，有修改)Fig.2 The relation diagram of deformation domain of ductile shear zone and gold mineralization type (according to literature [2], modified)

(1)在地壳浅部，剪切变形表现为脆性断裂或裂隙带，当含金热液上升至该部位时，沿脆性断裂或裂隙带充填蚀变和矿化，则形成细网脉或石英脉型金矿化，如中国胶东玲珑、安徽五河及加拿大阿比梯比金矿等。

(2)在韧脆性转换带之上，剪切变形往往形成略具定向排列的碎粒岩或碎粉岩，当含金热液沿剪切带上升至该处时，沿着碎粒岩的微裂隙或全岩发生交代蚀变和矿化，则形成构造蚀变岩型金矿化类型，如山东焦家、福建何宝山。

(3)在韧脆性转换区域，由于温度、压力较高，韧脆性剪切变形仍较强烈，形成糜棱岩或构造片岩，当含金动力变质热液在温度、压力、构造应力和化学位差异等因素驱动下由迁出域沿韧性剪切带上升，在韧脆性糜棱岩中沿C面理或微裂隙发生交代蚀变和矿化，则可形成蚀变糜棱岩型金矿，这种蚀变糜棱岩中的含金微细石英脉往往在1 mm 左右或更细，这已被河台、金山、界峙、排山楼等金矿中众多含金糜棱岩组构研究所证实[2]。

这些研究对于剪切带型金矿床的理论研究有了较大的推动作用，使得人们对于剪切带型金矿，有了较为深入的了解，从时间上、空间上和成因上全面揭开了韧性剪切带与矿化的关系。本文以此为理论基础，探讨建立夹皮沟成矿带成矿模式。

2 夹皮沟成矿带成矿模式

夹皮沟成矿带，北西起于大砬子一带，东南延至夹皮沟镇以南，为一长约60 km，宽约4～10 km 的NW—SE向弧形金矿化带。矿带内陆续发现了板庙子、二道沟、三道岔、大线沟、小北沟、夹皮沟本区、马家店及大架子等一系列规模不等的金矿床和几百个金矿点(图3)[3]。

图3 夹皮沟金成矿带区域地质简图(据文献[3]，有修改)Fig.3 Regional geological map of the Jiapigou gold metallogenic belt (according to literature [3], modified)

2.1 中太古代至新太古代早中期矿源层(表壳岩)形成

中太古代至新太古代早中期，吉辽古陆核裂解，在复杂的洋陆对峙演化中，沿夹皮沟地块边部形成富含Au、Fe等元素的基性—中基性—酸性火山岩和火山碎屑岩及硅铁质沉积岩(图4)。下部为一套由岛弧拉斑玄武岩与中性火山-火山碎屑岩组成的火山-沉积建造(夹皮沟岩群三道沟岩组)，上部为一套沉积岩系的火山碎屑岩含铁质建造(夹皮沟岩群老牛沟岩组)。二者为不整合接触，接触面被后期花岗岩(新太古代TTG岩系)占据[4]。

图4 夹皮沟成矿带成矿模式图Fig.4 Metallogenic model diagram of Jiapigou metallogenic belt

三道沟岩组岩石类型有斜长角闪岩、黑云变粒岩、黑云角闪斜长片麻岩、黑云斜长角闪岩等；老牛沟岩组主要岩石类型为斜长角闪岩、黑云变粒岩、黑云角闪斜长片麻岩、绿泥石英片岩、绢云石英片岩、角闪磁铁石英岩等。

夹皮沟岩群三道沟岩组斜长角闪岩Pb-Pb法同位素年龄为(2 950±30 )Ma[4]；老牛沟岩组斜长角闪岩Rb-Sr全岩等时线年龄为(2 766±266.5)Ma[5]，黑云片岩中锆石U-Pb年龄2 640 Ma[4]。

可见夹皮沟地块太古代表壳岩形成于中太代至新太古代早中期(约3 000～2 600 Ma)。

2.2 新太古代末第一次成矿作用

夹皮沟地块TTG花岗岩形成时代晚于表壳岩，以沿地台边缘裂谷带兜底方式侵位，将表壳岩破碎、吞蚀、抬升，呈大小不一的残留体漂浮或漂浮褶曲于TTG花岗岩之中。其中花岗闪长质片麻岩Sm-Nd全岩等时线年龄为(2 639±61)Ma[6]、英云闪长质片麻岩颗粒锆石U-Pb法年龄为(2 521±14)Ma[7]。

哑铃状钾质花岗岩就位于白山地块与夹皮沟地块之间，它的侵入标志着两个地块最终完成拼合。但其形成时代稍晚于TTG花岗岩，其锆石颗粒U-Pb法年龄为(2 505±14)Ma[7]，钾质花岗岩期后有一期较强的钾化活动，在钾质花岗岩与表壳岩接触带附近形成一定规模的钾化带。

大砬子—夹皮沟断裂带最早的前身是夹皮沟地块与南邻的白山地块间的新太古代末期的拼贴带，具有韧性推覆的构造属性，并控制了新太古代末期哑铃状钾长花岗岩的侵位。据野外观测，哑铃状钾质花岗岩岩体中心部位较新鲜，未遭受韧性剪切变质变形作用影响，但在老牛沟东和二道沟村东，靠近断裂带的钾质花岗岩及表壳岩，均受到了中等糜棱岩化作用的改造，因此,目前所能识别的大砬子—夹皮沟断裂带最早的剪切作用可能始于新太古代末钾质花岗岩就位及区域变质主峰期之后。也就是说该断裂带形成的下限年龄在2 505 Ma[6]。该时期断裂带构造形迹，大多被后期构造叠加改造而无法辩认，在火炬水坝附近，见有该期糜棱岩呈透镜体或不规则状分布于后期糜棱岩中。通过对该带变形变质作用的野外调查与研究，推测该断裂带大体形成于2 500 Ma[8]。

新太古代末夹皮沟地块发生一次较强的区域变质作用。岩石变质程度达高角闪岩相—麻粒岩相，不仅使基性—中基性—酸性火山岩和火山碎屑岩及硅铁质沉积岩等变质形成斜长角闪岩、磁铁石英岩、透辉变粒岩、斜长角闪岩等麻粒岩相—高角闪岩相变质岩石，还使其中富含的Au、Fe等元素初步富集形成初始矿源层，局部形成含金石英脉(金矿体)。

新太古代末(约2 500 Ma)是夹皮沟金成矿带最早的成矿活动，即第一主成矿期[8]。该时期形成的矿体具有以下特点：①矿体近矿(直接接触)围岩限于斜长角闪质糜棱岩—超糜棱岩等表壳岩，不单独存在于片麻状TTG质花岗岩之中，形成于TTG花岗岩之前；②矿体与近矿围岩表壳岩同步褶曲、同遭受破碎吞蚀、同漂浮残留于大面积出露的片麻状TTG质花岗岩(图5)；③具有中—高温多金属矿物组合(黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、白钨矿、黑钨矿、磁铁矿、辉钼矿、白铁矿、磁黄铁矿、菱铁矿、自然金)，脆性变形不发育，金矿体规模比其它时代矿床大，在剖面上呈波浪起伏褶曲(图4)，在平面上呈“V”字形褶曲的主矿体，走向延长达千米以上等现象[9]。

所形成的矿体主要分布于夹皮沟本区，累计探明18条工业矿体，矿床内由南西—北东分布有Ⅱ-2#脉、2-1#脉、新6#脉、老1#脉、老2#脉、老3#脉、新3#脉、10#脉、11#脉、新1#、老5#、老8#、八人班脉、新4#脉、0#矿体、1#矿体、2#矿体、八#脉。 矿体走向均为近东西向，倾向南，倾角15° ～ 25°，由于受后期叠加构造影响，矿体与围岩之间具有韧性或脆—韧性变形带特征，并形成长约6 000余米，宽达100余米的矿化蚀变带，即夹皮沟主蚀变带。矿体主要分布在夹皮沟主蚀变带的上盘和主蚀变带中间部位(850～450 m标高)，并随表壳岩呈缓倾角波浪起伏漂浮在TTG岩系上面[9，10]。

在二道沟金矿获得3粒含金石英脉水热锆石，U-Pb不一致线年龄(2 475±19)Ma，Pb-Pb表面年龄分别为2 476 Ma、2 475 Ma、2 475 Ma。八家子金矿获得含3粒金石英脉水热锆石，U-Pb不一致线年龄(2 469±33)Ma，Pb-Pb表面年龄分别为2 452 Ma、2 472 Ma、2 465 Ma，被认为是夹皮沟韧性剪切带内新太古代晚期金成矿作用的依据[7]。但是并不能排除捕获锆石的可能：①区内太古宙岩石中有这种年龄的锆石出现，如角闪斜长片麻岩(原岩为花岗闪长岩)中的锆石U-Pb年龄为2 470 Ma[6]， 与上述八家子、二道沟含金石英脉中锆石年龄2 469～2 475 Ma完全一样；②在理论上，根据无数中温金矿及其它类型矿床化学物质平衡研究证明Zr为不活泼元素，热水溶液中低温条件下也不溶，围绕金矿脉之蚀变剖面化学质量平衡的大量研究也证明Zr 、Hf、Ti、Al、Sc是保守元素，因此要形成水热锆石必需从深部碱性岩浆带来富Zr、Hf的岩浆流体才有可能[11]。由于Zr 的质量分数从超镁铁岩(45×10-6) 向酸性岩(170×10-6)方向增加，在碱性岩中达到最高值(680×10-6)，因此只在碱性岩热液脉中才形成了锆石类矿物(斜锆石、钠锆石、基性异性石)[12]，而这一条件在夹皮沟地区是不存在的；③锆石是一种稳定的矿物，在高温基性—酸性岩浆中可大量保留下来，在温度低得多的热水溶液中形成继承性锆石的可能性更大[13]。

图5 夹皮沟矿区表壳岩中含金石英脉平剖图(据文献[8]，有修改)Fig.5 Diagenetic profile of gold-bearing quartz vein in the supracrustal rocks of Jiapigou mining area(according to literature [8], modified)

2.3 古元古代中晚期第二次成矿作用

约古元古代末，夹皮沟地块叠加低角闪岩相—高绿片岩相退变质作用，表现为部分表壳岩中存在角闪石退变为黑云母，黑云母退变为绿泥石等现象，使表壳岩岩石外貌酷似绿岩。

野外观察和镜下研究所取得的大量资料表明，大砬子—夹皮沟断裂带发生第二次剪切作用，形成剪切带内第二期糜棱岩，局部绿泥石等片柱状矿物较多可称为片糜岩。其最明显的构造是片理构造，它由绿泥石绢云母绿帘石等片状柱状矿物定向排列构成，褶皱构造在片糜岩中十分复杂，如肠状,火焰状和撕裂状等。早期形成的肠状褶皱是由片糜岩中的长英质脉和石英脉(或碳酸盐岩)所组成，局部形成的一些不协调或顶厚褶皱，常指明了物质运移的趋势；晚期形成的一些尖棱褶皱，是由片理在不同方向滑动所造成的结果，显示出韧—脆性变形作用的特点[9]。

关于本次剪切作用时代，主要依据有：①该期剪切作用形成的糜棱叶理，叠加改造了新太古代末期剪切作用形成的糜棱叶理，使二者难以分辨。仅在火炬水坝附近见有新太古代末期糜棱叶理残留，说明本期剪切作用晚于新太古代；②在断裂带西端，色洛河岩群中(实际为以新元古代地层为主，夹杂多时代的构造岩片，本文暂延用传统用法，将其置于新元古代)大理岩(白云母K-Ar法1 645 Ma)未受剪切作用影响，说明本期剪切作用早于1 645 Ma；③多位研究者对该韧性剪切带变形变质作用的野外调查与研究，及水岩反应及物质组分变化规律的较详细研究后，提出形成时代下限应为1 900 Ma左右[9,14，15]；④区域上，吉南地区2 050～1 800 Ma正处于辽吉裂谷闭合、碰撞造山，老岭岩群遭受低角闪岩相—高绿片岩相区域变质作用时期(1)周晓东,等.吉林省区域地质志(第二版)[M]．北京 ：地质出版社，2019，(出版中)．。综上，本次剪切作用及区域变质作用形成时代大致为1 900～1 800 Ma[16，17]。

在糜棱岩带上，局部可见条带状金属硫化物(黄铁矿、黄铜矿等)沿糜棱叶理分布，在援朝沟矿区其品位Au为9.5×10-6；Ag为9.5×10-6；Cu为11 618×10-6；Pb为111.5×10-6；Zn为10.1×10-6，呈现多金属矿化的特点，该类矿体与糜棱岩无明显界线[18，19]，称为片糜岩型矿体，其厚度与品位变化很大，一般构不成工业矿体(大架子矿床除外)。该类型矿(化)体主要分布于剪切带西南边缘，自板庙子金矿床出现，断续分布于援朝沟、三道沟、老牛沟、小北沟、夹皮沟、大架子矿床，并成为大架子矿床主要矿石类型之一[19-21]。

成矿时代，大架子矿床片糜岩型金矿石中绢云母40Ar-39Ar快中子活化法测年(190.28± 0.30) Ma，被作为矿床成矿年龄[22]。但是有以下问题：①40Ar-39Ar快中子活化法测年数据反映的是最后一次热事件时间，大架子金矿床北东仅2 km即为五道溜河二长花岗岩岩体(图3)，其锆石U-Pb年龄192 Ma[23]，二者年龄值非常接近；② 片糜岩型金矿体中，黄铁矿、黄铜矿、硅化石英等蚀变矿物沿糜棱叶理(C面理)分布，其空间展布随着叶理的变化而变化，十分协调。相对应的是，燕山期矿化蚀变矿物受脆性剪切裂隙控制、与糜棱叶理有小角度交角。说明片糜岩型矿化不是燕山期成矿作用产物，而与糜棱叶理为同期；③据图1，图2，大型含金剪切带深部，可能分布有蚀变糜棱岩型矿体，即本成矿带的片糜岩型矿体。综上可以认为，夹皮沟金成矿带上的片糜岩型金矿体，形成时代不是燕山期，而与糜棱叶理同期，即古元古代末。

古元古代中晚期(约1 900～1 800 Ma)是夹皮沟金成矿带第二次金成矿作用(图4)。在低角闪岩相—高绿片岩相区域变质作用及大砬子—夹皮沟断裂带剪切作用下，表壳岩中的Au等成矿元素第二次区域性活化迁移，并在大砬子—夹皮沟断裂带中聚集成矿。可能的成矿作用是，断裂带浅部为脆性剪切，在剪切裂隙中形成石英脉型金矿体，随着断裂带由浅入深，矿石类型依次转为构造蚀变岩型、蚀变糜棱岩型(图4)。由于后期地壳抬升剥蚀，石英脉型、构造蚀变岩型金矿体均已剥蚀，仅剩下蚀变糜棱岩型(即片糜岩型)矿体(图4)。成矿带南部的新太古代末的哑铃状钾质花岗岩的伟晶岩中黑云母K-Ar年龄为1 754 Ma，片糜岩中沿C面理常见有闪长玢岩、细粒闪长岩、石英闪长岩等脉岩侵入，并发育不同程度的动力作用和热液蚀变，局部成为金矿体[19，20]，说明本期成矿作用也伴随着岩浆作用。

八家子金矿含金石英脉中石英的40Ar-39Ar低坪年龄为(1 824±24)Ma[24]，二道沟含金石英脉中石英的40Ar-39Ar 低坪年龄(2 038±2) Ma[7]和(1 253±7)Ma[24]，板庙子金矿含金石英脉中石英的K-A r稀释法年龄为(1 864±45)Ma[5]。但过剩氩的问题、热扰动问题及石英中含钾的矿物杂质等问题，影响了K-Ar 和40Ar-39Ar年龄谱的解释[25]。

中元古代，夹皮沟成矿带上亦存在着构造热事件记录。如色洛河岩群中变质变形程度较弱的变质火山岩曾获全岩Rb-Sr等时线年龄1 371 Ma，变质砂岩全岩铅同位素年龄945 Ma，805 Ma。老牛沟推覆带构造岩所测两件K-Ar年龄为946.5 Ma和953.0 Ma，夹皮沟矿区鹿角沟口闪长岩(脉)的K-Ar年龄945.5 Ma等，隐隐约约显示出一个1 000 Ma左右的构造、岩浆、变质、成矿等耦合事件[26]。

新元古代至中三叠世，吉南地区进入陆表海的发展时期，夹皮沟地块北部则进入古亚洲洋形成、扩张、闭合的演化过程。夹皮沟成矿带受其影响，首当其冲，整个历史进程都为其金矿的形成提供了充分的条件[14]。夹皮沟矿田东火炬水坝韧性剪切带中，测得绿泥片岩的绿泥石年龄值为(258.47±38.51)Ma(K-Ar稀释法)，夹皮沟—二道沟地区其K-Ar同位素年龄范围272～250 Ma，如五道岔岩脉为272.5 Ma、二道沟花岗闪长岩黑云母267.9 Ma[27]，八家子石英正长斑岩岩浆成因捕获锆石(294±7)Ma、(268±5)Ma、(241±6)Ma[28]等，应是该时期构造演化在成矿带上留下的地质记录。

2.4 晚三叠世至早白垩世(燕山期)第三次成矿作用

从晚三叠世开始，受古太平洋板块俯冲影响，吉林省进入了一个新的滨西太平洋陆缘洋陆互动的区域地质发展阶段。区域上发育左旋走滑—走滑挤压的全新构造系统，控制了广泛而强烈的火山活动和火山—沉积盆地的开合常被称之为叠加岩浆弧构造发展阶段。

大砬子—夹皮沟断裂带此时总体表现为右旋走滑脆性剪切，并具有逆冲推履的性质[29]，进入第三次成矿作用阶段(图4)。在整个燕山期成岩成矿过程中，由于古太平洋板块俯冲的角度、速度不同，成矿作用也有所不同。

2.4.1 晚三叠世—中侏罗世早期(约230～170 Ma)

板庙子金矿含金石英脉中石英的流体包裹体Rb-Sr 等时线年龄为(244±9)Ma[7]，八家子矿床含金石英的流体包裹体Rb-Sr年龄为(231±21)Ma[30]，是目前已知比较早的中生代成矿年龄。据统计，在夹皮沟成矿带，各种脉岩、金矿体等各类同位素测年数据，绝大多数位于230～170 Ma[30]，显示该阶段较强的成矿作用(表1)。

表1 夹皮沟成矿带主要矿床(点)综合信息表

研究表明，该阶段成矿作用为夹皮沟成矿带上主要成矿作用，形成绝大多数矿体，成矿元素Au主要来源于表壳岩，C、H、O流体主要组成和部分S来自地幔，Si、Pb、S等元素来源于变质围岩及花岗岩[43]。成矿作用是表壳岩、燕山期岩浆活动、大砬子—夹皮沟断裂带构造活动综合作用的结果[29]。

该阶段成矿作用，成矿带西部的板庙子金矿床具有一定代表性。如图6所示，在大砬子—夹皮沟断裂带持续强烈的右旋脆性剪切作用下，断裂带由浅至深，逐渐由浅部构造层次过渡到中深部构造层次。深部的长英质组分熔融析出并沿剪切带向上流动，由于熔点相对较低在较浅的剪切裂隙中充填结晶形成钾质伟晶岩(稍后或与此同时，深部熔融的基性组分也向上流动，但熔点较高在较深的剪切裂隙中充填结晶形成辉绿岩脉等中基性脉岩)，剩下的SiO2、S2-、H2O等组分继续向上移动，在地壳浅部与大气降水混合形成含有SiO2、S2-等组分的混合流体，流体沿表壳岩层理、矿物颗粒间隙等向下渗滤，由于Au元素的亲硫性，逐渐在地壳深部形成富含络合物[Au(HS)2]-(也可能含有少量H2[AuCl2O]2等)、[H4SiO4]0、H2O等组合的含矿热液，并向低压区沿断裂带迁移，当在剪切带中遇到辉绿岩脉时，由于物理化学条件的改变，[H4SiO4]0解体形成石英脉，随后[Au(HS)2]-解体，其中的S2-与辉绿岩中的Fe2+等结合形成黄铁矿等金属硫化物，与此同时Au元素释放赋存于黄铁矿等金属硫化物的裂隙中，与石英脉一起形成含金石英脉。这样，在剪切带、辉绿岩、钾质伟晶岩、深源流体、大气降水、表壳岩等共同作用下，含金石英脉不断充填于脆性剪切裂隙形成板庙子金矿床。在含金石英脉形成过程中，有两种特殊情况：有时钾质伟晶岩等中酸性脉岩不发育，混合流体中主要成分为[Au(HS)2]-，与辉绿岩接触后形成不含硅质石英、纯由黄铁矿等金属硫化物组成的高品位金矿体，俗称“晶体块”，在各矿化带中均有发现，整个矿床中约有四分之一单矿体是这种类型；还有一种情况是，与图6中相反，辉绿岩位于钾质伟晶岩上方，由钾质伟晶岩带来的SiO2、S、H2O等组分与辉绿岩脉带来的Fe2+等组合直接混合，其中的S2-与辉绿岩中的Fe2+等也形成纯由黄铁矿等金属硫化物组成的脉体，但由于S2-没有参与到表壳岩中渗滤作用而没有形成[Au(HS)2]-，因此这种硫化物脉体不含金，俗称“假晶体块”，在矿床北部325、332等个别矿化带中存在这类脉体[29]。辉绿岩脉、钾质伟晶岩空间位置不同导致矿体类型不同，反映了脉岩在成矿过程中的重要作用。

图6 吉林桦甸板庙子金矿床成矿模式图(据文献[29])Fig.6 Metallographic pattern of Banmiaozi gold deposit in Huadian, Jilin Province(after[29])1.夹皮沟岩群三道沟岩组；2.变二长花岗岩；3.花岗闪长岩；4.钾质伟晶岩脉；5.辉绿岩脉；6.金矿体；7.前期糜棱叶理；8.微细剪切裂隙；9.剥蚀基准线。

在脆性剪切机制下，大砬子—夹皮沟弧形断裂带形成一系列次级脆性构造，并成为主要控矿构造，按构造性质可划分为主剪切裂隙，北西向、北东—北东东共轭剪切裂隙[44,45]。主剪切裂隙其走向随着弧形断裂带的变化而变化，由西向东依次为近东西向、北西向、近南北向、南北向，共轭剪切裂隙北西向构造显示左行剪切特征，北东—北东东向构造显示右行剪切特征[46]；同时，大砬子—夹皮沟弧形断裂带平行次级断裂带十分发育，这些线性构造(至少6条)在地表形态上是一“帚”状构造，即呈向北西收敛，向南东撒开的构造样式，根据野外调查及有关资料的综合研究表明，这些北西向主干线性构造大都具压扭性成因，为本区重要的赋矿断裂构造❶。此外，由于毗邻北东向敦密断裂带，北西向青茶馆断裂带，夹皮沟地区北东、北西向脆性断裂带十分发育，尤其是除辉发河断裂外的其它四条北东向主干线性构造走向近于平行，大致具等距性，间距10～12 km。该四条主干线性构造在遥感图像上，线性构造平直清晰，它们与区域上北西向主干线性构造相交，将区域分割成多个近菱形块体(图7)[29]。

晚三叠世，古太平洋板块呈北北东向俯冲[47]，大砬子—夹皮沟弧形断裂带主要形成平行剪切带的主剪切裂隙为主，控矿构造大致平行于剪切带，在板庙子矿区呈近东西向，在夹皮沟本区呈近南北向，在二道沟矿区呈北北西向，在大架子矿区呈近南北向(2)吉林省有色金属第四勘探队.吉林省桦甸县夹皮沟金矿区1963年地质总结报告书[R]．1964， 1-167．。

早侏罗世至中侏罗世初，由于古太平洋板块俯冲方向向西偏移[47]，大砬子—夹皮沟弧形断裂带除形成平行剪切带的主剪切裂隙外，还形成北西、北东-北东东向的共轭剪切裂隙，此时形成的主剪切裂隙，除西部的板庙子矿区、南部的大架子矿区处，在中部弧形突出部位，其展布方向与晚三叠世形成的剪切裂隙并不重合。如在夹皮沟本区呈北北西向，在二道沟矿区呈近南北向，分别切穿、破坏了晚三叠世主剪切裂隙；另外，八家子金矿区，在120 m和360 m中段花岗闪长斑岩中见到了围岩与含金石英脉的捕虏体，在240 m 中段71-713穿脉坑道和360 m中段909穿脉坑道的石英正长斑岩中发现了片理化糜棱岩与含金石英脉的捕虏体，在280 m中段，见含金石英脉被夹于正长斑岩脉中(3)吉林省有色金属地质勘查院，吉林省有色金属地质勘局六○四队．吉林省桦甸市夹皮沟金矿区金矿成矿规律及深部找矿方向[R]．2011， 1-160．。可见在燕山期，不同时期形成的主剪切裂隙方向略有不同，从而导致其控制的矿体、岩脉之间的切割、破坏。

2.4.2 中侏罗世晚期—晚侏罗世初期(约170～150 Ma)

由于古太平洋板块俯冲方向大致垂直于敦化—密山等北东向断裂带，吉林省境内岩浆活动较弱，处于抬升剥蚀状态，地壳构造运动以垂直升降为主(图4)。

纵横交错的北西、北东向断裂构造(图7)，将夹皮沟矿区切割成一个个微小的“块体”(图7)，在地壳垂向运动中，这些“块体”升降幅度很难保持一致，导致差异性断块升降，剥蚀程度不同。这是造成同一成矿带上的各矿床(点)，地质特征不完全相同的主要原因。

图7 夹皮沟成矿带遥感解译地质简图(据文献[29])Fig.7 Remote sensing interpretation of geological schematic diagram of Jiapigou metallogenic belt (after[29])

根据已知的含金石英脉流体包裹体测量结果(表1)，大线沟矿床剥蚀深度(成矿深度)最浅，约0.502 ～0.674 km，对比图2、图3可知，向深部还有很大探矿空间，矿石类型应以含金石英脉型为主；夹皮沟本矿区剥蚀深度(成矿深度)最深，约9.11～10.57 km，对比图2、图3可知，向深部仍然还有很大探矿空间，但含金石英脉型矿体已基本结束，应为构造蚀变岩型矿体，实际上探矿工程已经证实，在受近南北向主剪切带构造控制的10#矿体、12#矿体，在350中段含金石英脉型已基本尖灭，出现构造蚀变岩型[10]。

各矿床(点)差异性断块升降如图8所示。

图8 夹皮沟成矿带主要矿床(点)中侏罗世晚期—晚侏罗世初期差异性断块升降示意图Fig.8 A schematic diagram of the differential rise and fall of fault blocks from the end of the Middle Jurassic to the beginning of the Late Jurassic in the main deposits (ore spot) in Jiapigou metallogenic belt

2.4.3 晚侏罗世晚期—早白垩世(约150～100 Ma)

该时期古太平洋板块北北东向俯冲，夹皮沟成矿带构造岩浆活动强烈，是晚三叠世构造岩浆活动的延续和加强，形成众多各类脉岩[30,42]。但由于表壳岩(矿源层)已被大量剥蚀，金成矿作用较弱，目前已知仅有二道沟金矿含矿石英脉40Ar/39Ar坪年龄(102.25±2.05)Ma[48]。

晚白垩世以来，吉林省总体上处于拉张—右旋剪切构造机制，夹皮沟成矿带处于缓慢抬升剥蚀状态，但剥蚀量很低，如三道岔矿区平均剥蚀量为2.71 km，四道岔矿区平均剥蚀量为2.76 km[37]，相对来说矿体保存较好，深部有进一步找矿的良好空间。

该成矿模式与利用夹皮沟地区矿石铅同位素模式年龄求得两阶段或三阶段模式年龄：矿源层3 100～2 800 Ma，主成矿期2 600～2 500 Ma，或(和)1 900～1 800 Ma，叠加成矿期250～150 Ma[17,40]，具有一定的互检效果。

3 结论

(1)夹皮沟成矿带是表壳岩、岩浆岩、大砬子—夹皮沟断裂带相互作用，长期演化的结果，并与吉林省区域构造演化史相耦合。

(2)夹皮沟成矿带具有多期次、多成因成矿作用：矿源层(表壳岩)形成于中太古代至新太古代早中期(约3 000～2 600 Ma)，第一次成矿作用为新太古代末(约2 500 Ma)，成矿机制为区域变质；第二次成矿作用为古元古代中晚期(约1 900～1 800 Ma)，成矿机制为区域变质+岩浆作用；第三次成矿作用为晚三叠世至中侏罗世早期(约230～170 Ma)，成矿机制为岩浆作用。

(3)成矿带深部依然有较大的找矿空间，但矿体类型具有由石英脉型向构造蚀变岩型、片糜岩型依次转化的趋势。

(4)中侏罗世末至晚侏罗世初(约170～150 Ma)的差异性断块升降，是造成同一成矿带的各矿床(点)，地质特征不完全相同的主要原因。