造山型金矿构造控矿作用*

杨林 王庆飞 赵世宇 李华健 赵鹤森 董超一 刘学飞 邓军

黄金是全球重要战略资源，是工业和日常生活中不可替代的贵金属，同时也是国际储备中的重要物资。造山型金矿金储量占据世界金资源量的30%以上(Weatherley and Henley, 2013)，是全球金资源勘查的重要金矿类型(Goldfarb and Groves，2015；王庆飞等，2019; Wangetal.，2022)，因此，造山型金矿成矿理论研究对全球金矿勘查和开采具有重要意义。造山型金矿是指产于区域上不同时代变质地体中，在时间和空间上与增生造山或碰撞造山密切相关，形成于汇聚板块边界上的受到韧-脆性断裂控制的脉型和浸染型金矿床系列，其具有形成时代广、成矿深度跨度大等特点(图1；Grovesetal.，1998, 2005；Kerrichetal.，2000；Goldfarbetal.，2001；陈衍景，2006；Goldfarb and Groves, 2015；卢焕章等，2018；王庆飞等，2019)。根据形成深度的不同，造山型金矿可分为深成(成矿深度>12km、温度>475℃)、中成(成矿深度6～12km、温度300～475℃)和浅成(成矿深度<6km、温度150～300℃)等金矿(Grovesetal.，1992; Groves, 1993)。前人针对造山型金矿成矿构造背景(Grovesetal.，1998；Crawetal.，2006；孙晓明等，2010；杨立强等，2010；McDivittetal.，2017)、构造控矿样式(Alliboneetal.，2018；Sayabetal.，2020；Hunteretal.，2021；Zhouetal.，2021；李彬等，2022)、成矿流体来源(陈衍景等，2007；Sunetal.，2009；Tomkins, 2010；Goodwinetal.，2017； Barketal.，2021)、金沉淀机制(Hodkiewiczetal.，2009；Grovesetal.，2018；Yangetal.，2018，2021a，2022)和成因模型(Largeetal.，2011；Grovesetal.，2020；Qiuetal., 2020; Wangetal.，2022)等方面已开展大量研究。经典理论认为造山型金矿形成在增生造山带内挤压或转换挤压背景(Grovesetal.，1998；Goldfarbetal.，2001；Goldfarb and Groves, 2015)，然而随着研究的深入，许多伸展背景形成的金矿，如胶东金矿集区(Dengetal.，2020a, b, c；范宏瑞等，2021)、小秦岭金矿集区(Lietal.，2020；王庆飞等，2020)、喜马拉雅造山带的布主金矿、马扎拉金锑矿和明赛金矿等(Zhaietal.，2014；Zhangetal.，2020；王庆飞等，2020；Dengetal.，2022a)，与经典造山型金矿具有诸多相似的成矿特征，因此一些学者将造山型金矿的定义范畴拓宽至伸展背景(Goldfarbetal.，2019；Dengetal.，2020c；Wangetal.，2020a)。

图1 全球造山型金矿分布及构造控矿机制 (据Grove et al.，1998；Goldfarb et al.，2001，2019；Wang et al.，2022及其文献修改)

造山型金矿中成矿流体的就位和矿质沉淀受构造和水岩反应共同控制(Hodkiewiczetal.，2009；Grovesetal.，2018；Yangetal.，2018；Dengetal.，2022a, b)，其中岩石圈尺度断裂构造通常为成矿流体运移的通道(Vearncombe，1998；Tripp and Vearncombe，2004；Houetal.，2022)，来自深部的热液流体在导矿构造中向上运移，在上地壳深部-中部-浅部适宜的构造位置与围岩发生不同程度水岩反应，进而导致流体就位和沉淀成矿(Grovesetal.，1998，2020；Goldfarb and Groves，2015)。前人对挤压和伸展体制下造山型金矿流体就位与成矿的研究已取得重要进展，其中地壳脆韧性转换带附近中成金矿构造控矿机理研究较为成熟(Coxetal.，1991，2001；Kolbetal.，2004)，如著名的“地震泵”理论(Sibsonetal.，1988)享誉全球，该理论认为当有成矿流体存在时，流体压力逐渐增大导致断裂张开，致使流体压力骤降导致矿物沉淀，进而断裂愈合，流体调节的周期性断裂张开-闭合形成层压式金矿脉(crack-seal；Sibsonetal.，1988；Sibson，2001)。虽然前人已取得重要研究进展，但是对挤压和伸展体制下深成-中成-浅成造山型金矿构造控矿网络结构、流体就位机制以及构造控矿模式的系统对比和综合解释仍不充分。

本文系统梳理了近30年全球挤压和伸展两种背景下深成、中成和浅成造山型金矿的构造控矿作用方面的相关研究成果。为了更好的理解控矿断裂形成过程和流体流动，本文将首先介绍不同应力背景下的岩石破裂原理和断裂网络结构，重点讨论挤压和伸展体制下深成、中成和浅成造山型金矿控矿构造样式、构造控制流体流动和成矿机制等方面，最后浅谈造山型金矿构造控矿方面的研究展望。

1 岩石破裂原理与断裂网络结构

1.1 岩石破裂准则

在差应力的作用下，均质和各向同性完整岩石受力会发生破裂形成裂隙或断层，不同背景下会产生不同类型的裂隙(Sibson，1996，2004)。在主应力(σn)和剪应力(τ)坐标系中，可根据应力莫尔圆和格里菲斯-库伦准则的经典破裂理论包络线来表示断裂形成的类型(Brace，1960；Hancock，1985)。当(σ1-σ3)<4T时，应力莫尔圆的有效主应力σn<0，在横轴的(-T, 0)处与格里菲斯包络线相切(图2左)，此时剪应力τ为0，因此岩石在无剪切作用下发生伸展破坏形成张裂隙；当4T<(σ1-σ3)<5.66T时，应力莫尔圆(图2虚线)与格里菲斯包络线相切于横轴的-T至0之间，此时有效主应力σn<0，剪应力τ>0，岩体则发生张剪破裂；当(σ1-σ3)>5.66T时应力莫尔圆(图2右)与包络线相切于横轴大于0的区间，此时σn>0且剪应力τ>0，根据库伦准则，岩石在压剪作用下发生破坏形成剪裂隙(Sibson，1998)。

图2 应力莫尔圆所展示的完整岩石破坏包络线和无内聚力断层的再剪切条件(据Sibson，1996，2004修改)

在最大主应力σ1近直立、最小主应力σ3近水平的伸展背景下，岩石破裂可形成张裂隙、张剪和压剪三种破裂样式，图3a显示了不同性质断裂在局部应力场的特征方向(Sibson，1996)；平行但不相邻的雁列式断裂在伸展背景下会在剪切带的张性或压性衔接部位形成扩张空间(图3b；Segall and Pollard，1980)；伸展背景里德尔剪切断裂可派生，右旋走滑断裂系(R裂隙)，左旋走滑断裂系(R′裂隙)，右旋主剪切Y裂隙，还有与R剪切对称的P剪切裂隙，因此可组合形成平行且相邻或相互衔接的断裂(图3c；Tchalenko，1970)，同时断裂组合内还存在垂直张裂隙以及剪切带内部次级裂隙构造。

图3 典型断裂网络结构(据Sibson，1996修改)

1.2 流体作用下的岩石破裂

流体存在的地壳或岩石系统中，流体压力(Pf)调节主应力为有效主应力，即

(1)

因此岩石破碎取决于剪应力(τ)和流体压力调节的有效主应力控制(Brace，1960； Secor，1965；Rice and Cleary，1976；Jaeger and Cook，1979)。完整岩石发生破裂的类型取决于不同差应力 (σ1-σ3) 与流体压力大小。在μi=0.75的情况下，当流体压力较小且(σ1-σ3)>5.66T时岩石破裂主要受应力驱动产生剪裂隙，当流体压力较大，(σ1-σ3)<4T时则形成张裂隙；5.66T>(σ1-σ3)>4T时岩石将发生伸展剪切破坏形成张剪裂隙(Secor，1965；Sibson，2004)。

在地壳深度z处，流体压力状态可通过空隙流体因子与上覆压力或垂直应力σv来描述：

(2)

其中ρ是平均岩石密度，g是重力加速度。其中有效垂直应力(Hubbert and Rubey，1959)为：

(3)

当孔隙和裂隙空间被密度为ρf的流体饱和并与地壳浅部的地下水位相互连通时，流体压力为静水压力Pf=ρfgz，因此当岩石密度ρ≈2650kg/m3时，空隙流体因子λv=ρf/ρ≈0.4，超过静水压力值(λv>0.4)的超压发生在地壳内流体快速释放或产生的区域，其中释放时受到低渗岩层的阻隔(Neuzil，1995)。此类区域通常包括压实沉积盆地(Osborne and Swarbrick，1997)、变形弧前增生地体(Moore and Vrolijk，1992)、进变质作用的区域(Etheridgeetal.，1984)以及岩浆活跃地带的饱和流体的岩石区域(Fournier，1999)。在这些环境中，超压可能接近甚至超过相应深度处的静岩压力值(λv→1；Sibson，2004)。

1.3 挤压和伸展体制断裂网络结构

图4 挤压和伸展体制下水力伸展破裂和断层再活化的差应力-流体压力条件(据Sibson, 1998修改)

虽然在挤压和伸展背景下形成水平或垂直张裂隙都需要Pf≥σ3+T(Sibson，2004)，但相较于伸展背景岩石发生破裂的流体压力，挤压背景则需要的流体压力更大。因为挤压背景中σ3是垂直的且等于垂直应力(σv=σ3)，此时σ1是水平的则大于静岩压力，因此需要流体压力达到静岩压力(λv=1)或超静岩压力(λv>1)才能使岩石发生破裂形成水平张裂隙，而伸展环境下σ1近垂直且等于垂直压力(σv=σ1)，σ3是近水平且小于静岩压力，因此流体压力在小于静岩压力(λv<1)时即可形成垂直张裂隙。

先存断裂优选定向的再剪切，即在挤压和伸展体制下分别存在初始正断层和逆断层(图4b)，在流体压力(Pf)的作用下应力莫尔圆沿横轴向左平移，当平移至与τ=μs×(σ1-Pf)破坏线相切时(即剪应力大小等于断裂静摩擦系数和有效正应力的乘积)，在挤压体制下将沿着初始缓倾逆断层的优选方向发生再剪切或再活化，而伸展体制下则会沿着原始陡倾正断层的优选方向发生再剪切或断层的再活化，但优选定向的再剪切不利于形成更复杂和更高渗透率的构造断裂网络(Sibson，1998)，不利于流体在岩石断裂带内的广泛运移。

先存断裂差异定向的再剪切(图4c)，即在流体压力(Pf)的作用下有效正应力减小，应力莫尔圆同样沿横轴向左平移，导致岩石破裂形成断裂，但此时没有沿初始断层的优选方向(初始断层角度)形成，而是在岩石中与初始断层以一定角度发生破裂形成新的断裂，挤压体制下形成比原始断裂更陡倾的逆断层，伸展体制下则形成比原始断裂更缓倾的正断层，由于此时发育的断层是以新的角度形成，因此应力莫尔圆需平移至与完整岩石包络线相切时才可形成新的岩石破裂，通常需要比先存断裂优选定向再活化更大的流体压力。

当先存断裂有利于再活化时，在水力破裂的流体压力条件(Pf>σ3)之前(图4b)，先存断裂总是在Pf<σ3时发生再剪切形成流体运移通道，导致流体压力的累积不会产生高渗透性的构造网络。只有当优选定向断层通过热液胶结作用恢复了岩石的内聚强度，才有可能形成和活化网状构造(Sibson, 1998)。随着时间的推移，最初在完整岩石中形成的断裂网络(图4a)可能会发展为贯穿断裂，这些断裂在主应力场中具有有利的方向(图4b)，作为局部变形区域，这些构造通常比围岩具有更高的渗透率。

图5 挤压和伸展体制下的Hill 型断裂网络(据Sibson, 1998修改)

图6 地壳内不同深度对应的流体压力、断裂强度、空隙流体因子变化情况(据Sibson，2004修改)

挤压和伸展体制下形成的断裂网络，通常在主断裂和张裂隙的交叉部位增加渗透率(图5)，与张性断层的渗透率平行，在主应力σ2的方向上具有定向渗透率。在完整或变质重组地壳中，伸展应力场下可在相对较低的流体压力(λv<1.0)下形成陡倾的伸展断裂网络，为流体在地壳内的向上流动提供垂直通道；然而地壳中的挤压应力场会抑制流体流动，当流体压力达到超静岩压力(λv>1.0)时，产生水平或近水平的张裂隙和低角度逆断层，此种构造网络有利于流体的水平侧向流动，而在垂直方向上的流体流动效率较低(图5a)。

1.4 地壳深度与断裂强度的关系

当最大差应力为40MPa时，在不同应力状态下，地壳不同深度断裂网络形成的流体压力条件可通过空隙流体因子λv与深度Z来表示(图6)，挤压逆断层区(σv=σ3)(σv为垂直应力)中的断裂网络形成需要所在深度的流体压力为静岩压力(λv～1)；而在伸展正断层区(σv=σ1)的浅层深度，通常静水压力(λv～0.4)或更低流体压力(λv≤0.4)即可形成断层裂隙网络，为大体积流体流动提供通道。在走滑区(σv=σ2)断裂网络活化的流体压力条件可以介于张扭环境(σv=σ2～σ1)和压扭环境下(σv=σ2～σ3)之间。在伸展-张扭环境的深处，需要流体超压(0.4<λv<1.0)来活化断裂网络作为高渗透性通道。

进变质作用伴有深部流体释放的区域，断裂发育强度在摩擦孕震带的中部和底部之间达到最大值，并随着流体压力接近静岩压力时降低到非常低的值(Sibson and Scott, 1998)。地壳中由于地温梯度的存在，不同深度一般对应不同的地温条件，进而会产生不同的岩石变质情况。在地壳12～20km处绿片岩相向角闪岩相进变质过程中，岩石变质脱水和挥发分形成成矿流体，上述过程形成的变质流体是经典造山型金矿的流体来源(Tomkins and Grundy, 2009；Tomkins, 2010；Phillips and Powell, 2015；王庆飞等, 2019)。在岩石进变质过程中产生的流体使流体压力逐步累积升高，基于“地震泵”模式作用的流体压力循环(Sibson, 1989)，断裂带的综合强度在断裂破坏前最小，在破坏后流体释放结束时达到最大值，由于流体压力变化导致矿物在断裂带中发生沉淀，此时断裂带发生自封闭，流体压力又开始重新累积进入下一个循环(Sibson, 1996)。

2 挤压体制造山型金矿控矿构造样式与形成机理

Groves (1993)基于金矿产出不同地壳变质岩相带特征提出了地壳连续成矿模式，该模式认为从麻粒岩相到次绿片岩相的变质岩中均可形成金矿床，并提出不同变质岩中的金矿床属于一组连续的同成因矿床组合，地壳连续成矿模式反映的是区域范围内一系列金矿床的分布特征，并非同一矿区在垂向上的金矿化分布(王庆飞等，2019)。本章系统介绍挤压体制深成、中成和浅成造山型金矿的构造控矿样式及形成机制。

2.1 深成造山型金矿

深成造山型金矿的形成过程中通常发育多期变形，矿体主要发育在角闪岩相和麻粒岩相变质的变质岩中，区域尺度主干断裂控矿，矿体尺度内一般由逆冲断层控制流体就位成矿，成矿深度一般为12～20km，韧-脆性变形，成矿温度>475℃(表1；Grovesetal.，1992；Kistersetal.，2000)，矿脉宽可达数十米，此类矿床通常发育在挤压背景下的韧-脆性剪切带内，矿体通常呈大脉状(Kolbetal.，2000)。蚀变类型主要为黑云母、角闪石、斜长石、石英等蚀变，矿石矿物主要为磁黄铁矿、黄铁矿和黄铜矿等(Kolbetal.，2004；Lietal.，2022)，通常热液蚀变带较窄(Rogersetal.，2013)。控矿断裂网络的形成受区域差应力和流体压力共同控制(Barnhoornetal.，2010)。Renco 和Hutti金矿是挤压背景下深成造山型金矿构造控矿的典型案例。

表1 伸展和挤压体制下不同深度造山型金矿成矿特征对比

Hutti金矿，早期为韧性变形，变形过程中产生了微裂隙孔隙度，促进了流体流动和热液蚀变并形成浸染状矿化, 剪切带的韧性蠕变形成低渗透环境(Sibson, 1988)，导致成矿流体压力逐步累积升高，莫尔圆向左平移，但由于存在钾长石热液蚀变，水岩反应使得岩石硬化(Wintsch and Yeh, 2013；Yangetal.，2018)，包络线向上移动，当莫尔圆平移至与包络线相切时，岩石发生破裂，流体瞬间进入水平张性空间内，由于流体压力的骤降使成矿物质发生沉淀成矿，形成层压式石英脉(图7；Kolbetal.，2004)，随着沉淀过程的进行岩石裂隙逐渐闭合和渗透率降低，流体压力又开始累积进入下一个流体压力循环(Kolbetal.，2015)。综上，Hutti mine是在逆冲剪切带内由“Crack-seal”作用下的循环流体压力和区域差应力作用发生周期性水力破裂，进而形成层压式石英脉矿化(Kolbetal.，2001；Kolb and Meyer，2008)。

2.2 中成造山型金矿

挤压背景下中成造山型金矿通常发育在绿片岩相带中，由区域深大断裂控制流体运移，次级断裂控制流体就位成矿，成矿深度中等(6～12km)，成矿温度为300～475℃(Grovesetal.，1992；Zoheir, 2008；Sibson and Scott，1998)，矿脉宽几米至数十米，此类矿床通常发育在脆-韧性转换带内的褶皱转折端和里德尔剪切及派生裂隙构造中(表1；Tchalenko，1970)。矿体通常呈鞍状或豆荚状(Sibson and Scott，1998)，以脉状或网脉型矿化为主(Zoheir, 2008)，蚀变类型主要为绿泥石-方解石-绢云母-黄铁矿-磁黄铁矿化等蚀变(Lietal.，2022)，蚀变带可达数米宽(Zoheir, 2008)。在挤压背景下(σ3=σv)里德尔剪切派生的一系列裂隙，包括主剪切断裂、低角度里德尔剪切R裂隙、反向R′裂隙和P型剪切裂隙(Tchalenko，1970)，这些裂隙形成构造网络，控制热液流体运移和热液蚀变，由于硫化、成矿流体物理化学条件改变等因素导致含金硫化物络合物失稳，从而诱发矿质在里德尔剪切派生裂隙以及近水平张裂隙内沉淀(Grovesetal.，1998；Zoheir, 2008)。绢云母化蚀变通常导致岩石抗张强度变小，使岩石反应软化(Wintsch and Yeh，2013；Yangetal.，2018)，破坏包络线下移，流体压力作用使得应力莫尔圆向左移动(图7b 粉色莫尔圆)。当流体压力足以使岩石发生破坏时，流体在形成的断裂内流动，此时流体压力迅速下降并在平行于剪切带的次级断裂中沉淀矿质，如Betam金矿(Zoheir，2008；池国祥和Guha，2011)；或早期形成的直立褶皱在后期挤压变形过程中形成贯穿褶皱带的逆冲断层，为成矿流体运移提供了通道，在褶皱挤压的最后阶段，流体在褶皱转折端的虚脱部位、水平张性断裂和扩张空间内就位成矿(图7)，如澳大利亚Bendigo-Ballarat金矿(Sibson and Scott，1998)。

2.3 浅成造山型金矿

挤压背景下浅成造山型金矿通常发育在次绿片岩相带中，受区域深大断裂控制流体运移，次级断裂控制流体就位成矿，成矿深度较浅(<6km)，成矿温度为150～300℃，脆性变形为主(Groves，1993；Niroomandetal.，2011)。此类矿床通常发育在褶皱转折端和层间滑脱构造中，矿体呈板状和透镜状(Coxetal.，1991)，以蚀变岩型矿化为主，蚀变带宽数十米，甚至可达几千米，蚀变类型主要为绢云母-碳酸盐-硫化物(黄铁矿、毒砂)等蚀变(表1；王庆飞等，2019；Yangetal.，2021b)，此类金矿的特征矿化样式为角砾状和浸染状矿化(Niroomandetal.，2011；Lietal.，2022)，例如Kharapeh金矿。在浅成褶皱逆冲系统内，成矿流体的流体压力和区域差应力共同作用下的水力破裂成角砾岩化，为含矿流体提供了通道，形成了复杂的角砾岩和网状脉。浅成深度内流体压力小于深成和中成成矿深度流体压力，因此流体流动较慢导致水岩反应过程更加充分，由于绢云母化蚀变能够导致岩石抗张强度变小使岩石反应软化(Wintsch and Yeh，2013；Yangetal.，2018)，破坏包络线下移，同时在流体压力作用下，有效应力减小使莫尔圆向左平移(图7a粉色莫尔圆)，应力莫尔圆更容易与破坏包络线相切发生破裂形成断裂网络，为成矿流体运移和蚀变矿化提供空间。

2.4 深成、中成、浅成造山型构造控矿网络成因对比

挤压体制下深成、中成和浅成造山型金矿成矿特征随着成矿深度垂向变化而变化(表1)，具体表现如下：(1)在构造变形样式方面：由于地层温度的变化，深成造山型金矿主要为韧-脆性变形(Kolbetal.，2015)，中成为脆-韧性变形，浅成为脆性变形(图8；Olivoetal.，2006；Zoheir，2008)。(2)在区域变质方面：深成造山型金矿通常为绿片岩相至角闪岩相或更高级麻粒岩相变质(Kolbetal.，2000，2004)，中成造山型金矿为次绿片岩相至绿片岩相或角闪岩相变质(Sibson and Scott，1998)，浅成造山型金矿为低级绿片岩相变质(Niroomandetal.，2011)，即不同深度形成的成矿流体在适宜的主断裂通道内可向浅部地壳流动(Grovesetal.，1998)，并通过次级断裂及有利构造控制流体就位成矿，在区域进变质和退变质过程中均可发生成矿作用。(3)在热液蚀变矿化方面：深成造山型金矿通常为黑云母、角闪石和磁黄铁矿等，中成造山型金矿为绿泥石-方解石-绢云母-黄铁矿-磁黄铁矿等，浅成造山型金矿为绢云母-碳酸盐-硫化物(黄铁矿、毒砂)等(图8)。(4)在矿化样式及主要控矿作用方面：深成造山型金矿由于超压流体的存在，通常可产生大的张性裂隙空间形成较宽的含金石英脉，结合“地震泵”模式(Sibson，1989)循环流体压力通常形成层压式脉体(Sibson，1998)；中成造山型金矿通常发育细脉或网脉状矿体，赋存于褶皱转折端的滑脱空间(Coxetal., 1991；Hodkiewiczetal.，2009)、Hill型断裂网络(Sibson，1998)和里德尔剪切派生裂隙中(Tchalenko，1970)；浅成造山型金矿矿体通常呈浸染状，通过水力破裂(Sibsonetal.，1988)形成热液角砾(Olivoetal.，2006)，流体在破碎的角砾带内沉淀成矿，浅成造山型金矿蚀变带一般较宽，但金的品位通常较低(Niroomandetal.，2011)。

图8 挤压体制下深成-中成-浅成造山型金矿构造-矿化-蚀变样式(据Sibson and Scott，1998；Kolb et al.，2000，2001，2004，2015；Zoheir，2008；Niroomand et al.，2011修改)

随着成矿深度的变化，矿床的矿石构造、围岩蚀变、金属矿物等均不相同，呈渐变过渡关系(图8；Groves，1993)。通过不同成矿深度的应力莫尔圆可知，随着成矿深度的增加，岩石抗张强度升高，应力莫尔圆逐步变大，形成岩石破裂所需的流体压力也逐步增大。不同成矿深度一般具有不同的水岩反应强度，由于深成金矿深度内通常具有较大的超静岩流体压力，因此流体在断裂内具有较大的流动速度与围岩反应时间较短，导致水岩反应程度较弱且蚀变带较窄，浅成金矿内流体压力较小使得流体能够与围岩充分反应，通常蚀变带较宽。水岩反应形成绢云母化和钾长石化热液蚀变分别能导致岩石发生软化和硬化(Wintsch and Yeh，2013)，导致岩石的抗张强度发生变化，导致破坏包络线下移和上移。综上，不同成矿深度形成的矿床具有差异矿化和流体压力，矿化样式在深-中-浅部的变化依次为大脉状、脉脉-网脉状和角砾-浸染状，流体压力则由深部近静岩流体压力向浅部近静水流体压力过渡，流体就位机制从深部流体构造互馈作用向浅部流体交代作用转换(图8)。

3 伸展体制造山型金矿控矿构造样式与形成机理

前人认为挤压或转换挤压的构造背景较有利于造山型金矿矿床发育，而纯伸展环境通常不利于造山型金矿的形成(Tomkins，2010)。早期造山运动过程中形成的构造断裂网络，成矿期构造活动通常改造或再活化早期形成的由深部至浅部的构造通道，为成矿流体提供运移通道和流体就位空间(王庆飞等，2020；Wangetal.，2022)。伸展体制下构造再活化形成的造山型金矿研究实例包括深成的扬子板块西缘深成丹巴金矿(Zhaoetal.，2019，2022；Wangetal.，2020b)，中成的中国胶东矿集区(Dengetal.，2020a)、小秦岭矿集区(Lietal.，2020)和北美Alaska-Juneau金矿(Milleretal.，1992；Sibson and Scott, 1998)，浅成的如青藏高原的明赛金矿(Zhangetal.，2020)、马扎拉金-锑矿(王庆飞等，2020)和西秦岭的大桥金矿(Wuetal.，2018)等。根据岩石破裂准则，这种断裂再活化可分为优选定向和差异定向再活化两种情况，断裂活化过程中成矿流体压力同样扮演了重要角色。

3.1 深成造山型金矿

伸展背景下形成的深成造山型金矿通常发育在角闪岩相或麻粒岩相带中，由区域深大断裂控制流体运移，次级断裂控制流体就位成矿，成矿深度较深(一般为12～20km)，成矿温度>475℃(Grovesetal.，1992；Zhaoetal.，2019)，矿脉宽几米至数十米，此类矿床通常发育在韧-脆性剪切带内，矿体呈似层状或条带状，矿化以石英大脉矿化为主，蚀变类型主要为黑云母、角闪石和斜长石等蚀变(Lietal.，2022)。由于深成造山型金矿通常成矿流体压力较大，流体流动速度较快导致水岩反应过程时间较短，因此蚀变带宽度通常较窄，此类金矿的特征矿化样式为大脉状矿化(Zhaoetal.，2022)。区域上发生由挤压构造到伸展构造的转变，由于流体压力和差应力的共同作用导致莫尔圆向左移动，优选定向再活化了早期挤压构造应力场形成的次级逆冲断裂(图9c绿色莫尔圆；Zhaoetal.，2019)，成矿流体进入区域岩石圈尺度的断裂内并向浅部地壳流动(Wangetal.，2020a)，超压流体在“Crack-jump”作用下(图9c粉色莫尔圆)进入次级岩石断裂中沉淀成矿(Caputo and Hancock, 1998)，如扬子西缘丹巴金矿(Zhaoetal.，2019，2022)。

图9 伸展体制下造山型金矿构造控矿样式(据Miller et al.，1992；Sibson and Scott，1998；Yang et al.，2018；Liu et al.，2018；Wu et al.，2018；Zhao et al.，2019，2022修改)

3.2 中成造山型金矿

伸展背景下的中成造山型金矿通常发育在绿片岩相带中，由区域深大断裂控制流体运移，次级断裂或再活化正断层控制流体就位成矿，如胶东新立金矿是由再活化断层控制(Yangetal.，2018)，成矿深度中等(6～12km)，成矿温度为300～475℃(Grovesetal.，1992；Milleretal.，1992；Dengetal.，2015)，矿脉宽几米至数十米，此类矿床通常发育在伸展背景下的垂直张性裂隙构造中或断层转折端和突变处，矿体通常呈脉状或豆荚状(Sibson and Scott, 1998；Zhangetal.，2017)。矿脉以脉状、断层充填脉或网脉型矿化为主，蚀变类型主要为钾长石、方解石、绢云母化或黄铁矿化等蚀变(Milleretal.，1992；Yangetal.，2018；Lietal.，2022)，蚀变带可达数米宽，例如赋存于绿片岩和变辉长岩中的Alaska-Juneau金矿主要为黑云母、碳酸盐化和硫化蚀变(Milleretal.，1992)，而赋存于花岗岩中的新立金矿主要为钾长石化、绢云母化、硅化、硫化蚀变(Dengetal.，2015；Zhangetal.，2017)。在伸展背景下(σ1=σv)，由于流体压力和差应力的共同作用，应力莫尔圆向左平移，当与破坏包络线相切时，则沿着先存断裂的优选方向发生再活化(图9b绿色莫尔圆)，再活化正断层为成矿流体运移提供通道，成矿流体上涌在断层转折端和走向突变处发生大规模的热液蚀变和金矿化(Zhangetal.，2017)。由于热液蚀变作用(如绢云母化蚀变)导致岩石发生软化、岩石抗张强度降低和孔隙度升高(Yangetal.，2018)，在莫尔图中为破坏包络线向下移(Wintsch and Yeh, 2013)，同样会使岩石更容易发生破坏，即再活化正断层和水岩反应(Yangetal.，2018)可共同影响金矿化过程(Zhangetal.，2017)，此类情况的典型案例是胶东新立金矿(Dengetal.，2015)。此外，当莫尔圆向左平移至与破坏包络线相切时，岩石发生破坏形成垂直张性裂隙网(图9b粉色莫尔圆)，为早期积聚的成矿流体释放和运移提供了通道，流体携带成矿物质在张性裂隙内沉淀成矿，如Alaska-Juneau金矿(Milleretal.，1992；Sibson and Scott, 1998)。

3.3 浅成造山型金矿

浅成造山型金矿通常发育在次绿片岩相带或无明显变质的沉积岩中，受区域深大断裂控制流体运移，次级断裂控制流体就位成矿，成矿深度较浅(2～6km)，成矿温度为150～300℃，岩石以脆性变形为主(Groves，1993；Liuetal.，2018；王庆飞等，2019)。此类矿床通常发育在褶皱转折端和层间滑脱构造中，矿体呈似层状、板状、透镜状(Coxetal., 1991；Hodkiewiczetal.，2009)，以蚀变岩型矿化为主，蚀变带宽几十米，蚀变类型主要为碳酸盐化、石英、白云母和黄铁矿化蚀变，角砾状和浸染状矿化(Wilsonetal.，2017；Wuetal.，2018；Lietal.，2022)，如大桥和Costerfield等金矿。由于受早期硅化作用影响带内渗透率较小不利于流体流动，导致流体压力逐步累积升高，当流体压力(Pf)大于最小主应力(σ3)和岩石抗张强度(T)之和时，莫尔圆向左平移至与破坏包络线相切，早期硅化带发生水力破裂(Sibson，2004)，流体进入角砾破碎带发生蚀变矿化，导致流体压力快速降低和金卸载沉淀(Hodkiewiczetal.，2009；Grovesetal.，2018；Yangetal.，2018)，沿裂隙充填交代形成浸染状、细脉状和角砾状矿石。随着沉淀和胶结作用的进行，角砾破碎带渗透率逐步降低，下部成矿流体压力逐步累积升高在能干性较强岩石中又一次发生水力破裂，此时热液流体流入水力破裂角砾岩空隙或围岩裂隙形成新的矿化。

3.4 深成、中成、浅成造山型构造控矿网络成因对比

对于挤压-伸展转换背景构造应力场下不同成矿深度形成的造山型金矿，通常多为早期挤压构造应力场形成构造格架，在后期的局部区域伸展背景下先存构造活化或形成新的构造成矿(Goldfarbetal.，2001)。伸展体制下的深成造山型金矿通常受韧-脆性剪切带控制(Zhaoetal.，2019)，通过“Crack-jump”(Caputo and Hancock, 1998)诱发的循环流体压力驱动构造破坏形成断裂网络(图9c粉色莫尔圆)，由于构造应力场的转变能够优选定向再活化早期断裂(图9c绿色莫尔圆)，为成矿和流体运移提供容矿空间和运移通道，产生黑云母-角闪石-斜长石蚀变，此深度内流体压力较大，成矿温度和压力较高，其中流体压力可达静岩压力(λv=1)或超静岩压力(λv>1)，矿脉通常较宽(Zhaoetal.，2019)。中成造山型金矿通常受脆-韧性变形过程控制(Milleretal.，1992)，成矿作用一般在区域峰期绿片岩相向角闪岩相变质之后，由局部转换的伸展背景和流体压力的共同作用下可发生岩石破裂形成垂直张性空间(图9b粉色莫尔圆)，或对早期断裂的优选定向改造与再活化(图9b绿色莫尔圆)(Sibson and Scott, 1998)，此外当流体压力较大时可发生先存断裂差异定向，受流体压力驱动形成新的断裂并改造先存构造(图4c、图5b；Sibson, 1998)，为成矿流体的运移和就位提供通道，并发生钾长石、方解石、绢云母化或黄铁矿化等蚀变。中成造山型金矿较深成造山型金矿的温度和压力较低，其中流体压力一般为次静岩压力(λv<1)，通常发育脉状和网脉状矿化(Zhangetal.，2017；Yangetal.，2018)。在浅成造山型金矿中，流体压力驱动发生水力破裂形成构造角砾岩(图9a粉色莫尔圆；Liuetal.，2018)，热液流体在构造角砾岩带内流动发生碳酸盐化、石英、白云母和黄铁矿化等热液蚀变，矿石结构为角砾状结构(Wuetal.，2018)，通常蚀变带宽达数十米。浅成造山型金矿通常成矿温度较低(Wuetal.，2018)，广泛发育低温的热液蚀变矿物，流体压力一般为静水压力(λv≈0.4)或超静水压力(λv>0.4)。因此，当先存断裂优选定向时断裂发生再活化，成矿流体以充填断裂成矿为主，当先存断裂差异定向时流体压力驱动水力破裂形成新的断裂并改造先存构造。综上，不同成矿深度形成的矿床在矿化样式、流体压力和流体就位机制等方面均随着成矿深度的变化而表现出差异化(图10)。

图10 伸展体制下典型深成-中成-浅成造山型金矿构造-矿化-蚀变样式(据Miller et al.，1992；Sibson and Scott, 1998；Liu et al.，2018；Wu et al.，2018；Zhao et al.，2019，2022修改)

上述研究总结的挤压和伸展体制下深成、中成、浅成造山金矿构造控矿作用是对经典造山型金矿地壳连续成矿模型在构造控矿方面的系统梳理、补充、完善和拓展，对造山型金矿矿产勘查具有一定指示意义。例如，基于地壳连续成矿模型，根据地壳不同深度造山型金矿构造-蚀变-矿化网络结构推测其垂向(深部和浅部)和横向构造控矿样式、优选赋矿岩石组合和蚀变矿化特征；对于矿区范围就矿找矿，可以通过分析控矿断裂网络结构(如褶皱转折端虚脱空间、断裂转折端或衔接处、里德尔剪切断裂系等控矿)判识控矿构造延伸并预测未知矿体位置。成矿是复杂的、非线性的、动态的和演化的过程，这些特殊属性导致矿化空间分布不均一，因此对于造山型金矿的矿产勘查，除了精细刻画构造-蚀变-矿化系统三维结构并判识主控因素以外，仍需开展多学科交叉融合，集成地质-物化探-钻探等多元数据并开展非线性理论分析，同时结合热力学、有限元、热-流耦合输运、应力转移等成矿模拟，以预测矿化中心和矿体延伸。

4 造山型金矿构造控矿研究发展方向

4.1 定性精细刻画

造山型金矿控矿构造研究通常分析区域不同期次的构造几何学和运动学特征，反演主应力方向，划分不同构造变形期次，并分析构造动力学成因及对应的成矿作用(Carrieretal.，2000；Blenkinsop and Doyle, 2014；Fridovsky, 2018；Lebrunetal.，2017；Belletal.，2018；王庆飞等，2019)。已有研究显示一个造山带通常发育多期构造变形，不同期次构造变形均有可能形成造山型金矿，不同变形期形成的造山型金矿在几千米范围内叠加成矿，例如哀牢山造山带毗邻的大坪脉状和长安浸染状金矿分别受NW向右旋逆断层(46～42Ma)和NW向左旋走滑断层控制(～26Ma；Wangetal.，2020a；Yangetal.，2021b)，因此精细刻画不同变形期次造山型金矿构造几何学、运动学和动力学尤为必要。前人通过精细刻画构造变形特征和变形序列，探讨了成矿过程中岩石变形过程中孔隙度和渗透性变化及其控制流体流动的机制，进而探索了构造控制流体就位和成矿过程(Coxetal.，1991；Sibson，1994，1996；Hodkiewiczetal.，2009；Rowland and Rhys，2020)。控矿构造的精细刻画是造山型金矿构造控矿研究的根本，是进行实验模拟、数值模拟和三维建模研究的基础。

4.2 实验模拟反演

实验反演即在野外地质构造精细刻画及地质剖面图分析的基础上，进行有计划的矿体和围岩的野外取样，或针对不同的矿石进行一系列实验测试，如岩石的孔隙度和渗透率原位测试(Gigeretal.，2007)、岩石三轴变形试验研究微裂隙网络的发育和形态(Barnhoornetal.，2010)以及岩石中孔隙渗流的压力测试(Zhao and Yu，2018)等，还可进行流体包裹体测温以及流体包裹体面的应力和温压分析(Chi，2015；Zhaoetal.，2019；Wangetal.，2022)。例如，Gigeretal. (2007)在热压实验期间原位测量了细粒人造石英岩心的渗透率，以探索地震期间断裂带内流体运移规律的演变，研究发现渗透率的大小随时间呈指数下降，渗透率降低率随温度升高、差应力增加和颗粒尺寸减小而增加。Barnhoornetal. (2010)系统对比了应力驱动和流体压力驱动的白云岩微裂隙网络的生长和形态，研究发现应力驱动下随着应变积累微裂隙成核、生长、合并形成微裂隙渗流网络；而流体压力作用下岩石更易于在高压部位形成优选的微裂隙渗流网络。Cox (2016)通过低渗透岩石的流体注入实验研究发现超压流体注入后诱发岩石内部形成(微)地震，导致断裂形成和活化以及岩石渗透性加强，有利于大体积流体流动和成矿(Cox，2020)。这些研究可为成矿过程中流体压力演化、流体流动就位和流体-构造相互作用等方面的理解提供重要的理论支撑。

4.3 数值模拟

通常与矿化相关的成矿流体系统规模较大(Chi and Lin，2015)，且持续时间较长(Dengetal., 2020a)，并且是一个物理(如变形和流动作用)和化学(如交代和蚀变作用)相互作用共同影响的过程，在实验室条件下难以模拟整个成矿过程(池国祥和薛春纪，2011)。为了更加定量化的再现部分成矿过程，可借助数值模拟软件进行成矿模型数值模拟计算(Gysietal.，2020)。目前可使用的商业数值模拟软件有Modflow (Wuetal.，2016)、Basin2 (Bethkeetal.，1993)、Tough2 (Pruess，1991)、FLAC2D (Cuietal.，2012)、FLAC3D (Leaderetal.，2013)和COMSOL Multiphysics (Lietal.，2009)等。

定量数值模拟可通过地质信息仿真构建几何模型，在选取合适的参数和边界条件基础上，求解流体流动、热传递、物质传递、岩石应力变形及化学反应耦合等条件下的偏微分方程(Gysietal.，2020)，计算成矿过程中的流体流动及构造控矿情况，模拟流体压力、温度、速度和方向等在地壳不同深度内二维或三维空间的变化情况(Leaderetal.，2013)，可通过改变边界条件和参数来模拟计算并确定对成矿较有利的环境条件(Zhangetal.，2010)，因此定量数值模拟是目前构造控矿研究较好的方法之一(Schaubsetal.，2006)。近几年来越来越多的学者尝试使用数值模拟作为预测工具，并借助更仿真的数值模型来协助和确定找矿目标(Potmaetal.，2008；Liuetal.，2010；Zhangetal.，2010，2011)。Leaderetal. (2013) 使用FLAC3D对Bendigo金矿块状石英脉附近的局部应变和流体流动模式进行了研究；Sheldon and Micklethwaite (2007) 通过使用损伤力学公式研究了断层滑动后断层内部和外部破坏的时空演化关系；Zhangetal. (2006)使用FLAC2D研究了澳大利亚北部Isa盆地构造反转初始阶段相关的压缩变形期间的流体流动模式。

综上，定量研究可为构造控矿研究的发展提供重要的理论模型和数据支撑，更利于成矿作用和成矿规律方面的研究和发展。同时可借助当前互联网地质资料和数据共享的优势，发展人工智能和机器学习，通过大数据地质分形和地质复杂度计算等方法为找矿勘查预测提供方向，例如通过地质调研并结合趋势面、非线性分形、赫斯特指数等方法研究，Yangetal. (2015，2018)探讨了矿床成矿过程中水岩反应和水力破裂共同控制的孔隙度演化、流体运移和就位。

4.4 三维建模

在造山型金矿构造控矿研究中，二维地质剖面图是通过野外勘查和钻探资料获取的最基础的地质信息，在地质研究工作中占有重要的角色，能够反映诸多浅部地壳内的构造演化信息，但由于地壳内部结构是极其复杂和多元化的，因此通常二维地质剖面图反映的信息有限。一些学者在二维和三维地质模型差异对比方面做了很多研究工作，如Zhangetal. (2008)通过使用FLAC2D和FLAC3D软件研究了二维和三维情况下岩石变形、断层作用、扩张作用和流体流动过程之间的相互作用。Barnhoornetal. (2010)通过X 射线显微断层分析表明裂隙网络在二维(2D)下连通性仅发生在剪切破坏，而三维裂隙网络可能在峰值应力条件下是完全连通的网络。Yangetal. (2014)发现基于二维模型建立的流体流动的补给-排泄模式在三维条件下通常无效。以上研究实例反映了二维地质模型在构造控制流体流动方便研究的局限性，而三维地质模型研究具有重要意义。未来在掌握详细的二维地质信息资料的基础上，对野外获取的构造地质信息和野外资料进行筛选分类，借助三维地质模型建模软件，生成区域三维地质模型，为造山型金矿构造控矿研究提供更直观更立体的地质信息。

5 结论

本文系统梳理了近30年全球挤压和伸展构造背景下深成、中成和浅成造山型金矿的构造控矿样式和流体就位机制相关研究，主要认识如下：挤压体制下不同成矿深度形成的矿床具有差异矿化和流体压力，深成、中成和浅成金矿矿化样式分别为大脉状和层压状、层压状-网脉状和角砾状-浸染状，流体压力则由深部近静岩流体压力向浅部近静水流体压力过渡，流体就位和矿质沉淀机制由深部的强构造流体互馈、弱水岩反应强度向浅部的弱构造流体互馈、强水岩反应强度转换。伸展背景下深成、中成和浅成金矿矿化样式分别为大脉状、断层充填脉-网脉状和角砾状-浸染状，该体制控矿构造多为先存断裂再活化和改造，当先存断裂优选定向时断裂发生再活化，成矿流体以充填断裂成矿为主，当先存断裂差异定向时流体压力驱动水力破裂形成新的断裂并改造先存构造。造山型金矿构造控矿研究已由传统的二维空间定性精细刻画逐渐向三维空间定量可视化拓展。

致谢感谢期刊编辑和两位匿名审稿专家对本文提出的建设性意见。文章得益于与David Groves和Richard Goldfarb两位教授的多次探讨，在此致以诚挚的感谢。