冀北金礦床中酸性侵入巖的成因

冀北金礦床中酸性侵入巖的成因

最近，一些科學(xué)家指出，在研究中國東部燕山期的巖漿作用時(shí)，中國東部廣泛分布著埃達(dá)科斯克林巖或c-亞德科斯克林巖（c-a型）（張啟等，2001；李武平等，2001；王宇等，2001；王強(qiáng)等，2002），引起了當(dāng)?shù)貙W(xué)術(shù)界的關(guān)注。近年來的研究還發(fā)現(xiàn),埃達(dá)克質(zhì)巖與金屬礦床,特別是Au、Ag、Cu、Mo熱液礦床和斑巖型礦床密切相關(guān)。例如,Thieblemont等(1997)研究了全球43個(gè)Au、Ag、Cu、Mo低溫?zé)嵋汉桶邘r礦床,發(fā)現(xiàn)其中38個(gè)與埃達(dá)克質(zhì)巖有關(guān)。據(jù)研究,我國華北膠東、小秦嶺Au、Mo礦,北方造山帶的阿爾泰南緣、北山、白乃廟、多寶山斑巖銅礦;長江中下游和德興地區(qū)Cu-Au-Fe成礦區(qū),如鐵山鐵銅礦、封山洞銅礦、沙溪銅金礦、德興斑巖銅礦等都與埃達(dá)克質(zhì)巖有關(guān)(張旗等,2001;王強(qiáng)等,2002,)。冀北是我國重要的Au成礦區(qū)之一,其中以冀東的遵化-青龍-寬城及冀西的張家口-宣化地區(qū)最為著名。區(qū)內(nèi)中生代巖漿活動(dòng)廣泛而強(qiáng)烈,發(fā)育了一套巨厚的火山巖和相應(yīng)的侵入巖。對(duì)這些巖漿巖和金礦床前人做了大量的研究(余昌濤等,1989;于潤林等,1989;張秋生等,1991;宋瑞先等,1994;銀劍釗等,1995;章百明等,1996;中國人民武警黃金指揮部,1996;康顯桂等,1996;苗來成,2000;趙海玲等,2001;王寶德等,2002;Miaoetal.,2002;Hartetal.,2002),積累了豐富的資料。雖然冀北金礦可以劃分為不同的類型(曲以秀等,1995;王郁等,1997;常全明等,1999;趙海玲等,2001;王寶德等,2002),對(duì)金礦的成因有不同的認(rèn)識(shí),但大多數(shù)研究者都認(rèn)為區(qū)內(nèi)的金(Ag、Mo)礦是深源成因的,與中生代巖漿巖有關(guān)(余昌濤等,1989;曲以秀等,1995;王郁等,1997;秦大軍等,1997;常全明等,1999;楊仕道等,1999;趙海玲等,2001;王寶德等,2002;Miaoetal.,2002)。本文在綜合作者和前人資料的基礎(chǔ)上,將冀北(包括冀東和張宣地區(qū))與金礦有關(guān)的中生代中酸性侵入巖劃分為兩類:一類具高Sr低Y的特點(diǎn),類似埃達(dá)克質(zhì)巖的地球化學(xué)特征;另一類則表現(xiàn)為低Sr和低Y,不具有埃達(dá)克質(zhì)巖的特征,如與峪耳崖和金廠峪金礦有關(guān)的峪耳崖和青山口花崗巖。作者認(rèn)為,雖然上述兩類花崗巖表現(xiàn)出不同的地球化學(xué)特征,但兩者均具有來源深的特點(diǎn)。而且本文對(duì)其與冀北金礦成礦作用的關(guān)系做了較深入的探討。1斷裂發(fā)育部位冀北在大地構(gòu)造位置上處于華北克拉通北緣,其北部為北方造山帶。區(qū)內(nèi)分布太古代-早元古代的結(jié)晶基底、中元古代-新生代的沉積-火山巖蓋層。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育,以東西向和北東向兩組為主。前者自北而南主要有康保-赤峰、豐寧-隆化、大廟-娘娘廟和尚義-平泉斷裂帶及橫貫冀東礦區(qū)的密云-喜峰口斷裂;后者主要為上黃旗-烏龍溝斷裂及青龍-灤縣斷裂。中生代侵入巖和火山巖極為發(fā)育,兩者主要呈北東-北北東向分布。張宣和冀東兩個(gè)金礦集中區(qū)均位于色的,另一種是紅色的,兩類花崗巖的SHRIMP年齡一致尚義-平泉深大斷裂帶的南側(cè)(圖1,2)。該區(qū)具埃達(dá)克質(zhì)巖特征的侵入巖廣泛分布,據(jù)張旗等(2003)的資料,北京-冀北-遼西一帶的安家營子、壽王墳、山岳溝、裴家屯-舊門、堿廠、大梁頂、都山、肖營子、南猴頂、八達(dá)嶺、房山、云蒙山、礬山、大河南、大海坨、淶源、口前等花崗巖類均具有埃達(dá)克質(zhì)巖的特征。據(jù)劉紅濤等(2002)研究,在華北北緣(冀北-遼西-赤峰地區(qū))具高Sr低Y特征的侵入巖體達(dá)64個(gè)之多,時(shí)代從230～110Ma,相當(dāng)于印支-燕山期,其中以晚侏羅世-早白堊世時(shí)期最發(fā)育。2東平川和張玄地區(qū)中生代花崗巖的特征和時(shí)期2.1新生代侵入巖冀東和張宣地區(qū)與金礦有關(guān)的花崗巖類廣泛分布,按照銀劍釗等(1995)和中國人民武警黃金指揮部(1996)的資料,張宣地區(qū)大部分的花崗巖為燕山期的,冀東花崗巖(張秋生等,1991)為印支期-燕山期;而據(jù)最近的資料,張宣地區(qū)也存在印支期花崗巖(Miaoetal.,2002),余者大多為燕山早期(早侏羅世-晚侏羅世);冀東地區(qū)花崗巖主要為燕山早期,少部分是燕山晚期(早白堊世)?；◢弾r類包括閃長巖、二長閃長巖、二長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖及花崗巖等,多以巖株、巖基,少數(shù)以巖脈形式產(chǎn)出(圖1、2)。張宣地區(qū)與金礦有關(guān)的中生代侵入巖主要有谷咀子巨斑狀花崗巖、紅花梁二長花崗巖、響水溝斑狀花崗巖(以上為埃達(dá)克質(zhì)巖)以及溫泉巨斑狀花崗巖、上水泉鉀長花崗巖(非埃達(dá)克質(zhì)巖)等(圖1,表1)。谷咀子巨斑狀花崗巖侵入在桑干巖群中鋯石,SHRIMP年齡236Ma(Miaoetal.,2002),形成于印支期。紅花梁巖體為黑云母二長花崗巖,侵入太古代崇禮群和水泉溝巖體中,被侏羅紀(jì)火山巖覆蓋,巖體K-Ar年齡為115Ma和177Ma(向樹元等,1992;中國人民武警黃金指揮部,1996);響水溝巖體為斑狀花崗巖,是響水溝金礦的圍巖,全巖K-Ar年齡為171Ma(胡小碟等,1990)。上水泉鉀長花崗巖侵入于太古代崇禮群、水泉溝巖體和侏羅紀(jì)火山巖中,巖體的鋯石SHRIMP年齡144Ma(Miaoetal.,2002)。冀東地區(qū)與成礦有關(guān)的侵入巖較多,它們侵入于太古代的變質(zhì)巖和中晚元古代的地層之中。按照地球化學(xué)特征,上述巖體可分為高Sr低Y型(埃達(dá)克質(zhì)巖)和低Sr低Y型兩種類型。其中埃達(dá)克質(zhì)巖大致可分為3期(表1):(1)印支期以都山(邊琴相)、柏仗子巖體為代表(223～222Ma);(2)燕山早期有肖營子、賈家山(146～199Ma)及小廟溝、馬道溝、大野峪都山(中心相)等巖體;(3)燕山晚期為高家店、大石稿巖體(113～134Ma)。冀東地區(qū)的低Sr低Y型巖體較發(fā)育,且多與大型金礦有關(guān),如峪耳崖金礦(峪耳崖花崗巖)和金廠峪金礦(青山口花崗巖),具有特殊的意義。峪耳崖花崗巖有兩類,一種是白(175±1Ma～174±3Ma,苗來成,2000),而且二者為同源巖漿的產(chǎn)物(張秋生等,1991)。青山口花崗巖的SHRIMP年齡為199±2Ma,而牛心山花崗巖的SHRIMP年齡為172±2Ma(苗來成,2000)?？磥?冀東地區(qū)低Sr低Y型花崗巖大多是燕山早期的。2.2低sr低y型巖體許保良等(1999)把冀北地區(qū)燕山期的花崗巖分為堿鈣性、過鋁質(zhì)和堿質(zhì)3個(gè)系列。從金礦與花崗巖的關(guān)系來看,本文把該區(qū)中生代巖體分為3類:(1)大多數(shù)巖體具高Sr低Y的特點(diǎn),類似埃達(dá)克質(zhì)巖的地球化學(xué)特征;(2)少數(shù)巖體特別富Si,貧Al和Sr,強(qiáng)烈虧損HREE和Y,具明顯或不明顯的負(fù)銪異常,本文稱之為低Sr低Y型巖體,如冀東的青山口、峪耳崖、牛心山巖體等;(3)極低Sr(3.33～11.42μg/g,王季亮等,1994)和低Y型巖體,富Si貧Al,具強(qiáng)烈的負(fù)銪異常,高的堿總量;一般含有堿性暗色礦物,屬A型花崗巖類,相當(dāng)于許保良劃分的堿質(zhì)系列(許保良等,1999)。其中,前兩類與金礦關(guān)系密切,第三類(A型花崗巖)一般與金礦關(guān)系不密切,個(gè)別如冀北豐寧的老虎溝門巖體可能與牛圈溝金、銀礦有關(guān),但該巖體卻具有類似埃達(dá)克質(zhì)巖的地球化學(xué)特征(Sr=425μg/g,Yb=1.91μg/g,據(jù)畢子威,1992①,也類似高Sr低Y型巖體。下面主要討論前兩類花崗巖的特征。2.2.1樣品地質(zhì)特征冀東和張宣地區(qū)與金礦化有關(guān)的代表性花崗巖的巖石化學(xué)和微量元素成分見表2。從表2看出,該類巖體具埃達(dá)克質(zhì)巖的地球化學(xué)特征:SiO2含量為56.22～73.48%(平均66.17%),富Al2O3(14.18～17.72%,平均15.61%),富鈉(Na2O=3.88～6.61%,平均4.70%),Na2O/K2O=1～1.89(平均1.34)。在Si-K圖中,絕大部分樣品落入高鉀鈣堿性區(qū)域,表明其相當(dāng)于埃達(dá)克質(zhì)巖(或C型埃達(dá)克巖,圖3)。高Sr(335～1292.5μg/g,平均764.48μg/g),低Y(2.82～22.05μg/g,平均10.40μg/g)和Yb(0.26～1.97μg/g,平均1.03μg/g),在Sr-Sr/Yb圖上(圖4A)絕大多數(shù)樣品都落入埃達(dá)克質(zhì)巖范圍內(nèi)。稀土分布為LREE富集型,無明顯的銪異?；蛴腥醯恼B異常(δEu=0.74～1.20)(圖4B、C、D)。2.2.2德國法上的蝕變特征從表2看出,該類巖體富Si和K(SiO2在73.63%～75.42%之間,K2O=4.21%～4.62%),Na2O/K2O=0.8～0.9,在Si-K圖中落入高鉀鈣堿性區(qū)(圖3)。巖體貧Al2O3(12.81%～14.15%)、Sr(13～344μg,15個(gè)樣平均136μg/g),Y(7.3～26.9μg/g,平均=12.87μg/g)和Yb(0.82～3.91μg/g,平均1.47μg/g,據(jù)苗來成,2000),因而Sr/Yb比值低,在Sr-Sr/Yb圖中(圖4A)落入埃達(dá)克質(zhì)巖之下的范圍。稀土分布為LREE富集型,有明顯或不明顯的負(fù)銪異常(圖4E、F)。上述特征與美國東部新英格蘭Bronson山奧陶紀(jì)的低Sr長英質(zhì)片麻巖(原巖主要為花崗閃長巖和英云閃長巖)1.白志達(dá)等(1996),1:50000興隆縣幅區(qū)調(diào)報(bào)告;2.本文;3.張秋生等(1991);4.苗來成(2000);5.胡小蝶等(1990)的地球化學(xué)特征(Hollocheretal.,2002)類似。Bronson山發(fā)育2套巖石:一類為高Sr花崗巖,類似埃達(dá)克巖的特征;另一類為低Sr花崗巖。前者富Al2O3(15～18%)和Sr(300～600μg/g),貧Y(1～13μg/g),強(qiáng)烈虧損HREE(1～9μg/g),Eu和Sr具正異常,類似adakite的地球化學(xué)特征;而后者相對(duì)貧Al2O3(13～16%)和Sr(50～200μg/g),Y(10～50μg/g)含量較高,MREE-HREE為平坦型的分布,有明顯的負(fù)Eu和Sr異常(Hollocheretal.,2002)。在REE圖中,峪耳崖和青山口巖體大多有較明顯的負(fù)銪異常(δEu=0.43～0.73),但是,也有部分無明顯的負(fù)銪異常(圖4E、F)。不論有無明顯的負(fù)銪異常,它們的Sr含量都比較低(峪耳崖67～239μg/g,青山口13～344μg/g,據(jù)苗來成,2000)。而所選的樣品較新鮮,并非蝕變作用所為。看來,Sr低可能是巖石自身的特點(diǎn),推測負(fù)銪異常的大小除了受斜長石含量和牌號(hào)控制外,還可能與副礦物(如磷灰石)的含量多少有關(guān)。3討論3.1下地殼下基性巖部分熔融形成階段討論冀北高Sr低Y型巖體的地球化學(xué)特征類似于C型埃達(dá)克巖,C型埃達(dá)克巖的主要特點(diǎn)與典型的adakite一致,區(qū)別是后者富Na而前者富K(Na2O/K2O大于1,少數(shù)小于1,據(jù)張旗等,2001;葛小月等,2002;吳福元等,2002;Rappetal.,2002),本區(qū)高Sr低Y型巖體的Na2O/K2O平均為1.4。低Y和Yb表明花崗巖熔融的源區(qū)有石榴石殘留,富Al、Sr和無負(fù)銪異?；蜇?fù)銪異常不明顯,則暗示斜長石在殘留相中不穩(wěn)定而進(jìn)入熔體中(Defantetal.,1990),推測中酸性巖漿熔出后的殘留相由輝石+石榴石±角閃石組成(張旗等,2001)。此外,都山、肖營子巖體具有較低的Sr87/Sr86初始比值0.70648和0.70574,顯示巖漿來自幔源的信息(王季亮等,1994)。多數(shù)學(xué)者認(rèn)為,埃達(dá)克質(zhì)巖不可能直接來自地幔或由基性巖漿的分離結(jié)晶或AFC或巖漿混合作用形成(Defantetal.,1990;Athertonal.,1993)。但是,也有一些學(xué)者認(rèn)為巖漿混合、分離結(jié)晶或AFC過程可以形成具有埃達(dá)克巖特征的巖石(Maetal.,1998;Castilloetal.,2002)。張旗等(2001)認(rèn)為,中國東部中生代埃達(dá)克質(zhì)巖可能是加厚的下地殼中基性巖部分熔融形成的。Atherton等(1993)指出,下地殼熔融形成埃達(dá)克質(zhì)巖決定于兩個(gè)因素:地殼的熱狀態(tài)和地殼厚度。他們認(rèn)為,來自地幔的玄武質(zhì)巖漿的底侵作用不僅可使地殼發(fā)生垂向增生,導(dǎo)致地殼厚度加大,而且也可以使下地殼保持高熱流狀態(tài),這就為埃達(dá)克質(zhì)巖的熔融創(chuàng)造了條件。Peacock等(1994)指出,底侵的玄武質(zhì)下地殼熔融可以產(chǎn)生埃達(dá)克質(zhì)巖石,在水不飽和及加厚地殼(厚度至少大于40km)的條件下發(fā)生部分熔融時(shí),斜長石將變得極不穩(wěn)定,殘留物由石榴石+輝石±角閃石±斜長石組成,熔融的巖漿具埃達(dá)克質(zhì)巖石的特征(Athertonal.,1993;Peacocketal.,1994;Muiretal.,1995;Petfordetal.,1996)。非常有意思的是,據(jù)本文和毛德寶等(2003)的研究,在冀北地區(qū)發(fā)育一套低Sr低Y類型的花崗巖類。HREE和Y的含量低或許表明源區(qū)也可能有石榴石存在,在REE圖中(圖4E、F)HREE具平坦型的分布,HoN與YbN大體相當(dāng)(牛心山和青山口)或HoN<YbN(MREE虧損),暗示角閃石可能是重要的殘留相,因?yàn)榕c石榴石相比,角閃石更加富集MREE(葛小月等,2002;吳福元等,2002)。巖漿貧Al和Sr,有明顯的負(fù)銪異常,說明殘留相中可能有富Ca的斜長石存在,致使熔融的巖漿貧Al、Ca和Sr(Hollocheretal.,2002)。Bronson山的低Sr花崗巖的Y和Yb含量略高于本區(qū),上述作者的模擬計(jì)算表明,Bronson山的低Sr花崗巖可能是鎂鐵質(zhì)下地殼部分熔融形成的,留下的殘余相由斜長石-輝石-角閃石組成,無石榴石,推算的壓力<10kbar(Hollocheretal.,2002)。而本區(qū)的低Sr低Y型巖體的Y(大多小于20μg/g)低于Bronson山的低Sr花崗巖(多大于20μg/g)(圖5),在LaN/YbN-YbN圖中(圖6),本區(qū)低Sr低Y型巖體的投點(diǎn)比較集中,大體位于10%石榴石角閃巖部分熔融演化線附近,仍然處于典型埃達(dá)克質(zhì)巖分布區(qū)內(nèi)(圖6)。在Sr/Y-Y的圖中(圖7)該類樣品的投點(diǎn)大多落在榴輝巖和角閃石石榴石巖的演化線上。相比之下,本區(qū)高Sr低Y型巖體的成分變化較大,在圖6中落在斜長角閃巖和榴輝巖演化線之間,在圖7中落在榴輝巖和角閃榴輝巖之間。說明低Sr低Y型花崗巖仍然與石榴石處于平衡,也具有深源的特點(diǎn),形成于加厚地殼的底部,推測其殘留相可能由斜長石+輝石+角閃石+石榴石組成,相當(dāng)于麻粒巖相或石榴石麻粒巖相的溫壓條件。對(duì)于高Sr低Y型(埃達(dá)克質(zhì)巖)巖體的成因已經(jīng)有不少討論(Defantetal.,1990,2002;Athertonetal.,1993;Rappetal.,1995,1999,2002;Martin,1999),而對(duì)低Sr低Y型花崗巖的成因還是一個(gè)新問題,有關(guān)的論述較少(Hollocheretal.,2002)。作者認(rèn)為有兩種可能性:(1)與本區(qū)高Sr低Y型花崗巖有成因聯(lián)系。仔細(xì)對(duì)比低Sr低Y和高Sr低Y型花崗巖的地球化學(xué)特征(表2),發(fā)現(xiàn)前者除了Sr明顯偏低和Y略偏低外,二者相似之處多于不同之處,重要的標(biāo)志是它們的Yb都<1.9μg/g。低Sr低Y巖體的Si含量普遍較高,而Al較低,是否有可能是高Sr低Y類型的花崗巖演化形成的?因?yàn)?對(duì)于大多數(shù)花崗巖類來說,隨著SiO2含量的增高,Al2O3有降低的趨勢。而且,隨著巖漿的演化,斜長石的牌號(hào)降低,Sr減少也是正常的現(xiàn)象。如青山口巖體,Sr大多在148～344μg之間。但是,對(duì)于峪耳崖巖體來說,Sr的含量太低,大多在67～115μg/g之間,似乎難以用巖漿分異演化來解釋。(2)與本區(qū)高Sr低Y型巖體無關(guān)。如前所述,高Sr低Y型巖體的殘留相可能為榴輝巖或角閃榴輝巖,斜長石無或極少。而低Sr低Y型巖體貧Sr和具明顯的負(fù)銪異常,說明花崗巖熔融的殘留物中可能有斜長石存在,而低Y和HREE表明殘留物可能有石榴石存在,HREE平坦型分布則暗示可能還有角閃石存在。由此推測,該類花崗巖的殘留相可能由石榴石+輝石+角閃石+斜長石組成,源巖可能為石榴麻粒巖或角閃石榴麻粒巖,大體相當(dāng)于高壓麻粒巖相的溫壓條件。在圖8中,如果按照Drummondetal.(1996)發(fā)表的相圖(圖8左圖),假定溫度為900℃,則壓力在11～16kbar之間,這僅相當(dāng)于中壓麻粒巖相。如果采用Hollandetal.(1998)的資料(圖8中的右圖),則應(yīng)在13～19Kbar之間,約相當(dāng)于43～63km深度,為高壓麻粒巖相的范圍。本文認(rèn)為后一個(gè)相圖可能更加適合冀北低Sr低Y類型巖體的情況。按照該相圖(圖8右)并結(jié)合圖5-圖7判斷,冀北高Sr低Y埃達(dá)克質(zhì)巖對(duì)應(yīng)的源區(qū)為榴輝巖相,而低Sr低Y型為(高壓)麻粒巖相(圖9);二者的形成壓力可能也不同,高Sr低Y型巖體可能要大一些,部分可能超過19kbar,相應(yīng)的形成深度推測大于63km。研究表明,冀北存在印支、早燕山和晚燕山3個(gè)時(shí)期的高Sr低Y型巖體,而低Sr低Y型巖體僅發(fā)育在早燕山期。3.2克氏原螯蝦金礦源許多人對(duì)冀北金礦進(jìn)行了研究,對(duì)金礦成因提出了不同的認(rèn)識(shí),劃分為不同的礦床類型(曲以秀等,1995;王郁等,1997;常全明等,1999;趙海玲等,2001;王寶德等,2002),如趙海玲等(2001)將該區(qū)金礦按照形成深度分為3類:(1)產(chǎn)于基底-太古宙變質(zhì)巖中的金廠峪式金礦;(2)產(chǎn)于中生代花崗巖中及其接觸帶中的峪耳崖式金礦;(3)產(chǎn)于蓋層-元古宙長城系和薊縣系灰?guī)r中的冷口式(或萬莊式)金礦。認(rèn)為上述3種金礦的寄主巖石雖然不同,但卻有許多相似之處,時(shí)空上均與燕山期花崗巖密切相關(guān),礦化特征也非常相似,礦床的硫同位素和鉛同位素成分顯示,金來源于地幔和下地殼,與中生代的巖漿作用密切相關(guān)(趙海玲等,2001)。還有人認(rèn)為古老的片麻巖基底為金的礦源層(許桂玲等,1995)。但是,不論存在多少分歧,有一個(gè)認(rèn)識(shí)似乎是大家的共識(shí),即冀北金礦與中生代巖漿作用有關(guān)。3.2.1大石礦-巖漿控礦冀東和張宣地區(qū)為華北北緣金礦床集中分布區(qū)。冀東成礦區(qū)內(nèi)已查明的金礦床(點(diǎn))多達(dá)100多個(gè),張宣地區(qū)也有20多個(gè)(其中10余個(gè)為大中型礦床)(圖1、2)。地層-構(gòu)造-巖漿控礦幾乎是許多礦床形成的共同模式,在本區(qū)也不例外。例如,冀北金礦大多位于太古宙變質(zhì)巖系,中晚元古代碳酸鹽巖沉積蓋層以及中生代陸相火山-沉積巖系中;金礦受控于尚義-平泉斷裂和興隆-喜峰口-青龍斷裂,礦床多發(fā)育在韌性、脆性斷裂帶內(nèi);在空間分布上,所有礦床(點(diǎn))周圍幾公里內(nèi)(0～3km內(nèi),據(jù)宋瑞先等,1994)都有花崗巖分布(圖1、2)。有人也承認(rèn)金礦與巖漿巖有關(guān),但僅指巖漿帶來了熱和流體。而本文認(rèn)為金礦的來源與中生代巖漿作用有關(guān),金是深源的,而地層和構(gòu)造主要作為金礦沉淀和聚集的場所來考慮。3.2.2冀北金礦成礦時(shí)代雖然對(duì)冀北金礦的成礦時(shí)代仍存爭議,從前寒武紀(jì)-中生代均有(胡小蝶等,1990,1997;宋官祥,1991;王正坤等,1992;盧德林等,1993;王郁等,1994;銀劍釗等,1995;章百明等,1996;中國人民武警黃金指揮部,1996;羅鎮(zhèn)寬等,2000,2001;Miaoet.al.,2002),但越來越多的可靠的資料表明,冀北成礦主要在中生代。如東坪式金礦(包括東坪、后溝、金家莊和中心溝等)形成于燕山早期(中國人民武警黃金指揮部,1996;Miaoet.al.,2002),小營盤和水晶屯等金礦形成于印支期(表3)。金廠峪金礦成礦時(shí)代的爭議主要是因?yàn)樗嬖趦善诘V化,早期礦化發(fā)生在元古代,但主礦化期為燕山早期(羅鎮(zhèn)寬等,2000,2001)。牛心山、峪耳崖、賈家山等金礦的成礦時(shí)代也為燕山早期,而茅山和高家店金礦為燕山晚期(表3)。上述資料表明,冀北金礦成礦時(shí)代主要有三期:印支期、燕山早期和燕山晚期,這三期均發(fā)育高Sr低Y型巖體,與其有關(guān)的金礦有張宣地區(qū)的印支期小營盤、水泉溝金礦(谷咀子巖體),燕山早期的東坪、中山溝、后溝等金礦(響水溝、紅花粱巖體),冀東地區(qū)印支晚期-燕山早期的三家、柏仗子、賈家山等金礦(都山巖體、柏仗子、三家、賈家山等巖體)以及燕山晚期的高家店金礦(高家店巖體)等。而冀東地區(qū)的低Sr低Y型巖體及有關(guān)的金礦(牛心山、峪耳崖、金廠峪金礦等)均為燕山早期的(表1、3)。3.2.3成礦流體特征(1)硫同位素特征由表4看出,冀東地區(qū)各礦床δ34S‰變化范圍較窄,極差小,變化量<8.5‰,平均值為2.12‰,與隕石硫(0,變化范圍<1‰)接近,表明來源于深源。張宣地區(qū)的平均值為-6.2‰,但從單個(gè)礦床及整個(gè)礦區(qū)來看,硫同位素值都變化比較大,如東坪、中山溝、朝家溝、小營盤等金礦。這種變化可能反映硫同位素的多源性,也可能反映礦床物理化學(xué)條件的變化。對(duì)此,中國人民武警黃金指揮部(1996)和王正坤等(1992)依據(jù)礦床形成的物理化學(xué)條件,根據(jù)大本模式對(duì)礦床總硫同位素進(jìn)行了計(jì)算,總硫分別為δ34S=1.85×10-3和δ34S≈0±3‰,與隕石硫同位素組成很接近,說明金礦床成礦流體的硫同位素組成具深源硫的特征。(2)鉛同位素特征將冀東地區(qū)13個(gè)礦區(qū)50件樣品和張宣地區(qū)8個(gè)礦區(qū)34件樣品金礦床的鉛同位素組成投入圖10可以看到,雖然冀東和張宣地區(qū)的鉛同位素組成具有明顯的差別,但投點(diǎn)大部分都落到地幔演化線及下地殼演化線附近,少部分點(diǎn)靠近造山帶演化線。反映鉛不是單一的來源,可能來源于地幔和下地殼,為二者的混合來源,即主要來源于深源。此外,冀東和張宣地區(qū)金礦的鉛同位素組成與相應(yīng)的老變質(zhì)巖圍巖的鉛同位素有較大的差別,而與花崗巖的鉛同位素組成相近(圖10),表明礦床的鉛同位素來源與圍巖關(guān)系不大,與花崗巖具有密切的成因聯(lián)系。(3)氫氧同位素特征將區(qū)內(nèi)代表性的13個(gè)礦區(qū)51件樣品氫氧同位素組成投影于圖11中,可見冀東和張宣地區(qū)金礦床的氫氧同位素投點(diǎn)少部分樣品投入巖漿水及變質(zhì)水范圍之內(nèi),多數(shù)落在靠近巖漿水范圍內(nèi)的左下角。一般認(rèn)為這是混合了大氣水的結(jié)果,反映氫氧同位素來源具有多源性,但其主要成份可能來自巖漿水。(4)碳同位素特征金廠峪金礦的δ13C‰為-2.27～-8.4‰(n=13,據(jù)章百明等,1996),牛心山金礦的δ13C‰為-6.7‰(鐘漢等,1996),峪耳崖金礦的δ13C‰為-3.83～-4.53‰(n=2,章百明等,1996),冷口長城式金礦δ13C‰為-0.291～-4.212‰,且投入碳氧圖中的巖漿碳酸巖區(qū)域,顯示金礦與巖漿熱液有關(guān)(n=3,王郁等,1997)。張宣東坪金礦δ13C‰為-2.28～-2.7‰(n=2,中國人民武警黃金指揮部,1996)。上述結(jié)果表明,張宣和冀東地區(qū)的金礦碳同位素組成與深源碳(-5～-8‰)相近,反映礦床熱液來源于深源。綜合上述的分析可以看到,張宣和冀東地區(qū)金礦床的成礦熱液來自深源,與巖漿活動(dòng)有關(guān)。3.3埃達(dá)克質(zhì)巖成因一般認(rèn)為Au等密度較大的元素主要賦存在地核。它們通過核幔之間,由于脹縮而局部或暫時(shí)形成的大分子間隙向上運(yùn)移,金蒸氣到達(dá)地幔的軟流圈后,一部分將變成液態(tài)在巖石圈下以氣-液相的形式存在,在遇到深斷裂與深融的巖漿上涌時(shí),一部分氣-液相金將隨其運(yùn)移到地殼淺部成礦(涂光熾等,1991)。而埃達(dá)克質(zhì)巖的形成條件給Au等多金屬礦床的形成提供了有利的成礦動(dòng)力學(xué)背景。埃達(dá)克質(zhì)巖可以