2013, Vol. 29
2. 中铁资源地质勘查有限公司，北京 100039
2. China Railway Resources Mineral Exploration Company, Beijing 100039, China
自20世纪50年代氢、氧等稳定同位素应用于矿床研究以来(Engel et al., 1958)，稳定同位素示踪方法极大地推动了矿床成因及矿产勘查的进步(Barker et al., 2013)。但大部分研究仅仅通过用成矿流体的氢、氧同位素值与一些“标准值”进行简单的投影对比，从而得出几乎一致的认识，即成矿流体是多源的，主要由岩浆水或/和(变质水)与大气降水混合而成，成矿早期以岩浆水或/和(变质水)为主，成矿晚期则以大气降水为主(如Yang et al., 2007a；汪在聪等，2010)。然而，大量研究表明，造山型金矿的成矿流体往往经历了长距离迁移，其氢、氧同位素组成除了反映源区性质之外，还可能表征沿着流体通道的水/岩反应、源区和围岩或后期流体的混合特征(Ridley and Diamond, 2000；Beaudoin and Pitre, 2005；Deng et al., 2003, 2005；Yang et al., 2007a, 2013；李楠等，2012；Wang et al., 2013)。作为流体和岩石主要组成之一的氧同位素变化的研究，可以获得流体的时间累积流量、流动方向和来源、以及流体渗入的尺度和强度等方面的信息(Baumgartner and Valley, 2001)；而氢同位素分馏存在显著的压力效应，体系的压力变化是导致氢同位素分馏出现较大差异的主要因素(Driesner，1997；Horita et al., 1999)，即氢同位素组成变化可作为地质压力计使用(魏春生等，2001)。因此，从来源、运移、沉淀、后期改造等演化过程，深入研究氢、氧同位素沿着流体通道的空间变化和各成矿阶段的时间演化，具体分析影响同位素示踪剂的主导因素，就有可能揭示成矿流体的来源、查明流体的演化轨迹和矿床成因，从而为厘定找矿方向提供理论依据。
夹皮沟金矿至今已有近200年的开采历史，累计探明金储量超过180t(Deng et al., 2009；杨玉清和祁玉海，2008)。长期以来，对该矿带进行了大量研究，取得了丰硕成果，不断推动其找矿取得进展；近60年的研究探索与找矿实践表明，新的成矿认识与找矿思路是勘查突破的关键(Deng et al., 2007, 2011a, b, 2013；邓军等, 2011; 刘国平等，2001；Yang and Badal, 2013; Yang et al., 2013; Wang et al., 2010, 2013)。夹皮沟金矿带内有序分布着数十个金矿床，它们是多期次流体成矿作用的产物(Deng et al., 2009)，是研究造山型金矿成矿流体时-空演化的最佳天然实验室之一。然而，已有的氢、氧同位素研究多未将成矿期各个阶段的样品分别测试，更没有考虑样品与流体通道的空间关系，获得的往往是多元混合的信息(Deng et al., 2009；孙忠实等，1998)。而当前夹皮沟金矿保有储量严重不足，主要开采矿床正面临资源枯竭的局面，亟需新的成矿作用认识引领新的找矿思路带动勘查突破。为此，本文在详细的成矿阶段划分以及准确厘定样品与流体通道空间关系的基础上，对特定地质时空的样品进行了氢、氧同位素测定，剖析了其同位素值可能存在的差异以及造成这种差异的原因，探讨了其对矿床成因及找矿方向的指示意义。
2 区域及矿床地质 2.1 区域地质夹皮沟金矿带位于华北克拉通北缘东段，区域性辉发河深大断裂(郯庐断裂带的一支)南东侧，北起大砬子，南至夹皮沟。金矿带呈NW向展布，长约45km，宽约4~10km，金矿床主要产出于夹皮沟花岗岩-绿岩带和哑铃状钾质花岗岩之间的断裂带中(图 1)。
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图 1 夹皮沟金矿带矿床地质图(据Deng et al., 2009) (a)-大地构造位置；(b)-矿床地质简图；(c)-八家子AB剖面图；(d)-二道沟CD剖面图 Fig. 1 Simplified geological map of the Jiapigou gold belt (after Deng et al., 2009) (a)-tectonics showing the location of the gold belt; (b)-simplified geological map of the Jiapigou gold belt; (c)-cross section of Bajiazi gold deposit along AB line; (d)-cross section of Erdaogou gold deposit along CD line |
NW向夹皮沟断裂带是区域性辉发河深大断裂的次级羽状分支，是金矿带最主干控矿构造，它纵贯全区，长约40km，宽约5km，走向为280°~300°，倾向北东，倾角大于75°。带内岩石以糜棱岩系列和碎裂岩系列为主，显示从早到晚经历了韧、脆性变形叠加(程玉明等，1996；Deng et al., 2009)。其他次级控矿断裂带是夹皮沟断裂带的分支，控制金矿体的具体空间产出位置(图 1b)。
太古代夹皮沟花岗岩-绿岩带是主要容矿围岩，呈NW向展布于夹皮沟断裂带上盘。其下部老牛沟组出露于金矿带南段，主要由斜长角闪岩和少量的黑云变粒岩、角闪磁铁石英岩组成；上部三道沟组分布于金矿带北段，主要由黑云斜长角闪岩和磁铁石英岩组成(图 1)。这套岩石的全岩Rb-Sr等时线年龄为2971±95Ma(Sun and Armstrong, 1989)和约2500Ma的锆石U-Pb年龄(沈保丰等，1998；Miao et al., 2005)。新太古代钾质花岗岩呈条带状分布在夹皮沟断裂带下盘的变形带内，其锆石U-Pb年龄为2505±14Ma(李俊健等，1995)。
中生代中-酸性岩体和各种脉岩发育，与金成矿关系密切。其中区域东北部沿NW向清茶馆-金银别断裂带展布的黄泥岭花岗岩，出露面积约1000km2。以片麻状花岗闪长岩为主，中部为未变形的似斑状黑云二长花岗岩。其166±2Ma的锆石SHRIMP U-Pb年龄(Miao et al., 2005)，以及168±3Ma、153±2Ma和158±3Ma的锆石U-Pb年龄(张艳斌等，2002)表明，黄泥岭岩体至少是经历过中-晚侏罗世两期岩浆侵位形成的复式岩体。区内脉岩主要有霏细岩类、辉绿岩类、花岗岩类和正长斑岩类等，严格受断裂构造控制，多呈NW向、少数NE或SN向展布。各类脉岩均为侏罗纪-白垩纪的产物，锆石LA-ICPMS U-Pb同位素年龄为109~200Ma(Huang et al., 2012)。中酸性脉岩与含金石英脉关系密切，可见两者相互交错、超覆和切割，以及岩脉本身含金达到工业要求构成矿体的组成部分，这一现象在四道岔和八家子矿床常见。
2.2 矿床地质夹皮沟金矿带包括夹皮沟本区、三道岔2个大型金矿床和三道沟、庙岭、八家子、二道沟、四道沟、大线沟、北沟、菜抢子、板庙子、小东沟、红旗沟等20余个中-小型金矿床和300多个金矿点(图 1)。
金矿体在矿带中成群出现，分段集中。矿体走向可分为NWW(二道沟、北沟)、NNE(三道岔、四道岔)、NE-NEE(夹皮沟本区、八家子)向三组，其产状多与赋矿围岩及断裂带一致，除NE-NEE向矿体倾角较小(35°~60°)外，其余矿体倾角一般较陡(60°~80°)。矿体形态以似层状和透镜状为主，也有切穿层理的石英脉和复脉。矿体的长、深规模大多在100~700m范围内，最大可达几千米；宽度大多在0.5~2m范围内，单脉最宽不超过30m，矿体常有膨胀收缩和分支复合等现象(图 1c)。
主要矿化样式为含金石英脉型，其次为蚀变岩型金矿化。含金石英脉主要分布在夹皮沟本区、三道岔、四道岔、二道沟和八家子等矿床，约占全区总资源储量的85%以上；蚀变岩型金矿化仅见于北沟矿床。
主要矿石矿物为黄铁矿、方铅矿、黄铜矿、闪锌矿、自然金，以及少量的磁铁矿、磁黄铁矿、辉铋矿、白铁矿、白钨矿、黑钨矿等，其中黄铁矿为贯通矿物，与金成矿关系密切，是金的主要载体。脉石矿物主要包括石英、方解石、绿泥石、绢云母等。
围岩蚀变类型主要有碳酸盐化、绢英岩化、黄铁绢英岩化、硅化、绿泥石化和青盘岩化等。蚀变的类型与围岩的性质关系密切。当围岩为斜长角闪岩时，蚀变以黄铁矿化、绿泥石化、黑云母化、绢云母化和碳酸盐化为主，而当围岩为斜长片麻岩时，蚀变以黄铁绢英岩化、绢英岩化、绢云母化、硅化和碳酸盐化等。当出现大量黄铜矿和方铅矿时，则以绢云母化和硅化为主，黄铁矿化则变弱。
根据矿化脉体之间的穿切关系、矿石组构和矿物组合及其特征(图 2)，可划分出早、主、晚三个成矿阶段(图 3)。其中成矿早阶段发育乳白色石英脉，有少量自形-半自形立方体或五角十二面体黄铁矿呈微细浸染状分布石英脉中，构成黄铁矿-石英组合；主成矿阶段为石英-多金属硫化物阶段，自形-半自形黄铁矿粒径一般为60~200μm，常与方铅矿和闪锌矿共生，呈脉状或网脉状产于烟灰色石英脉或围岩中；晚阶段发育石英-碳酸盐脉，可见少量黄铁矿呈微细浸染状分布于其中。
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图 2 夹皮沟金矿带的典型矿石组构及矿物组合 (a)-早阶段无矿石英脉；(b)-主阶段黄铁矿化石英脉；(c)-主阶段黄铁矿与闪锌矿共生；(d)-主阶段矿化斜长角闪岩；(e)-晚阶段石英-方解石脉；(f)-晚阶段黄铁矿.Py-黄铁矿；Sp-闪锌矿；Cc-方解石 Fig. 2 Ore textures and mineral assemblages of the Jiapigou gold belt (a)-barren quartz veins of early ore stage; (b)-pyritized quartz veinlets of main ore stage; (c)-pyrite and sphalerite of the main ore stage; (d)-mineralized plagioclase amphibolites of main ore stage; (e)-quartz-calcite stockworks of late ore stage; (f)-pyrite of late ore stage. Py-pyrite; Sp-sphalerite; Cc-calctie |
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图 3 矿物生成顺序及成矿阶段划分 Fig. 3 The mineral sequence and paragenetic stage of the Jiapigou gold belt |
在上述详细的成矿阶段划分基础上，充分考虑样品与流体通道的空间关系，本文根据各金矿床距离夹皮沟断裂带的远近(100~3622m)，系统采集了北沟(中型)、三道岔(大型)、二道沟(中型)、八家子(中型)、四道岔(中型)和夹皮沟本区(大型)6个金矿床的早、主、晚不同成矿阶段的20件矿石样品(表 1、图 1)，分别进行了氢、氧同位素测试。
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表 1 夹皮沟金矿带氢、氧同位素组成测试结果 Table 1 Analytical results for oxygen and hydrogen isotopic compositions of the Jiapigou gold belt, China |
石英中氢、氧同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室完成，使用质谱型号为MAT-253 EM，测试精度为±0.2%。
氢同位素分析，首先把分选的石英单矿物在105℃条件下烘干后，在真空系统中逐步加热抽走次生包裹体的水，加热至600℃使其中的包裹体热爆，释放的水通过收集、冷凝和纯化处理，然后用锌置换出水中的氢，对获得的H2进行质谱分析。
氧同位素分析，首先用BrF5在500~550℃条件下与石英矿物反应15h，然后用液氮将产生的O2纯化，最后在700℃将O2转变为CO2而用于质谱分析。
4 测试结果 4.1 不同成矿阶段氢-氧同位素组成夹皮沟金矿带氢、氧同位素分析结果见表 1。由表 1可见，其δD值为-108‰~-80‰，δ18OV-SMOW值为9.1‰~13.2‰。流体包裹体的氧同位素是根据寄主矿物石英的氧同位素，利用不同成矿阶段、不同矿区流体包裹体均一温度和石英-水体系氧同位素平衡分馏公式，计算得到与石英达到分馏平衡的流体δ18O水值(Clayton et al., 1972)：
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式中，δ18Ow为石英分馏平衡时流体水δ18O值；δ18OV-SMOW为根据标准平均大洋水测得石英δ18O值；1000lnO石英-水=3.38×106T-2-3.40为石英-水氧同位素平衡分馏方程；T为氧位素平衡温度(K)。
据此求得的平衡水δ18Ow值为-4.58‰~5.49‰，平均值为0.79‰。其中，成矿早阶段δD值为-97‰~-80‰，δ18Ow值为3.99‰~5.49‰；成矿主阶段δD值为-108‰~-90‰，δ18Ow值为-3.26‰~4.71‰；成矿晚阶段δD值为-97‰~-91‰，δ18Ow值为-4.58‰~-2.68‰。
4.2 不同金矿床氢-氧同位素组成距夹皮沟断裂带不同远近金矿床的氢、氧同位素组成分别如下所述：北沟金矿床距夹皮沟断裂带100~172m，δD值为-97‰~-90‰，δ18Ow值为-3.26‰~5.49‰；二道沟金矿床距断裂带820~830m，δD值为-95‰~-94‰，δ18Ow值为-4.58‰~-0.50‰；三道岔金矿床距断裂带1385~1412m，δD变化范围为-97‰~-91‰，δ18Ow变化范围为-3.58‰~-1.39‰；四道岔金矿床距夹皮沟断裂带距离为2776~2802m，δD值为-99‰~-80‰，δ18Ow值为0.75‰~4.69‰；八家子金矿床距断裂带3400m，δD值为-102‰，δ18Ow值为0.22‰；夹皮沟本区金矿床距断裂带3595~3622m，δD变化范围为-108‰~-92‰，δ18Ow值为2.91‰~5.39‰。
5 讨论 5.1 成矿流体来源与混合表面上看来，夹皮沟金矿带各金矿床与许多热液矿床成矿流体的氢、氧同位素组成相类似，即介于岩浆水(变质水)和大气降水的氢、氧同位素组成之间(表 1、图 4)。然而，造山型金矿的成矿流体往往经历了长距离迁移，其氢、氧同位素组成除反映原始流体的氢、氧同位素组成外，还受水/岩作用的温度、水/岩(W/R)比值和主岩的氢、氧同位素等因素的影响，只有通过系统研究这些影响因素，才可能正确厘定成矿流体中水的来源(邓军等，2010；Deng et al., 2010, 2011a, b ；Yang et al., 2007b, 2008, 2009；Li et al., 2013；Wang et al., 2013)。本节主要讨论成矿流体的源区和围岩或后期流体的混合特征。
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图 4 夹皮沟金矿带氢-氧同位素组成及流体混合作用图解 Ⅰ实线框为变质水与大气降水混合区域；Ⅱ点线框为岩浆水与大气降水混合区域；Ⅲ虚线框区域为岩浆水与变质水混合区域 Fig. 4 Hydrogen and oxygen isotope compositions and fluid mixing curves of the Jiapigou gold belt, China |
由于夹皮沟金矿带氢、氧同位素组成测试结果的投影点均落于“大气降水和热液的交换区”，尤其是成矿作用早阶段的氢、氧同位素组成测试结果的投影点大多落于夹皮沟金矿原始变质水区域，而所有投影点与初始变质水和初始岩浆水的“混合区Ⅲ”相差甚远(图 4)，表明变质流体与岩浆流体的混合作用可能与成矿无关。而根据其成矿地质背景与赋矿围岩环境(Deng et al., 2009)，可能存在下列几种源区和围岩或后期流体的混合作用。
(1) 变质水与大气降水混合
区域太古代斜长角闪岩和片麻岩等的δ18O绿岩带i=(8.4±3.0)‰，δD绿岩带i=-(96±21)‰(张理刚等，1995)；而区域变质作用所分泌出的变质水，应该具有与主岩相一致的同位素组成(张理刚，1989)，据此设定夹皮沟金矿带的初始变质水δ18O变质水i=5‰~11‰，δD变质水i=-101‰~-91‰。
已有研究表明夹皮沟金矿带区域现在大气降水的δD值=-90‰~-70‰，而中国东部现在大气降水δD值比中生代约高20‰(张理刚等，1995)，据此推算出夹皮沟金矿中生代形成时的δD大气i=-110‰~-90‰。同时，根据Craig(1961) δD=8δ18O+10，计算得到δO18=-15‰~-12‰，即夹皮沟金矿带中生代的大气降水初始同位素值δ18O大气i=-15‰~-12‰，δD大气i=-110‰~-90‰。
根据上述初始变质水和中生代大气降水的氢、氧同位素组成，计算得混合后流体的氢、氧同位素组成如图 4中的“混合区Ⅰ”所示，几乎所有氢、氧同位素组成测试结果投影点均落在该区，表明变质水和大气降水的混合流体可能与金成矿作用关系最为密切。
(2) 岩浆水与大气降水混合
由于夹皮沟地区中生代花岗岩为Ⅰ型花岗岩(沈保丰等，1998)，而Ⅰ型花岗岩的初始岩浆水δ18O岩浆水i=6‰~10‰，δD岩浆水i=-85‰~-80‰(张理刚，1989)。根据上述初始岩浆水和中生代大气降水的氢、氧同位素组成，计算得混合后流体的氢、氧同位素组成如图 4中的“混合区II”所示，仅有少部分氢、氧同位素组成测试结果投影点落在该区且靠近“混合区I”，表明金矿成矿流体中除了以变质水和大气降水的混合为主体之外，可能有少量岩浆水的混入。
可见，夹皮沟金矿带氢、氧同位素组成测试数据、初始变质水和中生代大气降水及初始岩浆水的氢、氧同位素组成计算结果表明，金矿早阶段成矿流体以变质水为主体，混入有少量岩浆水；主阶段成矿流体为变质水和大气降水的混合；晚阶段大气降水大量加入；而变质水与岩浆水的混合可能与金成矿作用无关。
5.2 成矿流体性质与演化图 5是根据不同温度条件下，水/岩交换过程中热液的氢、氧同位素组成演化线，包括下列几种氢、氧同位素演化过程。
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图 5 夹皮沟金矿带氢-氧同位素组成及水/岩交换氢氧同位素演化 (1) 实心圆圈为变质水与变质岩在T=400℃、320℃、230℃和150℃的交换演化线；(2) 空心圆圈为变质水与花岗岩在T=400℃、320℃、230℃和150℃的交换演化线；(3) 实心方块为大气降水与变质岩在T=320℃、230℃和150℃的交换演化线；(4) 空心方块为大气降水与花岗岩在T=320℃、230℃和150℃交换演化线；(5) 实心三角为岩浆水与变质岩在T=320℃和260℃的交换演化线；(6) 空心三角为岩浆水与花岗岩在T=320℃和260℃的交换演化线 Fig. 5 Hydrgen and oxygen isotope compositions and water-rock isotopic exchange evolutional curves of the Jiapigou gold belt |
(1) 变质水与变质岩(如斜长角闪岩)的氢、氧同位素交换作用
变质水与变质岩发生水/岩作用形成“演化变质水”，其氢、氧同位素组成遵循水/岩作用方程(Taylor，1974)：
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(1) |
令△=δ岩石f-δH2Of，则可得
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(2) |
式中，i，f分别代表初始值和终值；W/R为水岩比值(原子单位)；△值与温度有关。通常近似取火成岩系统中δ18O岩石相当于An=30的斜长石的δ18O值，δD岩石相当于黑云母的δD值，即
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将已知初始δ18D和δD不同来源的水和岩石，取不同的W/R值和温度，依据公式(2) 便可求得水/岩反应后热液的同位素组成。
根据流体包裹体均一温度研究成矿早、主、晚阶段均一温度分别为320℃、260~190℃、150℃以及变质水合理温度，故取T=400℃、320℃、230℃和150℃，模拟变质水的演化，如图 5中实心圆线。可见，在温度小于400℃时，演化变质水的氢、氧同位素组成较初始变质水有所降低，其中W/R>0.1时，δ18O值降低，δD基本不变；W/R＜0.1时，δ18O值不变，δD值升高，且W/R值越小，δD越大。
(2) 变质水与花岗岩的同位素交换作用
对花岗岩类岩石(张理刚等，1995)：
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由于岩浆岩中δ18O值通常比全岩高1‰到1.2‰(Taylor，1971)，且高温条件下，花岗岩全岩δD比岩浆水的δD值低10‰到20‰(Ohmoto，1986)，据此推算夹皮沟金矿带中生代花岗岩初始值δ18O花岗岩i=7‰~11‰，δD花岗岩i=-100‰~-95‰。类似上述计算，变质水与花岗岩发生水/岩作用形成演化变质水，其氢、氧同位素组成在T=400℃、320℃、230℃和150℃时的演化关系如图 5中空心圆线。其氢、氧同位素交换的演化趋势与上述变质水与变质岩的曲线相似，而当W/R=0.001时，δD值低约20‰。
(3) 天水与斜长角闪岩的氢、氧同位素交换作用
天水与斜长角闪岩发生水/岩作用形成演化大气降水，结果产生“氧同位素漂移”，如图 4中实心方块线所示。其漂移程度受温度影响明显，随着温度升高而升高。当W/R>0.1时，δ18O值增高，δD值基本不变；W/R＜0.1时，δ18O值基本不变，δD值增高，且W/R越小，增高越快。
(4) 天水与花岗岩的氢、氧同位素交换作用
天水与花岗岩发生水/岩作用，如图 5中空心方块线所示，其氢、氧同位素交换的演化趋势与上述天水与变质岩的曲线相似。
(5) 岩浆水与变质岩的氢、氧同位素交换作用
岩浆水与变质岩氢、氧同位素水/岩交换曲线如图 5中实心三角线所示，其演化曲线与成矿流体投影点相差甚远。
(6) 岩浆水与花岗岩的氢、氧同位素交换作用
岩浆水与花岗岩的氢、氧同位素交换曲线如图 5中空心三角线所示，其氢、氧同位素演化趋势与岩浆水与变质岩交换的演化曲线类似，均与成矿流体投影点相差甚远。即夹皮沟金矿带不同成矿阶段氢氧同位素组成投点与岩浆水演化曲线相差甚远，从而排除了岩浆水作为主要成矿流体来源的可能性。
综合分析上述多种水/岩作用过程中氢、氧同位素的演化趋势可见，成矿早阶段的流体δD=-97‰~-80‰、δ18Ow=3.99‰~5.49‰，W/R≈0.1，氢、氧同位素投影点位于变质水与变质岩交换作用演化曲线附近，反映成矿早阶段成矿流体主要为变质水。成矿主阶段流体的δD=-108‰~-90‰，δ18Ow=-3.26‰~4.71‰，W/R≈0.1~0.5，氢、氧同位素投影点均落在大气降水和变质岩交换作用演化曲线附近，显示成矿作用过程中，大气降水逐渐加入，并不断淋滤萃取变质围岩物质的特征。成矿晚阶段流体的δD=-97‰~-91‰，δ18Ow=-4.58‰~-2.68‰，W/R=0.01~0.1，氢、氧同位素投影点落在大气降水和变质岩交换作用演化曲线周围，并出现了明显的负向“氧同位素漂移”现象，表明成矿晚阶段大气降水的大量加入。总之，成矿作用过程中，δ18Ow值明显减小，δD值略有降低，而主阶段的W/R值明显高于早、晚阶段。
5.3 流体流动方式与成矿机制如上所述，夹皮沟金矿带具有较宽泛的氧同位素组成，这种相对于初始成矿流体，发生了明显“氧同位素漂移”的δ18Ow值可由两种不同的机制产生：
(1) 初始变质水(δ18O变质水i=5‰~11‰)与中生代大气降水(δ18O大气i=-15‰~-12‰)强烈混合，由于越靠近夹皮沟断裂带，岩(矿)石越破碎，成矿流体中混入的大气降水量越多，导致其氧同位素越偏离初始变质水、而向大气降水靠近。
(2) 成矿流体与赋矿围岩发生不同程度的水/岩交换作用，热液蚀变岩在水/岩交换作用过程中将释放出大量亏损18O的流体(郑永飞等，1999)，与成矿流体发生氧同位素交换，导致成矿流体本身不同程度地亏损δ18Ow值。
根据流体渗入的尺度和强度的变化，可将流体流动方式分为弥散式和隧道式两种端元，前者在宏观上使所有组分的化学能均一化(Barnett and Chamberlain, 1991)，而后者使体系中出现很大的同位素梯度(Ferry and Gerdes, 1998；Baumgartner and Valley, 2001)。上述第一种机制(流体混合)将出现大面积氧同位素均一化(弥散式流体流动)，如成矿作用晚阶段由于大气降水的大量混入，导致成矿流体的氧同位素较为均一(δ18Ow=-4.58‰~-2.68‰)。而第二种机制(水/岩交换作用)将引起δ18Ow值明显的区域空间规律性变化(隧道式流体流动)，而不论各矿床地质体及石英脉的结构和构造如何，且氧同位素等值线还切穿各种地质界线，如岩性接触线和构造线。如上所述，夹皮沟金矿带主成矿阶段表现出显著的氧同位素不均一性特征，其δ18Ow值从-3.26‰变化到4.71‰，从接近夹皮沟断裂带的北沟金矿床的-3.26‰~-1.06‰，经二道沟(-0.50‰)、三道岔(-1.69‰~-1.39‰)、八家子(0.22‰)、四道岔(0.75‰~0.85‰)，到夹皮沟本区的2.91‰~4.71‰，逐渐升高；总体显示主成矿阶段δ18Ow值与距夹皮沟断裂带的距离正相关，即随着远离夹皮沟断裂带，逐渐富集18O(图 6a)。可见，成矿流体与围岩反应在很大程度上造就了氧同位素的这种区域变化(Beaudoin and Pitre, 2005)。
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图 6 距离夹皮沟断裂带不同远近金矿床主成矿阶段的氧(a)、氢(b)同位素组成和水/岩比(c)及已探明黄金资源量(d)变化对比 图中折线为各矿床相关参数的平均值连线.(d)中箭头表示大于 Fig. 6 Oxygen (a) and hydrogen (b) isotope compositions, water-rock ratios (c) and proved gold resources (d) of 6 deposits with different distances from the Jiapigou fault |
这种成矿流体沿着同位素梯度带的隧道式流动机制，与各金矿床主成矿阶段的氢同位素及其所反映的区域成矿流体压力总体随着距夹皮沟断裂带距离的增大而减小的空间变化特征一致。如上所述，夹皮沟金矿带主成矿阶段表现出显著的氢同位素不均一性特征，其δD值从-108‰变化到-90‰，从接近夹皮沟断裂带的北沟金矿床的-92‰~-90‰，经二道沟(-94‰)、三道岔(-97‰~-94‰)、八家子(-102‰)、四道岔(-99‰~-90‰)，到夹皮沟本区的-108‰~-92‰，逐渐降低；总体显示主成矿阶段δD值与距夹皮沟断裂带的距离负相关，即随着远离夹皮沟断裂带，逐渐亏损D(图 6b)。
尤其令人感兴趣的是，距离夹皮沟断裂带不同远近各金矿床主成矿阶段的δD值的这种空间变化与其发生水/岩交换作用的W/R值(图 6c)及已探明黄金资源量(图 6d)具有明显的正相关关系，可能表征了成矿系统有效流体压力对W/R值和金沉淀成矿的控制作用(Deng et al., 2009)。
据此可以推断，区域流体在体系压力的驱动下，由夹皮沟断裂带向远离该断裂带的方向做隧道式流动的过程中，与围岩不断发生水/岩交换作用，可能是导致夹皮沟金矿带主成矿阶段的氢-氧同位素和W/R值空间梯度带及巨量金沉淀成矿的最主要原因之一。因此，氧同位素低值区与氢同位素和W/R高值区(如北沟金矿床)、尤其是其显著变化区(如夹皮沟本区金矿床)的套合部位是金大规模沉淀聚集的最有利地段，也是夹皮沟金矿带取得找矿新突破的重要选区。
6 结论(1) 夹皮沟金矿带成矿早阶段流体以变质水为主体，混入有少量岩浆水，其δD、δ18Ow和W/R值分别为-97‰~-80‰、3.99‰~5.49‰和约0.1；主阶段成矿流体为变质水和大气降水的混合流体，其δD、δ18Ow和W/R值分别为-108‰~-90‰、-3.26‰~4.71‰和0.1~0.5；成矿晚阶段大气降水大量加入，成矿流体弥散式的流动机制引起大面积同位素均一化，其δD、δ18Ow和W/R值分别为-97‰~-91‰、-4.58‰~-2.68‰和0.01~0.1。
(2) 区域流体在体系压力的驱动下，由夹皮沟断裂带向远离该断裂带的方向做隧道式流动的过程中，与围岩不断发生水/岩交换作用，可能是导致夹皮沟金矿带主成矿阶段的δD值的空间变化趋势与W/R值及已探明黄金资源量正相关、而与δ18Ow值负相关的最主要原因之一。
(3) 氧同位素低值区与氢同位素和W/R高值区、尤其是其显著变化区的套合部位是金大规模沉淀聚集的最有利地段，也是取得找矿新突破的重要选区。
致谢 研究工作得到了中国地质大学(北京)邓军教授和龚庆杰副教授的指导和帮助；野外工作得到了中国黄金夹皮沟分公司相关工作人员及黄志新、刘向伟、马楠、徐晓彤、张玙等多位同学的帮助和支持；氢、氧同位素实验工作得到了中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室相关工作人员的协助；在此一并致以诚挚的感谢！| [] | Barker SLL, Dipple GM, Hickey KA, Lepore WA, Vaughan JR. 2013. Applying stable isotopes to mineral exploration: Teaching an old dog new tricks. Economic Geology, 108(1): 1–9. DOI:10.2113/econgeo.108.1.1 |
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