华北克拉通北缘三叠纪金矿床地质特征、物质来源与控制因素*

白阳 张连昌 朱明田 黄柯 周伶俐

1. 太原理工大学矿业工程学院，太原 030024 2. 中国科学院矿产资源研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029 3. 中国科学院大学，北京 100049 4. Durham University, Durham DH13LE 5. iCRAG, School of Earth Science, University College Dublin, Dublin 4

华北克拉通是我国最古老的构造单元之一，中生代华北金矿带的成矿时代和空间展布受重大地质事件相关的应力转变及快速隆起控制(Goldfarbetal., 2019)，其成矿时代主要分为三个区间：240～220Ma、170～150Ma和130～115Ma(张连昌等，2018;图1a)，其中早白垩世金矿床规模最大，其次为中-晚三叠世金矿床，晚侏罗世金矿床零星分布。华北克拉通中生代不同时代金矿床的空间分布具有差异性(图1b)：早白垩世金矿床分布广泛于华北克拉通周缘，克拉通内部金矿仅出现在太行山一带，如义兴寨金矿(Lietal., 2014)；华北克拉通侏罗系成矿作用较弱，分布比较局限，主要出现在华北北缘燕-辽金成矿带的张家口地区和冀东地区(陈绍聪等, 2014)，零星出现在克拉通东缘，规模一般较小；华北克拉通三叠纪金矿床主要形成于中-晚三叠世，广泛分布于克拉通北缘(包括华北东北部)(陈衍景等, 2009; 聂凤军等, 2011; Songetal., 2016; 张朋等, 2016; Baietal., 2019)，局部出现在华北南缘小秦岭-熊耳山矿集区(李厚民等, 2007)。

图1 华北克拉通中生代金成矿时代分布(a)和金矿带分布地质简图(b)(据Li et al., 2012; 张连昌等，2018修改)Fig.1 Metallogenic age distribution map of Mesozoic gold deposits (a) and geological map of the gold belts (b) in the NCC (modified from Li et al., 2012; Zhang et al., 2018)

图2 华北克拉通北缘金矿集区分布简图(据Hart et al., 2002修改)Fig.2 Distribution map of gold districts in the northern margin of the NCC (modified after Hart et al., 2002)

华北克拉通北缘拥有丰富的金矿资源，是我国重要的金矿集中区之一。据统计，区内包含近百个金矿床及矿化点，金资源总量>1000t(Zengetal., 2020)。长期以来，部分学者的关注点集中于克拉通北缘早白垩世金矿，如海沟金矿和五龙金矿等，认为华北北缘金矿与胶东和小秦岭金矿集中区相似，主要形成于～120Ma(Zengetal., 2017; Sunetal., 2019; Yuetal., 2020)；近年来的研究表明，华北克拉通北缘还存在受周边造山带影响的三叠纪大规模金成矿事件(薛春纪等, 2003; Dengetal., 2014; Goldfarbetal., 2019; Liuetal., 2019; Zhangetal., 2020; Zengetal., 2020; Zhouetal., 2020)。随着研究工作的深入，原位40Ar-39Ar定年(Jiaetal., 2018)及含金硫化物Re-Os定年技术的发展(Songetal., 2016; 张朋等, 2016; Zhangetal., 2017; Baietal., 2019)，同位素测年技术精度的提高和多种同位素示踪方法的应用，发现华北北缘存在一条近东西向展布的三叠纪金成矿带。

已有的资料表明，区内主要金矿床(化)赋矿围岩为新太古代和古中元古代角闪岩相-麻粒岩相变质岩，约占全区面积的30%，少量金矿床产于晚古生代至中生代的花岗岩类岩石中。晚三叠世岩浆岩广泛分布在华北克拉通北缘各金矿集中区, 与金矿床具有密切的时空关系(Miaoetal., 2002; 段晓侠等, 2012; Duanetal., 2014; 熊乐, 2017; 曾庆栋等, 2019; Wutiepuetal., 2020)。华北克拉通北缘金矿带从西到东依次划分为乌拉山-大青山金(钼)矿集中区、张家口金矿集中区、冀东-辽西金矿集中区、青城子金多金属矿集区和夹皮沟金矿集中区(以下简称矿集区)。本文在总结各矿集区典型三叠纪金矿成矿地质特征的基础上，系统收集了有关金矿同位素年代学、流体包裹体、氢-氧-碳-硫-铅及氦-氩同位素等资料，综合对比了三叠纪矿集区的地质和成矿流体特征，为探讨区域金矿成因和主要控矿因素提供了重要信息。

1 华北克拉通北缘区域地质概况

华北克拉通是中国大陆最古老的地质单元，经历了漫长的地质演化，具有丰富的矿产资源，尤其是金矿资源在全国占主导地位(图1)。克拉通北缘广泛发育近东西向展布的太古宇变质结晶基底，主要岩石类型有片麻岩、混合岩、麻粒岩、斜长角闪岩和斜长角闪片麻岩(Zhaoetal., 2001; 刘敦一等, 2007; Zhai, 2011；图2)。古元古代以来，克拉通北缘开始接受盖层沉积，形成了弱变质的中元古代-早古生代海相碎屑岩及碳酸盐岩沉积；中石炭世-二叠纪，发育海陆交互相沉积，与下伏岩层不整合接触；侏罗纪之后，主要发育陆相及火山-沉积地层。

华北克拉通北缘的构造演化同时受控于华北克拉通及北邻中亚造山带的演化影响，主要经历了变质基底形成期、稳定克拉通化发展期和克拉通活化破坏期三个过程(陈昌勇, 1998; 翟明国, 2019)。晚古生代之前,克拉通内部相对稳定；晚古生代，受到中亚造山构造域的影响，克拉通北缘形成EW向为主的构造-岩浆格局(张拴宏等, 2010; 李长民等, 2014)。其中，中-晚泥盆世岩浆岩以碱性岩为主，成岩时代集中于400～360Ma (张拴宏等, 2007; Zhangetal., 2014; 李长民等, 2014)；晚石炭世-中二叠世侵入岩(330～265Ma)以闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩及花岗岩为主(张拴宏等, 2007; Zhangetal., 2009; 章永梅等, 2009; 邹滔等, 2017; 廖祥东, 2019)。进入三叠纪，克拉通周缘出现岩石圈初始减薄与破坏事件，岩浆活动强烈，岩性复杂，包括辉长岩、闪长岩和花岗岩等钙碱性系列侵入岩，及正长岩和正长花岗岩等碱性系列侵入岩(杨进辉和吴福元, 2009; Zhangetal., 2014; Jiaetal., 2019)。华北克拉通北缘三叠纪岩浆-构造-成矿事件可能受到中亚造山带和扬子板块俯冲作用的共同控制, 北缘中、东段的阴山、燕辽地区多种构造与岩浆叠加活动最为显著。区域岩浆活动受到EW向、NE向、NNE向构造控制，岩体多呈岩株、岩枝产出，少数表现为岩床、岩脉或岩基。早三叠世岩浆岩侵入时代集中于～250Ma(赵越等, 2010; Zhangetal., 2014)；中晚三叠世岩浆岩在北缘西段、中段、东段广泛分布，成岩时代为235～200Ma，集中在～220Ma(罗镇宽等, 2004; 吴福元等, 2005; 章永梅等, 2011b; 刘勇等, 2012; Zhangetal., 2014; 刘锦等, 2016; 徐希阳等, 2016)，岩性以花岗岩、碱性岩和碱性花岗岩为主，与区内广泛发育的金、钼、铅锌银等多金属矿化关系密切。

侏罗纪-白垩纪，华北克拉通东部受到古太平洋板块俯冲作用的影响，发生强烈活化与破坏, 发育以NE向和NNE向为主的伸展构造。克拉通北缘侏罗纪-白垩纪岩浆活动主要分布于成矿带东段，侵入岩的成岩时代集中在151～193Ma和～120Ma(吴福元等, 2005; Zhangetal., 2014)，岩石类型主要有花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩和和石英闪长岩，金矿的形成与早白垩世侵入岩有关。

图3 华北克拉通北缘主要矿集区三叠纪金矿床时空统计图(主要参考文献见表1)Fig.3 Spatial-temporal diagram of the Triassic gold deposits in the northern margin of the NCC (references in Table 1)

2 华北克拉通北缘三叠纪金矿带的矿床类型及时空分布

华北克拉通北缘三叠纪金矿带自西向东可划分为乌拉山-大青山、张家口、冀东-辽西、青城子和夹皮沟矿集区(图3、表1)。多数三叠纪金矿床赋存在前寒武纪角闪岩相-高角闪岩相-麻粒岩相变质岩中，少数位于显生宙花岗岩中，矿脉以含金石英脉为主，伴随蚀变岩型矿化。乌拉山-大青山矿集区位于克拉通北缘金成矿带西段，以金、钼矿化为主；张家口及冀东-辽西矿集区位于金成矿带中段，以金矿化及金、钼矿化为主；辽东青城子矿集区和吉南夹皮沟矿集区位于金成矿带东段，以金、多金属矿化为主。此外，黑龙江省大黑山附近的东风沟金矿、九佛沟式金多金属矿床和老柞山金矿也存在三叠纪金-多金属矿化(表1)(李晓敏等, 2001; 赵玉锁等, 2013; 吴猛等, 2018)。整体上，华北克拉通北缘大规模金矿化主要发生在晚三叠世，自西向东矿化类型由金钼矿化转变为金-多金属矿化，成矿流体及物质来源具有一定的演化规律。以下就各矿集区及其赋存的典型矿床地质特征进行分述。

2.1 乌拉山-大青山矿集区

乌拉山-大青山矿集区位于华北克拉通北缘紧靠带西段，地处临河-集宁断裂和包头-呼和浩特断裂之间。区内出露的地层主要为上太古界乌拉山群角闪岩相-麻粒岩相变质岩，金矿主要位于背斜两翼乌拉山群片麻岩中；区内断裂主要是近EW向展布的临河-集宁断裂和包头-呼和浩特断裂及一系列近NE-SW向小断层。中生代岩体和岩脉侵入到前寒武变质岩中，其中三叠纪碱性花岗岩脉与金矿密切相关。矿集区内以哈达门沟金矿和柳坝沟金矿最为典型(图4)。

图4 乌拉山-大青山矿集区哈达门沟矿田地质图(据章永梅等, 2011a修改)Fig.4 Geological sketch map of Hadamengou ore field of Wulashan-Daqingshan district (modified after Zhang et al., 2011a)

2.1.1 哈达门沟金矿

哈达门沟金矿位于包头市西20km处，目前探明金资源量超过100t，金平均品位4.3g/t(Jiaetal., 2018)，是乌拉山-大青山矿集区内最大的金矿。上太古界乌拉山群角闪岩-麻粒岩相变质岩为主要容矿围岩，包头-呼和浩特断裂的次级EW、NE和NNE断裂是主要的容矿构造。矿区内发育新太古代-显生宙多期岩浆岩，形成大量中酸性侵入岩及中基性-酸性岩脉和伟晶岩脉等，大桦背正长花岗岩体(330～353Ma; 苗来成等, 2001; 李大鹏等, 2009; 王梁等, 2015)是区内规模最大的侵入岩。矿脉整体近EW向展布, 少数呈NW向，矿化类型包括石英脉型、钾长石-石英脉型和含金钾-硅化蚀变岩型。蚀变岩型矿化通常分布在脉状矿化两侧，主矿体为13号矿脉(侯万荣等, 2014)。黄铁矿是主要的载金矿物，金主要为自然金和银金矿。矿石矿物Ar-Ar和Re-Os年龄主要集中在200～240Ma之间(侯万荣, 2011; 聂凤军等, 2011; 陈代鑫, 2014; 王梁等, 2014; Zhangetal., 2017; Jiaetal., 2018)。此外，哈达门沟金矿13号主矿脉的含金钾长石-石英脉中绢云母40Ar-39Ar为 239.76±3.04Ma(聂凤军等, 2005); 含金钾长石-石英中钾长石原位40Ar-39Ar年龄为199.0±0.8～243.5±1.3Ma(Jiaetal., 2018)，确定哈达门沟金矿的主成矿时代为三叠纪(图3)。

2.1.2 柳坝沟金矿

柳坝沟金矿位于哈达门沟金矿西北约5km处，与哈达门沟金矿具有相似的成矿地质背景。柳坝沟金矿313矿脉是主矿脉，长约6.5km，储量达40t，约占全区储量的90%，平均品位2.5g/t(章永梅等, 2011a)。矿体总体呈脉状、似板状产出，矿石类型主要包括石英脉型及钾-硅化蚀变岩型，黄铁矿、石英和钾长石是主要的载金矿物矿，局部出现钼矿化。313号主矿脉钾-硅化蚀变岩矿石的钾长石40Ar/39Ar坪年龄和等时线年龄分别是217.9±3.1Ma和205.0±34.2Ma，Pb-Pb年龄为224Ma(章永梅等, 2011a; Zhangetal., 2017; Jiaetal., 2018)。柳坝沟金矿和哈达门沟金矿年龄成矿年龄相似，矿田内的主要Au-Mo矿化发生在中-晚三叠世。

2.2 张家口矿集区

张家口矿集区位于金矿带中段，区内包含25个金矿(点)及多个成矿潜力区，保有金储量约100t。新太古代桑干群角闪岩相-麻粒岩相变质火山岩-火山沉积岩分布在矿区中部，矿区北部出露古元古代红旗营子群变质岩，中元古代至新元古代长城群和蓟县群未变质的砂岩、页岩和石灰岩，局部可见晚侏罗世的火山碎屑岩(图5)。矿集区内广泛分布古生代-中生代岩浆岩，面积最大的是形成于晚泥盆世的水泉沟碱性杂岩体(440km2)(罗镇宽等, 2001b; 李长民等, 2014)。区内NW向和NNE向次级断裂是主要控矿构造，金矿床受断裂构造及水泉沟岩体的共同控制，按照赋矿围岩将区内矿床分为两类：(1)东坪式金矿，岩体容矿，如东坪金矿和中山沟金矿；(2)小营盘式金矿，前寒武变质岩容矿，如小营盘金矿、后沟金矿和张家口金矿等。

图5 张家口矿集区地质图(据Hart et al., 2002修改)Fig.5 Geological sketch map of Zhangjiakou district (modified after Hart et al., 2002)

2.2.1 小营盘金矿

图6 冀东-辽西矿集区地质简图(据贾三石等, 2011修改)Fig.6 Geological sketch map of Jidong-Liaoxi district (modified after Jia et al., 2011)

小营盘大型金矿位于张家口矿集区南部，储量约35t，平均品位9.7g/t。赋矿围岩为新太古代桑干群角闪岩相-麻粒岩相变玄武岩和变沉积岩。矿区构造以NE-NNE向断裂为主，NW向展布的次级断裂带是主要控矿构造。小营盘金矿共有58条矿脉，其中16号矿脉是区内最大的矿体，占金储量的85%(Hartetal., 2002)。矿体主要由含金石英脉和石英-碱性长石脉组成，金矿物主要为自然金和银金矿，以包裹金的形式赋存在黄铁矿和石英中，或与碲化物共生。矿化蚀变围岩中白云母的40Ar-39Ar年龄230～354Ma(Hartetal., 2002)，金矿石的K-Ar年龄为235～283Ma(李红阳和张建珍，1994)。

2.2.2 中山沟金矿

中山沟金矿是位于张家口矿集区北部的中型金矿，矿区出露地层为新太古代桑干群，NNE向断裂为主要控矿构造。矿体位于水泉沟杂岩体西部，属于“东坪式” 金矿，平均金品位3～6g/t。矿体主要为含金石英脉，地表延长近2km，单脉宽约0.5～1.0m(查钟健, 2020)。矿石类型包括石英-多金属硫化物型、黄铁矿-钾长石石英脉型和浸染状钾化蚀变岩型。金以自然金、银金矿、碲金矿和其他含金碲化物的形式出现(Cooketal., 2009)，主要赋存于黄铁矿中，其次为石英。钾化蚀变岩中两组钾长石(< 60目和>100目)的40Ar-39Ar年龄分别为180～241.0±0.6Ma和180～246.5±0.7Ma(Hartetal., 2002)，其中，～240Ma的矿化年龄与矿石全岩K-Ar年龄～230Ma(李红阳和张建珍, 1994)基本吻合。小营盘、中山沟金矿成矿时代与矿集区内谷嘴子(236±2Ma)(Miaoetal., 2002)和红花梁花岗岩体(235±2Ma)(姜能, 2006)的侵位年龄一致，表明这二者属于同一构造热事件的产物或具有成因联系。因此，中山沟金成矿可能与晚三叠世岩浆活动有关。

2.3 冀东-辽西矿集区

冀东-辽西矿集区位于金矿带中段，北邻中亚造山带，东邻中生代古太平洋构造域。区域地层包括太古宙变质基底，元古宙和显生宙的沉积盖层。区域断裂以EW向、NE向和NNE向为主，其中NNE断裂为主要控矿构造。区内岩浆活动以中生代印支期和燕山期花岗岩为主，发育近200处金矿床及矿化点，前寒武纪变质基底和相关断裂系统共同控制区内岩浆岩和金矿(点)的展布(图6)。

2.3.1 金厂峪金矿

金厂峪金矿床是冀东地区最大的金矿床，储量达80t，平均品位5.30g/t。赋矿围岩为新太古代遵化群角闪岩相变质岩，主要控矿构造为NNE向脆韧性挤压片理化带和脆性断裂。金厂峪金矿床具有6条含金脉带，矿石类型以石英-硫化物脉型为主，其次为钠长石±石英脉型。金属矿物以黄铁矿为主，包括少量方铅矿、黄铜矿和闪锌矿。金以自然金为主，呈乳滴状、不规则状充填在黄铁矿颗粒中、裂隙内及颗粒间，少量赋存在边部的石英中；脉石矿物为石英和钠长石。早期部分学者认为金厂峪金矿形成于新太古代(2400～2200Ma; 张秋生等, 1991; 林传勇等, 1994;李俊建等, 2002)或古元古代(1858Ma; 罗镇宽等, 2001a)；依据不同矿石中绢云母及石英的40Ar-39Ar及K-Ar年龄, 有些学者认为金矿化发生于204～160Ma(林尔为和郭裕嘉, 1985; Hartetal., 2002; Wangetal., 2020)；随着矿石矿物同位素测年方法的进步，Songetal.(2016)获得辉钼矿Re-Os等时线年龄为223±5Ma；Baietal.(2019)测得主成矿阶段含金黄铁矿Re-Os等时线年龄为223.5±6.0Ma，直接证明了金厂峪金矿形成于晚三叠世。

2.3.2 柏杖子金矿

柏杖子金矿(20t，8.2g/t)位于辽宁省凌源市，矿区内出露地层以中元古界长城系、蓟县系为主，中-上太古界八道河群零星分布，少量侏罗系陆相火山岩分布在矿区东南侧。矿区构造以断裂为主，NE向和NNE向次级断裂为主要控矿构造。柏杖子岩体(222Ma, 罗镇宽等, 2004) 是矿区重要的含矿围岩, 沿NNE向断裂侵入长城系碳酸盐岩中，岩性为花岗岩-石英二长岩的过渡类型，常见煌斑岩脉和花岗斑岩脉沿断裂。柏杖子金矿的矿化类型主要包括石英脉型和蚀变岩型；石英脉型矿体浅部赋存于NNE向大断裂的次级断裂中，深部受柏杖子岩体及其内部断裂共同控制(熊乐, 2017)；蚀变岩型矿化发育在靠近断裂部位的柏杖子岩体中。矿石矿物包括黄铁矿、黄铜矿、方铅矿等，少量毒砂及辉钼矿；金矿物主要是银金矿，其次为自然金和金银矿。柏杖子岩体是金矿体的赋矿围岩，成岩成矿年龄为222～233Ma(罗镇宽等, 2004; 熊乐等, 2017)。因此，柏杖子花岗岩和金矿体是区内三叠纪构造-岩浆热液活动的产物。

图7 青城子矿集区地质简图(据曾庆栋等, 2019修改)Fig.7 Geological sketch map of Qingchengzi district (modified after Zeng et al., 2019)

2.4 辽东青城子矿集区

青城子矿集区位于金矿带东段，辽东中部，是我国重要的金(>300t)、铅锌(>1.6Mt)、银(>4000t)产地。矿集区内出露地层为古元古界辽河群盖县组、大石桥组及少量高裕庄组(图7)。矿区发育NE向、NW向和EW向三组断裂，断裂多穿切辽河群各地层单元, 金矿化沿NW尖山子断裂展布。矿集区内发育古元古代-中生代中酸性侵入体及各类岩脉。青城子金多金属矿集区内金矿化主要分布于小佟家堡子、白云和林家三道沟金矿带内。一般认为矿集区内金银矿化形成于晚三叠世，与区内广泛发育的晚三叠世岩浆活动具有成因联系(Yuetal., 2009; Liuetal., 2019; Lietal., 2020)。

2.4.1 白云金矿

白云金矿位于青城子金多金属矿集区北部，尖山子断裂西侧，储量>85t，金品位1.0～7.1g/t(Lietal., 2020)。矿区出露地层主要为古元古界辽河群盖县组绿片岩相-角闪岩相变质岩和大石桥组大理岩，其中，盖县组黑云母变粒岩和夕线石黑云母片岩是主要的赋矿围岩。控矿构造为EW向的层间破碎蚀变带，该带地表延长8500m，宽100～300m，倾斜延深达1000m。矿区内各类晚三叠世岩脉广泛分布，岩性包括二长斑岩、石英斑岩、闪长斑岩等(Liuetal., 2019)。石英斑岩脉与成矿密切相关，主要沿东西向断裂发育，近平行于金矿脉，矿化类型包括破碎硅-钾蚀变岩型和石英-硫化物脉型，金以不规则粒间金或包裹金的形式赋存于黄铁矿中。张朋等(2016)获得含金黄铁矿Re-Os等时线年龄为225.3±7.0Ma，直接限定了白云金矿化的年龄，表明与矿区内三叠纪岩体(221～224Ma)活动具有时空一致性(Liuetal., 2019; Lietal., 2020)；硅-钾蚀变岩中含矿石英40Ar-39Ar等时线年龄为207±6Ma，坪年龄为209±2Ma(刘国平和艾永富, 2000)，与黄铁矿的Re-Os年龄一致，均证实了白云金矿形成于晚三叠世。

2.4.2 小佟家堡子金矿

小佟家堡子金矿位于青城子金多金属矿集区南段，尖山子断裂西侧，储量>30t，金品位3.3～10.84g/t(Lietal., 2020)，平均品位6.2g/t。矿区出露地层为辽河群盖县组和大石桥组，黑云母变粒岩、大理岩和黑云母片岩是主要赋矿围岩。小佟家堡子金矿为隐伏矿床，主要由3个构造蚀变岩带组成，II号蚀变带的2号矿体是主矿体。2号矿体为硅化大理岩型和蚀变黑云变粒岩型矿化，黄铁矿和毒砂是主要的载金矿物(Lietal., 2020)。薛春纪等(2003)测得小佟家堡子含金硅化黑云母变粒岩的Rb-Sr年龄为233±31Ma，石英的40Ar-39Ar坪年龄和等时线年龄分别为238.78±0.74Ma和239.46±1.13Ma。

2.5 吉南夹皮沟矿集区

夹皮沟矿集区位于华北克拉通北缘东段，吉林省桦甸市东约60km。区内构造单元主要包括吉林南部变质地体和北部古生代增生带(Zengetal., 2014)，金矿产于变质地体中新太古代夹皮沟花岗岩-绿岩带中(2.5～2.7Ga, Lietal., 1999)。矿集区广泛发育中生代岩浆岩及岩脉，中生代的岩浆活动与金成矿具有密切的时空关系，岩脉岩性主要包括花岗闪长岩、闪长岩、闪长玢岩、正长斑岩、花岗斑岩、煌斑岩、辉绿岩和霏细岩等(图8)。矿集区内分布17个金矿床161个金矿化点，规模较大的金矿有夹皮沟、三道岔、二道沟、八家子和板庙子金矿等，金储量超过100t(Zengetal., 2014)。

2.5.1 二道沟金矿

二道沟金矿位于夹皮沟矿集区西南侧，金储量>20t，平均金品位14g/t。赋矿围岩为新太古代夹皮沟群角闪岩、角闪斜长片麻岩及TTG花岗岩，NW-NNW向夹皮沟韧性剪切带是主要控矿构造。矿区内发育晚太古代-中生代岩浆岩，晚三叠世花岗闪长岩脉(223±2Ma, 罗镇宽等, 2002; Miaoetal., 2005)侵位于矿区中部，一般认为该岩脉与矿脉近同期形成(Miaoetal., 2005)；此外，矿区发育石英闪长岩、花岗岩、闪长岩、闪长斑岩和煌斑岩脉等。二道沟金矿主要包括4个矿化带，矿体以含金石英脉为主，少量蚀变岩型矿石。金矿体总体地表延长超过1.2km，单个矿体长30～100m，延深超100m(Zengetal., 2014)。二道沟金矿浅部矿石中金属矿物以黄铁矿为主，其次为方铅矿和黄铜矿。深部矿石中硫化物以方铅矿为主，其次为黄铁矿和黄铜矿(Miaoetal., 2005)。

2.5.2 八家子金矿

八家子金矿位于二道沟金矿东南侧～5km处，金储量超过20t，品位5～30g/t。赋矿围岩以角闪岩、角闪斜长片麻岩及TTG花岗岩为主，NE向韧性剪切带是主要控矿构造。矿区发育大量岩脉，其中规模最大的是石英正长斑岩脉。此外，八家子矿区出现闪长岩和镁铁质岩脉，闪长岩岩脉穿切金矿脉和石英正长斑岩脉。矿体以含金石英脉为主，矿石中金属矿物以黄铁矿、方铅矿和黄铜矿为主，黄铁矿是主要的载金矿物。矿区内石英正长斑岩脉的SHRIMP锆石U-Pb年龄为218±6Ma(罗镇宽等, 2002; Miaoetal., 2005)，石英正长斑岩脉与矿脉平行展布，岩脉局部发育金矿化，该岩脉的年龄可以间接代表金矿化年龄；刘军等(2018a)获得矿石中黄铁矿Rb-Sr等时线年龄为218.0±1.5Ma，与石英正长斑岩的侵位年龄一致, 与八家子金矿石英流体包裹体Rb-Sr等时线年龄(231±21Ma)在误差范围内一致(李华芹等, 1993)；蚀变岩中绢云母的40Ar-39Ar坪年龄和等时线年龄分别为203.6±0.4Ma和203.8±0.4Ma(Miaoetal., 2005)。尽管测试对象和方法存在差异，所得年龄存在一定误差，但整体上八家子金矿形成于三叠纪。

3 华北克拉通北缘三叠纪金矿成矿流体性质及来源

华北克拉通北缘三叠纪金矿床石英流体包裹体及氢-氧同位素研究表明，成矿流体具有中温、低盐度、低密度的特征，属于H2O-NaCl-CO2±CH4体系；金矿床成矿流体以岩浆水或变质水为主，后期加入了大气降水。氦、氩、碳同位素研究表明，成矿流体具有壳-幔来源混合的特征，幔源组分的贡献与三叠纪岩浆活动有关，壳源组分来源于变质围岩的贡献。

3.1 流体包裹体

华北克拉通北缘三叠纪金矿床具有相似的流体特征(表2)，流体包裹体类型以气液两相包裹体为主，液相成分以H2O为主，气相成分主要为H2O还包含CO2、CH4及少量N2、O2，阳离子以Na+、K+、Mg2+、Ca2+为主，其中Na+>K+。成矿早期流体包裹体均一温度约270～500℃，大多低于400℃，盐度变化范围大(0.83%～18% NaCleqv)，流体密度低(0.5～0.92g/m3)，属于H2O-CO2-NaCl体系。主成矿阶段，流体包裹体均一温度为180～420℃，集中于200～300℃，盐度≤15% NaCleqv，含子矿物包裹体的盐度可达～30% NaCleqv(Songetal., 2016)，气液两相包裹体密度集中在0.7～1.0g/m3之间，主成矿阶段包裹体中气相组分较复杂，除H2O和CO2外，还包含CH4、C4H6、N2和O2等，属于H2O-NaCl-CO2±CH4体系；成矿晚期，流体温度变化范围为90～300℃(集中在120～200℃)，流体盐度≤13%NaCleqv，主要集中于2%～8% NaCleqv之间，流体密度低(0.84～1g/m3)，属于低温、低盐度、低密度的H2O-NaCl体系。金矿成矿流体总体具有中温、低盐度、低密度、富CO2的特点，属于H2O-NaCl-CO2±CH4体系；从早阶段演化至晚阶段，成矿流体温度逐渐降低，盐度变化范围大，但主要矿床具有盐度逐渐降低的趋势(Songetal., 2016; 刘军等, 2018b; Liuetal., 2019)。研究表明，同一视域中不同相比例及成分组成的流体包裹体共存，如富液两相水溶液包裹体、富气两相包裹体、含CO2包裹体共存于同一石英颗粒内，流体包裹体组合具有相似均一温度，但具有不同的均一行为，如富液两相包裹体加热完全均一至液相，富气两相包裹体加热完全均一至气相，含CO2包裹体加热完全均一至液相CO2，说明成矿过程中流体发生过相分离作用(卢焕章等, 2004; 刘军等, 2018b; 李健, 2020)，这可能是导致石英脉型金矿中金沉淀的主要原因之一(Zengetal., 2014; Zhangetal., 2017; 刘军等, 2018b; Zhangetal., 2019; 查钟健, 2020)。

3.2 氢-氧同位素

华北北缘三叠纪金矿床具有相似的氢-氧同位素组成，总体上石英δD集中在-50‰～-110‰之间，δ18OH2O主要介于0‰～9.5‰之间；不同矿集区金矿床成矿阶段石英的δD-δ18O组成略有差异(表3)，少数位于大气降水线上，大部分位于岩浆水或变质水与大气降水线之间(图9a)，说明成矿流体可能是复杂的混合热液。青城子矿集区小佟家堡子金矿主成矿阶段石英具有宽泛的氢、氧同位素组成，明显向大气降水线偏移，少数样品点位于大气降水线，受到大气降水的显著影响，而白云金矿具有相对集中的氢、氧同位素组成，样品点位于岩浆水和变质水下方(孙立民等, 1997; 王一存等, 2015; 杨凤超等, 2016; 郝立波等, 2017; Liuetal., 2019; 李健, 2020)。相比于小佟家堡子金矿，白云金矿受到大气降水影响程度较低，这可能是成矿压力和深度差异造成的(小佟家堡子金矿, 5km, 代军治, 2005; 白云金矿, 9km, Liuetal., 2019)。成矿流体从早阶段演化至晚阶段，整体表现为δ18OH2O降低，逐渐向大气降水区域靠近，形成“氧同位素漂移”，而δD变化不明显，这可能是由于大气降水沿着断裂及裂隙渗透到岩石中，随着深部原始成矿热液(岩浆热液或变质热液)向上运移，部分大气降水(δ18OH2O=-15‰～-12‰, 杨利亚等, 2013)混入原始热液中造成的。大气降水的加入导致成矿流体物理化学性质发生改变，加速了成矿物质的富集沉淀。金厂峪金矿的δ18OH2O具有相反的趋势，成矿阶段早期到晚期，δ18OH2O值向变质水和岩浆水的混合区域演化(图9a)，表明变质围岩与原始成矿流体间发生了强烈的水-岩反应，这可能是影响成矿物质沉淀的重要原因之一。

图9 华北克拉通北缘三叠纪金矿床成矿流体氢-氧同位素组成(a, 主要参考文献见表3)和碳同位素组成(b, 据张秋生等, 1991; 杨利亚, 2011; 郑宏伟, 2014; 王一存等, 2015; Zhang et al., 2017; Liu et al., 2019及其中文献)Fig.9 H-O isotopic compositions (a, references in Table 3) and C isotopic compositions (b, Zhang et al., 1991, 2017; Yang, 2011; Zheng, 2014; Wang et al., 2015; Liu et al., 2019 and references therein) of ore-forming fluids of the Triassic gold deposits in the northern margin of the NCC

3.3 碳同位素

成矿带内碳酸盐矿物及石英流体包裹体碳同位素组成可分为两个系列：(1)以岩浆岩或变质火成岩为赋矿围岩的矿床，包括哈达门沟金矿(δ13CPDB=-5.1‰～-3.2‰)、柳坝沟金矿(δ13CPDB=-5.0‰～-3.2‰, 平均值-4.1‰)(Zhangetal., 2017及其中文献)、中山沟金矿(δ13CPDB=-5.9‰～-3.0‰, 平均值-3.7‰)(郑宏伟, 2014)、金厂峪金矿(-4.65‰,-4.84‰)(张秋生等, 1991)和夹皮沟矿集区一系列金矿(δ13CPDB=-5.0‰～-1.9‰, 平均值-4.0‰)(杨利亚, 2011及其中文献)；该类矿床的碳同位素组成落入深部岩浆及地幔来源区域(-5‰, Hoefs, 2009)，表明成矿热液与区域内岩浆活动有关；(2)青城子矿集区内三叠纪金矿床的δ13C组成低于北缘矿集区内大部分金矿。白云金矿(δ13CPDB=-13.9‰～-8.9‰, 平均值-12.5‰)(Liuetal., 2019)和小佟家堡子金矿(δ13CPDB=-13.2‰～-7.4‰)(王一存等, 2015)的碳同位素组成介于岩浆来源碳(-7‰～-2‰; Deinesetal., 1991; Cartignyetal., 1998)和沉积岩或变质岩中有机碳范围(-25‰; McArthur, 1997)(图9b)。研究表明，青城子矿集区内金矿较低的δ13C值是矿区内晚三叠世岩浆岩、辽河群变质岩和辽河群变质碎屑岩混合作用的结果(Liuetal., 2019)。综上，碳同位素可以记录成矿流体经过的不同岩性的地层和岩体，围岩碳同位素组成的差异性可能是造成华北北缘不同矿集区矿石碳同位素差异的主要原因。

3.4 氦-氩同位素

华北克拉通北缘三叠纪金矿黄铁矿的氦-氩同位素组成均位于壳-幔端元之间靠近地幔的区域内，表明成矿流体为壳-幔来源混合流体。在4He-3He图中(图10a)，样品点位于地壳氦和地幔氦之间，靠近地幔氦的范围内，黄铁矿流体包裹体中地幔氦的贡献率在4.12%～43.49%之间(表4)。小佟家堡子金矿Ar同位素组成(40Ar/36Ar=362.2～1113.1)表现出“改造饱和大气降水”的特征，大部分金矿床黄铁矿流体包裹体具有高40Ar/36Ar值(669.9～9805.0)，平均值为4685.7，远高于饱和大气降水的特征值(295.5)，40Ar/36Ar值与流体中地幔组分的贡献程度正相关，说明幔源流体是成矿热液的重要组成部分(图10b)。40Ar*/4He-3He/4He图中，样品点位于壳-幔过渡带靠近地幔端元的范围内(图10c)，40Ar*/4He值为0.12～5.28，多数高于地幔(0.33～0.56)和地壳(0.2)的特征值(Stuartetal., 1995)，表明成矿流体中高Ar同位素组成及高放射性Ar的特征，很可能是地幔组分和地壳放射性成因Ar共同作用的结果。H-O-C同位素组成表明，成矿流体与围岩发生了强烈的水岩反应，成矿流体中高Ar同位素组成是围岩参与成矿的重要表现。

4 华北克拉通北缘三叠纪金矿成矿物质来源

华北克拉通北缘三叠纪金矿床矿石中硫化物的硫同位素研究表明， 金矿成矿物质具有壳-幔混合来源。铅同位素组成显示，自成矿带西段到东段，成矿物质由以幔源为主逐渐转变为以壳源为主。金矿床形成于造山后区域伸展构造背景，与赋矿围岩及北缘三叠纪岩浆活动有成因联系。

表4 华北克拉通北缘典型三叠纪金矿黄铁矿氦-氩同位素组成

续表4

图10 华北克拉通北缘三叠纪金矿床中黄铁矿氦-氩同位素组成图解(主要参考文献见表4)Fig.10 Diagrams of He-Ar isotopic composition of pyrite of the Triassic gold deposits in the northern margin of the NCC (references in Table 4)

4.1 硫同位素

华北克拉通北缘三叠纪金矿具有两组不同的硫同位素组成，第一组为西段乌拉山-大青山矿集区(δ34S=-21.7‰～5.4‰)(侯万荣等, 2014; Zhangetal., 2017)和中段张家口矿集区(δ34S=-14.3‰～-9.9‰)(江思宏和聂凤军, 1998; 郑宏伟, 2014及其文献)，区内金矿床硫同位素组成具有明显负值。热液硫化物的硫同位素受到成矿流体的物理化学条件(如氧逸度、pH、离子强度和温度)及源区性质的影响(Ohmoto, 1972)。通过金矿床中硫化物硫同位素矫正，得到成矿流体的δ34S≈0±3‰,，结合哈达门沟矿、柳坝沟金矿围岩中黄铁矿的δ34S(-18.3‰～18.5 ‰, 侯万荣等, 2014)及中山沟金矿围岩桑干群的δ34S(-0.4 ‰～4.4 ‰, 王正坤等, 1992)，表明金矿床中硫主要是深部岩浆和太古代地层的混合硫(图11)。第二组为中段和东段金矿集区内三叠纪金矿，金矿矿石中硫化物的δ34S可以代表成矿热液中总δ34S。中段冀东-辽西金矿集区金厂峪金矿硫化物的δ34S为-4.4 ‰～1.9‰ (Songetal., 2016)，与围岩斜长角闪岩的δ34S略微重叠(-1.2 ‰～5.2‰; 余昌涛和贾斌, 1989; 张秋生等, 1991)；柏杖子金矿硫化物的δ34S值与赋矿围岩密切相关，花岗岩容矿及长城系石英砂岩容矿矿石中硫化物的δ34S平均值分别为0.8‰和7.3‰(赵亮, 2019)。东段青城子矿集区小佟家堡子金矿床中矿石硫化物的δ34S为4.6‰～12.9 ‰，与赋矿围岩富集“重硫”同位素特征一致(大石桥组: 0.15‰～13.2‰；盖县组: 4.6 ‰～ 6.2‰)(杨凤超等, 2016及其文献; 曾庆栋等, 2019)。白云金矿早阶段黄铁矿δ34S值为11.74‰～17.33‰(Sunetal., 2020)，接近赋矿围岩中黄铁矿的δ34S值(7.0‰～18.7‰, 平均值为12.3‰)(Zhangetal., 2019)，主成矿阶段黄铁矿的δ34S值为-10.44‰～-6.19‰。夹皮沟矿集区三叠纪金矿床矿石具有相对均一的硫同位素组成(δ34S=2.7‰～12.2‰, 集中在5‰～8‰)(沈远超等, 1999; Zengetal., 2014; 刘军等, 2018a)，与夹皮沟群变质岩中硫化物的富集“重硫”的特征一致。

图11 华北克拉通北缘主要矿集区三叠纪金矿床矿石及围岩中硫化物硫同位素组成数据来源：Yu and Jia, 1989; 张秋生等, 1991; 王正坤等, 1992; 江思宏和聂凤军, 1998; Miao et al., 2005; Zeng et al., 2014; 杨利亚等, 2013; 侯万荣等, 2014; 郑宏伟, 2014; Song et al., 2016; 杨凤超等, 2017; 刘军等, 2018b; 曾庆栋等, 2019; 赵亮, 2019; Sun et al., 2020Fig.11 Sulfur isotopic compositions of sulfide and host rocks of the Triassic gold deposits in the northern margin of the NCCData sources: Yu and Jia, 1989; Zhang et al., 1991; Wang et al., 1992; Jiang and Nie, 1998; Miao et al., 2005; Zeng et al., 2014, 2019; Yang et al., 2013, 2017; Hou et al., 2014; Zheng, 2014; Song et al., 2016; Liu et al., 2018b; Zhao, 2019; Sun et al., 2020

总体上，华北北缘金矿硫源具有岩浆硫和地层硫的贡献(图11)。三叠纪金矿床的岩浆硫与华北北缘三叠纪岩浆活动有关，矿石中硫同位素组成的差异受到不同岩性地层硫同位素的制约；大气降水的加入促使流体的相分离，改变了成矿流体的性质，间接影响了同一矿床不同成矿阶段矿石中硫同位素组成。

4.2 铅同位素

华北克拉通北缘东段青城子矿集区三叠纪金矿床矿石的铅同位素组成与围岩相似(206Pb/204Pb=17.74～19.19,207Pb/204Pb=15.58～15.77,208Pb/204Pb=37.91～38.53)(表5)，金矿床铅组成可能与区域变质作用产生的高放射成因铅含量有关(Liuetal., 2019; Sunetal., 2020; 李健, 2020)。青城子矿集区内金矿床矿石铅同位素组成位于变质围岩及晚三叠世岩浆岩的混合区域，表明二者为矿石铅的主要来源(图12; Yuetal., 2009; Zhangetal., 2019)。东段夹皮沟矿集区三叠纪金矿中硫化物具有相对均一的铅同位素组成(表5)，数据点主要集中在上地幔、造山带和上地壳之间(图12a)；206Pb/204Pb-208Pb/204Pb图中(图12b)，样品点集中于下地壳附近，表明矿石铅具有壳-幔混合的多源性(Miaoetal., 2005; Zengetal., 2014; 张笑天, 2018)。西段哈达门沟和柳坝沟金矿硫化物铅同位素组成主要集中在造山带附近(图12)，其中哈达门沟硫化物的铅同位素组成与同期沙德盖岩体相似(Jiaetal., 2018)，矿石铅同位素的上交点年龄约220Ma，表明成矿过程与区内晚三叠世岩浆活动紧密相关(章永梅等, 2011a)，下交点年龄约2.5Ga，表明成矿物质具有乌拉山群变质岩的贡献(～2.5Ga, 聂凤军等, 1994)。尽管北缘中段张家口和冀东-辽西矿集区内金矿床硫化物铅含量比值具有明显的差异性(表5)，但铅同位素组成均位于造山带及其附近的壳-幔混合区范围内(图12)，表明金矿床铅来源具有壳-幔混合特征。

综上，华北克拉通北缘东段金矿床硫化物铅同位素分布较为分散，矿石铅的来源具有明显的地壳储库贡献；西段及中段的铅同位素组成集中于造山带、上地幔和下地壳之间，矿石铅具有典型壳-幔混合特征，铅来源具有显著上地幔铅储库的贡献(图12)。

图12 华北克拉通北缘主要矿集区三叠纪金矿床硫化物铅同位素组成图解(据Zartman and Haines, 1988修改; 主要参考文献见表5)Fig.12 Diagrams of the lead isotopic compositions of sulfide of the Triassic gold deposits in the northern margin of the NCC (modified after Zartman and Haines, 1988; references in Table 5)

4.3 相关成矿岩体及岩脉的钕、铪同位素

华北克拉通北缘乌拉山-大青山矿集区沙德盖黑云母正长岩、西沙德盖斑状花岗岩，冀东-辽西矿集区都山花岗岩基、柏杖子花岗岩、河坎子黑云母正长花岗岩，青城子矿集区双顶沟黑云母二长花岗(斑)岩、青城子煌斑岩脉、新岭黑云母花岗岩、夹皮沟矿集区八家子花岗岩、二道沟花岗闪长岩和小北沟石英正长斑岩均具有变化较大的铪和钕同位素组成(图13、表6)。冀东-辽西金矿集区金厂峪金矿附近的都山岩体锆石εHf(t)为-13.7～3.9(叶浩, 2014)，柏杖子岩体锆石εHf(t)变化范围为-13.4～-5.9(熊乐等, 2017)。青城子矿集区双顶沟岩体的εHf(t)在-17.6～-15.4之间，新岭岩体锆石εHf(t)为-18.7～-11.4，煌斑岩中锆石的εHf(t)介于-18.8～-11.6之间(Yuetal., 2009; Duanetal., 2014)，青城子矿集区内三叠纪岩体具有相似的Hf同位素组成，样品点于2.5 Ga平均地壳与下地壳演化线之间(图13a)。夹皮沟金矿集区八家子岩体锆石εHf(t)主要为-3.0～1.7，二道沟岩体锆石εHf(t)在-2.8～1.9之间变化，小北沟岩体锆石εHf(t)为-2.3～1.5(Wutiepuetal., 2020)，样品点落入1.8Ga平均地壳演化线之上。

表5 华北克拉通北缘三叠纪代表性金矿铅同位素组成

续表5

续表5

表6 华北克拉通北缘主要三叠纪矿集区成矿相关岩体钕、铪同位素组成

图13 华北克拉通北缘主要矿集区三叠纪金矿床成矿相关岩体εHf(t)-t 图解(a、c)和εNd(t)-t图解(b)(主要参考文献见表6)图c为图a的补充说明Fig.13 Diagrams of εHf(t) vs. t (a, c) and εNd(t) vs. t (b) of the mineralization related rocks of Triassic gold deposits in the northern margin of the NCC (references in Table 6)Fig.13c shows detailed information of Fig.13a

乌拉山-大青山、冀东-辽西及青城子矿集区三叠纪岩浆岩的εNd(t)值集中于2.5Ga平均地壳演化线之上，都山岩体部分样品点落入演化线之下，各岩体的εNd(t)值与华北北缘早中生代来源于富集地幔的碱性(花岗)岩相似(图13)。乌拉山-大青山矿集区沙德盖和西沙德盖岩体εNd(t)值在-17.2 和-3.2之间变化(表6；侯万荣等, 2011)，基本落入乌拉山群变质岩的εNd(224 Ma)(-4.4～-25.3)范围内(Wuetal., 2005)；冀东-辽西矿集区都山岩体εNd(t)值为-19.7～-6.2(叶浩, 2014; 徐希阳等, 2016)；柏杖子岩体εNd(t)值为-7.3～-1.7(熊乐等, 2017)，河坎子岩体的εNd(t)值为-6.3和-4.4(任康绪等, 2004)，遵化群变质岩及TTG的εNd(223.5Ma)值为-32.5～-16.6(Lietal., 2019)，说明除遵化群变质岩外，矿集区内三叠纪岩体具有更亏损组分的贡献；青城子矿集区双顶子岩体和新岭岩体εNd(t)值变化范围为-15.9～-15.2，落入辽河群变质岩范围内(εNd(224Ma)=-23.9～-7.5)(Wuetal., 2005)，表明青城子矿集区的三叠纪岩体可能主要来自古老地壳的重熔。三叠纪岩体广泛的钕、铪同位素特征反映母岩浆具有多源性，源区主要为区内太古宙-元古宙古老地壳和富集岩石圈地幔，冀东-辽西和夹皮沟矿集区部分样品具有高εHf(t)，代表了更亏损组分的加入，如软流圈地幔组分，而乌拉山-大青山矿集区及青城子金多金属矿集区岩体具有相对较多的古老地壳贡献，这与金矿床矿石中黄铁矿氦-氩同位素特征具有一致性(图10、表4)，造成这种差异性的原因有待进一步研究。

经综合对比研究，作者认为中-晚三叠世华北克拉通北缘进入碰撞后伸展阶段，软流圈地幔物质上涌底侵进入地壳，伴随着下地壳物质不断熔融，形成不同混合程度的岩浆熔体，最终形成具有混合同位素特征的岩体。壳-幔混合来源的岩浆热液与围岩进行大规模水岩反应，活化、萃取和携带成矿物质形成含矿流体，含矿流体向上运移，在构造有利位置沉淀成矿。

5 华北北缘三叠纪金矿成因及主要控制因素

5.1 三叠纪典型金矿成矿模式

关于金矿床成矿模式中流体和物质的来源历来存在较大争议，主要包括变质热液来源(张秋生等, 1991; 胡小蝶等, 1997; 李俊建等, 2002)及岩浆热液来源(Miaoetal., 2005; 章永梅等, 2011a; Dengetal., 2014; 张朋等, 2016; Jiaetal., 2018; Baietal., 2019)两种观点。本文研究表明，华北北缘金矿床成矿流体为中温(200～300℃)、低盐度(≤15wt%NaCleqv)、低密度(0.39～1.15g/m3)的H2O-NaCl-CO2±CH4体系，是岩浆水或变质水和大气降水的混合流体(图9a)；碳同位素组成具有深部岩浆及不同地层围岩中碳的混合特征(图9b)；黄铁矿流体包裹体的氦-氩同位素特征显示成矿流体为壳-幔混合来源(图10)；硫主要来源于岩浆和赋矿围岩的混合(图11)，硫化物的铅同位素具有壳-幔混合铅的特点，其中，成矿带东段金矿具有明显地壳组分参与，中、西成矿带金矿中铅具有上地幔铅的贡献(图12)。成矿有关岩体及矿脉中锆石钕、铪同位素表明，矿集区内岩浆来源具有古老地壳、富集岩石圈地幔及少量软流圈地幔的贡献(图13)。综合研究表明，华北北缘金矿床成矿流体及物质具有壳-幔混合来源，壳源性质的流体及物质主要来自赋矿围岩。不同矿床围岩成分的差异性可能是造成矿石同位素组成差异的主要原因；幔源组分的贡献来源于区域上三叠纪岩浆活动，成矿过程与造山后伸展运动有关。

关于金矿床成矿构造背景方面，本文认为华北克拉通北缘三叠纪金成矿带主要受控于古亚洲洋俯冲、碰撞及其后伸展过程。晚泥盆世至早石炭世，古亚洲洋向华北克拉通北缘俯冲，成矿带西段哈达门沟-柳坝沟矿集区小规模钼矿化(382～323Ma)、大桦背花岗岩岩基的侵位(366～328Ma)(王梁等, 2015; Zhangetal., 2017)、中段张家口矿集区内水泉沟杂岩体(～372Ma)(李长民等，2014)的侵位是此次事件的响应，也是三叠纪华北北缘大规模金成矿的前奏。尽管晚泥盆世-早石炭世的构造岩浆活动没有直接促成大规模金矿化，但其活动造成了下地壳物质的局部熔融和壳-幔物质混合，岩浆活动提供了热能和碱质、富钾、钠的碱性热液萃取前寒武变质岩中的有用组分，在构造有利部位形成金和钼的预富集。华北克拉通与西伯利亚克拉通在晚二叠世至早三叠世发生碰撞, 这一碰撞过程在270～250Ma 结束，此后华北克拉通北缘进入碰撞后伸展构造阶段。晚三叠世，华北北缘经历了大规模伸展运动，导致地幔物质底侵和下地壳部分熔融，形成了华北北缘近东西向展布的三叠纪碱性花岗岩-碱性岩带及镁铁质-超镁铁质侵入岩带。同时，深部壳-幔混合流体沿深大断裂上升，与围岩发生强烈的水岩反应，萃取围岩中部分成矿物质，成矿流体上升进入浅部断裂构造体系。大气降水的加入导致成矿流体的物理化学条件改变，成矿流体迅速发生相分离作用，造成金等成矿元素的沉淀，在脆韧性构造叠合的有利部位形成金矿床。

图14 华北克拉通北缘俯冲-造山后伸展构造演化与三叠纪金矿成矿动力学模式(据Zhang et al., 2017修改)Fig.14 Post-orogenic extensional tectonic evolution and the Triassic gold mineralization dynamic model of the northern margin of the NCC (modified after Zhang et al., 2017)

图15 华北克拉通东部三叠纪岩浆活动与金矿成矿动力学模式图(据杨进辉和吴福元，2009修改)Fig.15 Triassic magmatic activities and gold mineralization dynamic model of the eastern margin of the NCC (modified after Yang and Wu, 2009)

5.2 区域金矿主要控制因素

目前华北克拉通北缘金成矿带控制因素的研究，主要集中在区域构造体系、前寒武变质基底及三叠纪岩浆活动等方面。金矿床与区域构造关系的研究表明，三叠纪华北克拉通北缘主要受控于中亚造山带构造演化，金成矿带形成于中亚造山带造山后伸展环境；区域上广泛发育的近EW向断裂构造，控制了三叠纪中酸性岩浆岩和区域金矿带的展布(赵越等, 2010; 张笑天, 2018; 周海, 2019)(图14)。此外，华北北缘金矿带东段同时受扬子克拉通俯冲作用的影响(图15)，形成一系列NE和NNE向断裂构造，NE向构造与EW向构造共同控制了东部金矿段的形成与展布(段晓侠等, 2012; 杨凤超, 2019; Lietal., 2020)。扬子克拉通俯冲作用的叠加导致了东段矿集区具有复杂的多金属矿化样式，发育大量三叠纪铅、锌、银矿, 如喜鹊沟铅锌矿、榛子沟铅锌、甸南铅锌矿和高家堡子银矿床等(图7)。Goldfarbetal.(2019)提出中国大多数矿集区的形成与区域应力状态变化及伴随的地体快速隆起有关，华北北缘金成矿带也不例外。Zhangetal.(2014)通过研究华北克拉通中生代岩浆作用及构造变形作用，指出中晚三叠世华北克拉通周缘后碰撞(造山)作用引起了初始岩石圈减薄与克拉通破坏。张连昌等(2018)提出，中侏罗世及其以前华北克拉通周边的构造演化主要受古亚洲洋及古特提斯构造成矿域的影响，华北北缘三叠纪成矿事件是克拉通初始破坏在北缘的重要响应。此外，王登红等(2020)总结了三叠纪中国大陆成矿体系，提出华北克拉通三叠纪金矿床是印支运动结束的标志，强调了印支运动是成矿的决定性因素。综上所述，中晚三叠世，华北克拉通周缘受到造山作用影响，深部岩石圈经历了初始减薄破坏，北缘三叠纪金成矿带是其重要响应。

华北克拉通北缘金矿床与围岩前寒武变质岩及三叠纪花岗岩具有密切的成因联系。如前所述，三叠纪金矿床成矿流体与成矿物质具有壳-幔混合特征，壳源贡献主要来自赋矿围岩，而幔源的贡献与区域三叠纪岩浆活动相关，矿石同位素组成的差异可能是不同性质赋矿围岩造成的。早三叠世华北克拉通北缘曾发生过多期大规模伸展构造作用(刘杰勋, 2019; 周海, 2019; 王兴安和李世超, 2020)，区域伸展作用导致岩石圈局部减薄和软流圈上涌，为岩浆岩的起源和成矿流体的形成提供了充分条件。陈衍景等(2009)提出北缘三叠纪岩浆成矿作用具有壳-幔混合的特征，其形成与古亚洲洋闭合引发的碰撞及碰撞后伸展有关。华北北缘三叠纪地壳来源(如，斑岩钼矿)与地幔来源矿床(如，铜镍硫化物矿床)的同时侵位，表明壳-幔混合过程是三叠纪成矿的重要影响因素(毛景文等, 2012)。Zhangetal.(2020)提出区域上岩浆活动既是活化、萃取和富集围岩中成矿物质的 “热机”，也是部分成矿热液和成矿物质的来源。

基于华北克拉通北缘主要矿集区三叠纪金矿矿床特征和矿石、围岩及相关岩体的同位素年代学及地球化学分析，本文认为区域性伸展作用、三叠纪壳-幔混合岩浆活动和变质基底中金再活化影响着华北克拉通北缘三叠纪金矿的形成。华北克拉通北缘三叠纪金矿形成于碰撞后伸展环境，区域伸展引发的三叠纪壳-幔混合的岩浆作用、围岩性质、围岩中成矿元素的易活化程度影响着成矿流体的物理化学性质，变质基底中相关的伸展构造对岩浆岩和金矿床的定位起着关键作用。因此，三叠纪区域上的构造运动是引发大规模金成矿的决定性因素。古构造再活化，尤其是深达地幔的超壳断裂再活动及区域新断裂的形成，为岩浆流体活动、成矿物质活化、多次预富集及最终成矿提供了有利条件。

6 结语

本文在综合作者及前人有关华北克拉通北缘各矿集区内三叠纪金矿地质、成矿年代学、地球化学等研究成果的基础上，总结和探讨了北缘三叠纪金矿的时空分布特征、成矿流体性质与来源、成矿物质来源，以及区域金矿控制因素。取得以下主要认识：

(1)华北克拉通北缘金成矿带包括西段、中段和东段金矿集区，西段和中段三叠纪矿化组合以金或金钼为主，东段矿集区以金多金属(铅、锌、银、铜等)矿化为特征。总体上，三叠纪金矿成矿时代集中在～220Ma，自西段至东段矿化年龄稍微变新，这可能与古亚洲洋自西向东闭合后区域伸展作用先后顺序有关。

(2)该金矿带成矿流体包裹体以气液两相包裹体为主，成矿流体具有中温、低盐度、低密度的特征，属于H2O-NaCl-CO2±CH4体系，相分离可能是金成矿的重要机制。

(3)氢-氧同位素研究表明，该金矿带成矿流体以岩浆水或变质水为主，成矿后期加入大气降水，成矿带东段小佟家堡子金矿成矿流体性质受到大气降水的显著影响。氦-氩、碳、硫、铅同位素组成表明，金矿床成矿流体及成矿物质具有壳-幔混合特征，主要来源于围岩和区域三叠纪深源岩浆活动，成矿带东段青城子矿集区三叠纪金矿具有更多地壳组分贡献; 矿集区内与成矿相关岩体的钕、铪同位素研究表明，三叠纪岩浆岩具有古老地壳、富集岩石圈地幔及软流圈地幔混合来源。

(4)华北克拉通北缘三叠纪金矿的形成整体受控于中亚造山带构造演化的控制。晚三叠世，华北北缘进入与中亚造山带有关的碰撞后伸展阶段，地壳伸展引发局部岩石圈减薄、地幔物质上涌和壳-幔相互作用，形成了近EW向展布的碱性花岗岩-碱性岩带及金成矿带。成矿带东段可能同时受到华北克拉通与扬子克拉通碰撞作用的叠加影响，这可能是造成东段三叠纪金矿成矿特征与西段和中段存在差异性的原因之一。

致谢非常感谢中国科学院地质与地球物理研究所杨进辉和徐兴旺研究员、中国地质大学(北京)张德会教授和李胜荣教授对本研究提供的建议和帮助；感谢中国科学院地质与地球物理研究所王一波博士对文章图件制作的帮助。感谢两位匿名审稿人为本文提供的建设性意见，在文章完善和发表过程中发挥了重要作用。