金、银多金属矿床同位素特征

分别统计了太行山中、北段不同构造部位产出的17个金、银多金属矿床39件碳、氢、氧、硅同位素数据(表4-6)发现，经测温后计算了δ18OH2O值，其平均值值域为-5.6‰～7.62‰，大部分低于标准岩浆水δ18OH2O+5‰～10‰;δDSMOW值为-115‰～-64‰，多数接近标准岩浆水δDSMOW-40‰～-80‰分布区间;将氢氧同位素值投点于δD-δ18O坐标图(图4-3)上，可见该矿床氧同位素投点均在原生岩浆水附近，而远离大气水和变质水，表明氢、氧同位素均支持本区金、银多金属矿的成矿溶液主要来自岩浆水，但也有大气水的加入。此特征也与河北的张宣幔枝构造、冀东幔枝构造成矿区各矿床情况十分相近(王宝德，2003)。

图 4-3 太行山中、北段段金、银多金属矿床 δD-δ18OH2O组成图

5个矿床8件石英中流体包裹体CO2的δ13CPDB值为-4.9‰～-3.5‰表明，太行山中、北段金、银多金属矿床碳同位素属于地幔射气或岩浆来源范畴。
表 4-6 太行山中、北段氢、氧同位素测定平均值


注:括号内数字为样品数。
根据丁悌平等(1994)和郑永飞等(2000)及Douthitt(1982)的研究资料，可综合出不同岩石类型的硅同位素δ30Si值的分布情况。如炭质球粒陨石的21个δ30Si数据的分布范围为-1.1‰～0‰，平均值为-0.5‰;玄武岩样品的24个δ30Si数据的范围为-1.0‰～-0.3‰，平均值为-0.63‰;玄武安山岩和辉长岩样品各5个δ30Si数据的分布范围分别为-0.7‰～-0.2‰和-0.9‰～-0.3‰，平均值均为-0.5‰;花岗岩样品的50个δ30Si数据的范围为-0.4‰～0.4‰，平均值为-0.12‰;石英岩和石英砂岩的13个δ30Si数据范围为-0.2‰～0.2‰，平均为0;粘土岩(以高岭石为主)按成因不同变化范围也不同，其中，沉积型粘土岩样品的6个δ30Si数据的分布范围为-1.2‰～-0.1‰，平均为-0.52‰;风化型粘土岩样品的3个δ30Si数据的范围为-1.9‰～-1.0‰;热液型粘土岩样品的3个δ30Si数据的范围为-0.1‰～0.1‰;热泉口硅华的δ30Si多偏负值，变幅大，为-3.4‰～0.2‰;马里亚纳海槽海底黑烟囱硅质沉积物的δ30Si均为负值，变幅也较大，为-3.1‰～-0.4‰。研究还表明，变质作用对硅同位素无分馏作用，对判断原岩有重要价值。热液成因的石英脉体的硅同位素与热液中硅质的来源有关，是成矿物质的良好指示剂。
太行山中段7个矿床δ30Si值域为-0.1‰～0.3‰(表4-7)，平均为0.08‰，与中国及北美花岗岩硅同位素组成具有相似性，说明该区燕山期岩浆活动可能提供了一定数量的硅。
表 4-7 太行山中、北段金、银多金属矿床硅同位素分析结果

文登汤村店子地区，南部出露新元古代中酸性侵入岩，北部发育中生代燕山晚期中酸性侵入岩，近EW向控矿构造大致位于两大地质单元的接触带附近，金矿成矿条件优越。目前已发现汤村店子、大时家、侯家、高村、安子泊等金及多金属矿床（点），均赋存于上述近EW向断裂构造中。本次研究主要以汤村店子金铅锌银多金属矿为例对矿床成矿特征作一探讨。
3.3.4.1 矿区地质
矿区内广泛发育新元古代变质变形侵入岩，地层主要为新生代第四系，构造以近EW向脆性断裂和NE向韧性剪切带为主（图3.65）。
（1）矿区构造
发育韧性剪切带和断裂构造。其中韧性剪切带，呈NEE向，带内由中深部构造相中强应变变晶糜棱岩组成，左行走滑性质。断裂构造主要发育近EW、SN和NE向三组，其中近EW向庙山断裂最为发育，由一系列平行或近于平行的断裂组成，呈束状横贯矿区东西；长大于10km，总体宽约1.8km；走向95°～110°，倾向以NNE为主，倾角60°～80°；单个断裂长500～2000m，宽2～10m；早期显压性，晚期显张性，具多期活动的特点，为区内金矿控矿断裂。

图3.65 汤村店子地区区域地质略图

（据山东省第三地质矿产勘查院，2009）
1—第四系；2—古元古代荆山群陡崖组黑云变粒岩、石英岩；3—荣成岩套细粒二长花岗质片麻岩；4—槎山超单元中粗粒正长花岗岩；5—文登超单元含斑中粗粒二长花岗岩；6—伟德山超单元中粗粒含黑云角闪石英二长岩；7—张扭性断裂；8—变晶糜棱岩带；9—含金矿化脉；10—金矿床（点）
（2）矿区侵入岩
以中、新元古代二长花岗质片麻岩为主，中生代伟德山中粒含辉石角闪石英二长花岗岩呈小岩株状发育。另外，在矿区中部及北东部小规模发育少量NEE走向的中生代燕山晚期闪长玢岩、煌斑岩、石英脉等脉岩。中生代岩株及脉岩与区内多金属矿化密切相关。
3.3.4.2 矿床地质
（1）矿化带特征
矿化带发育于近EW向断裂构造内，产状与断裂一致；呈脉状，北倾，倾角50°～75°；走向长300～1000m，宽0.70～20m；带内岩性主要为褐铁矿化石英脉、硅化碎裂岩、绢英岩化碎裂岩，发育硅化、褐（黄）铁矿化、绢英岩化等蚀变。
（2）矿体特征
矿区共圈定4个金矿体，均严格受断裂控制；矿体呈脉状，走向289°左右，倾向N—NE，倾角60°～72°，长100～400m，倾斜延深58～250m，厚0.56～1.60m，平均厚0.73m，厚度变化系数50%；Au品位1.05×10-6～39.57×10-6，平均3.21×10-6，品位变化系数116%；Ag含量3.50×10-6～313.80×10-6；Pb含量0.54%～33.75%；Zn含量0.42%～16.38%。
（3）矿石特征
主要分为黄铁矿化石英脉型和黄铁矿化-多金属硫化物蚀变岩型两种矿石。矿石金属矿物主要有黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、银金矿、磁铁矿等，其中银金矿多呈细粒状和粉末状，分布在黄铁矿及脉石矿物的裂隙内；非金属矿物主要为石英、钾长石、斜长石、绢云母、方解石等。矿石结构主要包括碎裂结构、粒状结构、压碎结构、包含结构、交代残余结构、乳滴状结构等；矿石构造以浸染状构造、细脉状构造为主，另有块状、角砾状、网脉状构造、浸染状构造。
（4）围岩蚀变
主要有黄铁绢英岩化、硅化、钾化、黄铁矿化、碳酸盐化蚀变，其中绢英岩化、硅化、黄铁矿化与金及多金属矿化关系密切，硅化黄铁矿化愈强烈，金矿化亦愈强。
（5）成矿期次及矿物生成顺序
热液成矿期主要可分为四个成矿阶段：①黄铁绢英岩阶段，早期热液沿构造破碎带充填交代，生成绢云母、石英等，同时伴随有少量黄铁矿结晶，晶形较大，星散状分布；②金-石英-黄铁矿阶段，主要以细脉状、网脉状石英及细粒黄铁矿出现，可有少量绢云母生成，伴随有少量金矿物的沉淀；③金-石英-多金属硫化物阶段，以大量黄铁矿、方铅矿、黄铜矿及石英的出现为标志，金属硫化物多呈细脉状、细脉浸染状、网脉状发育，穿切较早形成的矿物，该阶段是金及多金属矿化的主要阶段；④石英-碳酸盐阶段，主要共生矿物为石英、方解石，主要以细脉状充填于早期碎裂隙中，局部穿切早期矿物细脉。
3.3.4.3 流体包裹体研究
流体包裹体研究（鲁安怀等，1998）表明，汤村店子地区金多金属矿床石英流体包裹体，以液相和气液两相包裹体为主，其中前者分布于中晚期细粒石英中，均一温度为233～289℃；后者气液比为20%～75%，汤村店子地区稍高，在25%～75%之间，包裹体均一温度在256～350℃范围（表3.22），沸腾温度335℃。说明该区金及多金属成矿作用主成矿期成矿温度应在233～350℃之间，这与多数岩浆热液矿床成矿流体特征相吻合。
表3.22 文登大时家、汤村店子矿区石英流体包裹体特征


（据鲁安怀等，1998）
3.3.4.4 矿床成因及成矿模式
汤村店子金及多金属矿床在控矿因素、矿体特征、矿化特征、矿物组合及围岩蚀变等方面，与同处伟德山岩体边缘的威海大邓格多金属矿床、处于栖霞-蓬莱-福山成矿带南段太古宙TTG岩系中的虎鹿夼银铅矿床特征高度一致（表3.23），笔者认为此三者具有相同成因，均为与中生代燕山晚期中酸性岩浆活动有关的中低温热液脉型矿床。
表3.23 汤村店子与大邓格、虎鹿夼矿床特征对比表


*据区域资料分析
对大邓格多金属矿床进行研究后（李杰，2012）认为，古老的下地壳是Pb、Zn成矿的物质基础，而Au、Cu、Mo、Ag可能主要与壳幔混熔型伟德山花岗岩的侵位密切相关，说明该区成矿物质来源具有多源性；大邓格多金属矿床硫同位素组成δ34SCDT为7.0‰～7.1‰，平均7.05‰，说明硫也为混合来源；铅同位素特征则显示有部分铅来源于赋矿地层荣成片麻岩套。
初步认为，该地区是在韧性变形带基础上发育而成的脆性断裂，为含金热液活动提供了空间和场所，当物化条件适宜，空间场所有利时，金元素则沉淀富积成矿。结合区域动力学演化，该区该类型矿床成矿可能大致经历了以下过程：
中生代白垩纪中晚期，随着太平洋板块的后撤式俯冲，中国东部地区表现为以拉张为主的大地构造背景，拆沉的下地壳与地幔物质混合熔融形成I型花岗质岩浆，沿深大断裂上升至上地壳，发生强烈构造岩浆作用。伟德山花岗岩浆及相关脉岩的侵位可能不仅为成矿提供了热源，而且带来了大量的铜、钼、金、银等成矿物质。随之上升的深源热液与被加热加速循环的地下水热液，在运移过程中与围岩充分交代反应，并进一步活化，萃取铅、锌等多金属成矿物质，携带、运移至构造破碎带内沉淀，富集成矿。
3.3.4.5 成矿时代
该期成矿作用与伟德山花岗岩浆活动密切相关，故时间上应为稍晚于岩体成岩年龄（115～110Ma），推测大致范围应在100～90Ma，与胶莱盆地东北缘地区铅锌银铜金多金属矿化时间一致。利用蚀变绢云母K-Ar法测得的后者叠加矿化蚀变年龄为98.63～102.55Ma（孙丰月等，1995；王义文等，2002；张连昌等，2002），与推断相吻合。

由于金、银多金属矿床成矿作用研究的不断深化，积累的测试数据愈来愈多，完全可以采用统计方法来处理和讨论，避免因少量资料而产生认识上的偏颇。当然，现今的测试技术，特别是同位素测试技术，所能测定的成矿物质来源深度只能达到地幔，主要采用的方法是利用近似代表地幔的陨石各种同位素与地壳物质同位素对比，进而推测其来源，再深的部位只能通过研究元素的地球化学性质、现代地球动力学、现代深部物理探测技术加以合理的推断而得。

(一)硫同位素特征分析

据实测和收集到的17个矿区189个硫同位素数据，剔除个别x+3s的样品进行统计分析(表2-3)表明:

表 2-3 冀东部分金、铜、钼矿床硫同位素特征

①剔除 +3s样2个;②剔除 +3s样1个。

1)除胡杖子外，其余矿区硫同位素平均值的变化范围均为-6.4～+6.3，总平均值为+1.93;各矿区平均值变化范围为-1.78～+3.3，且以很小的正值为主，趋向于零点，表明硫质总体来源应具深部幔源硫特征。

2)大多数矿区的共生硫化物硫同位素值具有δ³⁴S_FeS2＞δ³⁴S_FeCuS2＞δ³⁴S_ZnS＞δ³⁴S_PbS的演化趋势，表明硫同位素反应基本达到了平衡。

3)少数矿区出现负值，一般认为与硫化物遭受次生氧化有关，使残留于硫化物中的³⁴S相对减少，而³²S相对增加。当然，更大可能是样品个数太少之故。

(二)铅同位素特征分析

据不同构造部位13个矿区、4个同期花岗岩体共67件铅同位素数据统计(表2-4)发现:

表 2-4 冀东部分金矿和花岗岩铅同位素特征

1)不论产于何种构造位置(轴部剪切带、主拆离带或盖层)，各矿区铅同位素平均值十分接近，极差甚小。其同位素变化范围分别为²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb14.986～16.304，极差为1.318;²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb14.961～15.408，极差0.447;²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb34.834～36.787，极差1.953。

2)与金、银矿成矿有关的花岗质岩石中铅同位素组成与矿石铅吻合，表明两者铅同出一源，即来自于燕山期花岗质岩浆活动。具体数值为²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb15.882～17.465，极差为1.583;²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb15.147～15.510，极差0.363;²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb35.722～37.454，极差1.732。

3)将各矿区铅同位素平均值投点于铅同位素组成图上(图2-4)，可以明显看出，冀东地区金银矿矿质来源主要分布在下地壳与幔源之间，进一步证明该区金矿与地幔热柱的亲缘关系。

图 2-4 冀东金矿铅同位素(平均值)演化图

(三)氢、氧、碳同位素特征分析

据不同构造部位18个矿床的60余件氢、氧、碳同位素样品统计(表2-5)可见，代表性矿床峪耳崖、金厂峪δ¹⁸O_H2O平均值为6.066～7.029，与标准岩浆水δ¹⁸O_H2O+5～10极为相近;12个矿区δD_SMOW平均值为-56～-88.67，亦与标准岩浆水δD_SMOW-40～-80一致;δ¹³C平均值-4.18～-5.25与“初生碳”δ¹³C-5～-8相吻合。将8个矿区氧同位素平均值投点于δD-δ¹⁸O坐标图(图2-5)上，可见各矿床氧同位素均在原生岩浆水附近，而远离大气水和变质水，表明氢、氧、碳同位素均支持本区金矿的成矿溶液主要来自岩浆水，也确有大气水的加入。

表 2-5 冀东部分金、铜、钼矿氢氧碳同位素特征

续表

注:括号内为样品数。

图 2-5 冀东部分金、铜、钼矿 δD-δ18O(平均值)(据 Sheppard，1977)

(四)稀有气体特征

1.氦同位素

利用稀有气体氦氩同位素特征来判别成矿物质，是近年来逐渐采用的新手段。作为惰性气体的氦气、氩气及其他稀有气体基本上不参与地球内部的化学反应，因此被用来研究地球的内部结构及地球动力学过程，探讨地球科学中的基本问题，如地球大气的成分与大陆的形成和深化的关系，地幔对流的结构特征和地球内部原始物质的来源。研究表明，矿物内的He和Ar主要有3种赋存状态:①圈闭在流体包裹体中;②矿物晶格中由U、Th和K衰变而产生的后生放射成因⁴He和⁴⁰Ar;③矿物表面吸附的He和Ar。已有的研究表明，黄铁矿的流体包裹体中含He的流体包裹体被圈闭后不可能有明显的丢失。

Stuart等(1994)研究证明用压碎样品来提取稀有气体，矿物晶格内放射成因的⁴He和⁴⁰Ar并未释放出来，且黄铁矿具有很低的氦扩散系数，黄铁矿被认为是保存氦的理想矿物。Trull等(1991)研究证实流体包裹体对氩有很好的保存能力，氩在漫长的地质历史时期也可以定量地保存下来。Qiu(1996)和Turner等(1992)等研究了流体包裹体内原地放射成因的⁴⁰Ar的产率，结果表明，虽然对钾或含钾矿物中的流体包裹体不能完全排除原地放射成因的⁴⁰Ar的叠加，但对于非含钾矿物(本书中样品均属此类)，其流体包裹体内原地放射成因的⁴⁰Ar的量则可以忽略不计。

He、Ar同位素最早在地质流体中的运用是在海底热液系统、现代地热系统以及天然气油气井等现代地质流体中。而其在成矿流体方面的运用，许多矿床地质学家做了大量的工作(胡瑞忠等，1997，1998，1999;毛景文等，2000，2001;薛春纪等，2003;Mao等，2002;张连昌等，2002;王登红等，2003;王宝德等，2003，2008)。结果显示，在中国许多重要的有色金属矿集区和成矿带，如胶东金矿区、扬子地台西缘带金(铜)成矿带、哀牢山金(铜)成矿带以及冀西北金矿集区，He、Ar同位素研究表明，流体成矿作用过程中有大量幔源组分的加入。

前人研究表明，流体包裹体中的惰性气体同位素组成可以用来区别如下3种不同来源的成矿流体。①大气饱和水(ASW)，主要包括大气降水和海水，其标准，³He/⁴He和⁴⁰Ar/³⁶Ar同位素组成分别为1Ra(Ra:空气³He/⁴He=1.40×10^-6)和295.5。②深源地幔流体，其标准，³He/⁴He和⁴⁰Ar/³⁶Ar值分别应为6～9Ra和＞40000。③地壳流体，包括建造水或盆地热卤水，其特征性，³He/⁴He和⁴⁰Ar/³⁶Ar组成分别为0.01～0.05Ra和＞295.5(Bumard等，1999)。

Honda等(1993)通过对冰岛、夏威夷等洋岛的研究指出，岛弧中高³He/⁴He的存在与层状地幔模式相吻合，即地幔直接从下部高³He/⁴He库经上部低³He/⁴He层上升;或者，它们起源于上部层的基底，此时，He必须从下地幔迁移至岩浆源区。

我们所选取冀东地区代表性的10个矿区15件硫化物和肖营子花岗岩及金厂峪围岩样品进行氦同位素测试(表2-6)。从表2-6中可见矿石中黄铁矿的³He/⁴He含量范围为2.50×10^-6～9.39×10^-6，平均5.43×10^-6。比普通火成岩(0.003×10^-6～0.26×10^-6)高数百倍至上千倍，但较典型的幔源物质(1.1×10^-5～1.4×10^-5，大洋玄武岩)要低将近一个数量级。与典型地幔柱型相比，本区³He/⁴He含量相对偏低的原因可能是，目前较为公认的地幔柱区或热点区的样品多取自来源于幔源的基性岩浆岩或受深大断裂控制的热泉，这些地质体与金矿床相比，其形成过程相对较简单，受外界“干扰”较少，岩石(或水样)中捕获原始氦氩气体更多些(或保存更好些)，故所测数据往往较高(n×10^-6)。研究发现，除了像白云鄂博、金川、柿竹园等超大型矿床外，在大多数矿床中，直接以幔源热流体形式上侵并成矿的比例一般是较小的，而大量矿质应是搭载于地幔热柱多级演化的某种载体上升，并在不断演化中逐渐成矿。期间不可避免地会加入壳源物质(包括放射性氦、氩气体)，从而造成³He/⁴He比值的降低。伴随着成矿物质的氦、氩气体在漫长的迁移过程中，不可避免地有部分壳源流体加入，使得所测样品的氦氩同位素值往往界于地壳和地幔之间。因此，与正常岩石相比，较高的³He/⁴He和R/Ra值在一定程度上反映出地幔热流体参与了成矿过程。

表 2-6 冀东地区部分金矿床氦气体特征

注:*为黄铁矿中的³He/⁴He与空气³He/⁴He(Ra:空气³He/⁴He=1.40×10^-6)的比值。

从表2-6中也可看出，产于不同构造部位矿床的同位素含量差别不大，反映出自同一来源。矿区外围片麻岩、花岗岩³He/⁴He值仅为0.001×10^-6～0.55×10^-6，反映来源上有明显差别。

将黄铁矿中的³He/⁴He与空气的³He/⁴He相比，其值域为1.93～6.76Ra，平均3.90Ra，略低于典型地幔物质值(6～9Ra)，但远高于地壳物质(0.01～0.05Ra)。

假如成矿流体考虑为简单的二元混合模式，那么可以利用³He/⁴He的比值推算流体中地幔流体(Rm)和地壳流体(Rc)的比例。其中，幔源⁴He的比例由下式计算:

地幔氦=［(R-Rc)/(Rm-Rc)］×100%

式中:Rm=1.1×10^-5;Rc=2×10^-8;R分别代表地幔流体、地壳流体以及样品的氦同位素组成。

由此得出，冀东幔枝构造金、银多金属矿床成矿流体中地幔流体参与成矿作用的比例为22.59%～85.34%，平均为52.51%。说明了深部来源的流体占相当的比例。

将10个矿床黄铁矿等硫化物同位素数据投点与氦同位素浓度图上(图2-6)，与围岩及花岗岩相比，其落点均位于地幔氦附近。反映氦气应以地幔来源为主，并在上升过程中有脱气现象或放射性⁴He(壳源物质)加入。

2.氩同位素

所研究矿床的氩同位素分析结果见表2-7。其中⁴⁰Ar/³⁶Ar=365～1304，平均为741.58，明显高于地壳流体的⁴⁰Ar/³⁶Ar值(地壳⁴⁰Ar/³⁶Ar=295.5);⁴⁰Ar/³⁸Ar=1606～6189;³⁶Ar/³⁸Ar=5.2～5.5;⁴⁰Ar=0.48×10^-7～18.53×10^-7cm³STP/g，剔除1个特高样品(18.53)，10个矿床平均为2.07×10^-7cm³STP/g，与Hart(1979)所得地幔⁴⁰Ar的上限3.2×10^-6cm³STP/g十分接近;⁴He/⁴⁰Ar=0.10～61.40，剔除1个特高样品(61.40)，10个矿床平均值为11.74，略高于Schwartzman(1973)估计现今地幔的⁴He/⁴⁰Ar比值1.36～2.23。因此，冀东金矿黄铁矿中较低的⁴He及⁴He/⁴⁰Ar值，应表明有来自地球深部气体组分的加入。

图 2-6 冀东金矿氦同位素浓度图(据 Tolsikhin，1978)

表 2-7 冀东地区部分矿床氩气体特征

注:资料来源同表 2-6。

将冀东各矿的数据投点于³He/⁴He-⁴⁰Ar/³⁶Ar图解(图2-7)，该区成矿流体氦-氩同位素组成主要位于地幔流体区域，表明成矿流体主要来源于地球深部。

图2-7冀东地区部分金矿³He/⁴He(R/Ra)-⁴⁰Ar/³⁶Ar比值图

(五)金矿床包裹体特征分析

据收集到的5个矿区20件包裹体成分分析数据统计(表2-8)表明:各矿区包裹体中H₂O占90%以上，CO₂/H₂O=0.003～0.732;溶液中Cl^-F^-(F^-/Cl^-=0.074～0.230)、Na⁺＞K⁺(K⁺/Na⁺=0.009～0.683)、Ca²⁺＞Mg²⁺(Mg²⁺/Ca²⁺=0.038～1.002)，Cl^-、Na⁺、Ca²⁺相对较高有利于成矿。说明成矿溶液中应以岩浆水为主(林文通，1991;范启灏等，1983)，仅有少量天水加入。pH值=6.40～6.60，表明含矿溶液具弱酸性特征。

表 2-8 冀东部分金矿包体成分特征

从已有的测温资料(表 2-9)中可见，各矿区不论是均一法，还是爆裂法测得的温度值均较为集中，其中均一法温度变化范围为 120～410 ℃，平均温度为230～318 ℃，可确定该类矿床成矿温度为中温热液。此外，陡倾斜金矿脉(如金厂峪、峪耳崖等)，测温数据在空间上有从深部向地表逐渐降低趋势，这也反映了成矿流体在上移过程中，随温度下降、物化条件改变而导致矿质沉淀。成矿溶液盐度变化应属中等水平。

表 2-9 冀东部分金矿测温数据特征

(六)金、银多金属的迁移及富集成矿讨论

上述资料表明本区金应来自地球深部，但我们通过研究认为，金很可能发端于核幔边界的 D″层。当该处的热扰动、温压条件及天文等内外因素叠加时，就会导致地核中的热流体随能量的积累快速冲破核幔边界面的阻力，形成沿不同深度贯通裂隙向上喷射的地幔热柱(王宝德，2002)。

据霍明远(1991)研究认为，在地核这种超高温、高压的环境中，金应以气体状态存在。在强烈的外核对流及核幔差异运动中，大量金蒸气聚集在核幔界面附近。一旦幔柱向上迁移，金则以弥散气体状态随之上行，并随地幔热柱多级演化，逐渐集中于幔枝构造中。本区幔枝构造的核心部位的燕山期花岗质岩浆活动起重要作用，因为只有这种大规模的地质作用才能带来如此大量的金质。从多数资料证明本区燕山期花岗质岩浆具幔源或壳幔源特征及本身金含量明显高、成岩与成矿时间的一致性等可以得到证实。

就冀东而言，进入燕山运动时期，华北地区进入了强烈的地幔热柱多级演化阶段。河淮地幔亚热柱上升至岩石圈底部受阻而呈伞状向外拆离滑脱，由于河淮地幔热柱的热减薄作用，华北断陷逐渐形成，与此同时，冀东茅山-金厂峪-双山子韧性剪切带的深切，使原本具有熔融性质的地幔软片减压释荷形成深熔岩浆，并熔融部分围岩构成线状岩浆房，尤其在有横向断裂交汇的部位构成通道，成为岩浆活动的良好场所，表现为强烈的构造-岩浆带。岩浆活动导致地块整体上隆，变质岩系呈揭顶式隆起，外围盖层则大幅度正向拆离滑脱，形成典型的幔枝构造。随跑马场-金厂峪-半壁山一线呈串珠状展布的一系列中生代花岗质岩体的大规模侵位，沟通了深部矿源，并在花岗质岩浆活动带及其围岩的拆离带和盖层中形成众多的金、银矿床。

随着幔枝构造的不断演化，特别是在燕山期花岗质岩浆演化的中、晚期，金逐渐从气态向液态(或气-液态)转化、集中，并在适宜的空间及物化条件下聚集成矿，而与地层(或围岩)无明显的专属性关系。冀东地区古老变质岩、岩浆岩、沉积盖层中分别见矿的找矿实践已反复证明了这一点。

当然，在地幔热柱多级演化过程中，特别是在通过地幔进入地壳后，不可避免会融入大量壳源物质。这就使得所测各种同位素资料往往在典型幔源范围附近而不正好在幔源范围内，但离壳源一般甚远。

综上所述，本区金应主要来自地核，地幔热柱多级演化是金向上迁移的主要动力，而中生代大规模花岗质岩浆活动是金向上迁移的主要载体。在地球深部超高温、高压环境下，金及其硫化物只能以气相状态存在并随地幔热柱多级演化不断向上，在岩浆冷凝演化过程中向成矿热流体中集中，并在适当的空间和物化条件下卸载成矿。而有利的导矿、控矿空间就是幔枝构造轴部剪切带、基底与中新元古代之间的主拆离带及盖层中的次级拆离带。