关于老硐沟金多金属矿床的成因，目前尚未取得统一认识。黄典豪等（1997）通过研究老硐沟金多金属矿床次生矿物的形成过程、金在次生富集中的继承性特征，提出了氧化-淋滤型成因认识。杜泽忠等（2015）详细分析了老硐沟金多金属矿床的岩性界面、断裂及溶洞构造、岩浆岩等控矿因素，认为老硐沟金多金属矿床属于热液型金矿床。于文松等（2013）分析了老硐沟金多金属矿床控矿因素、“古溶洞”控矿、不同类型矿石中As元素的富集规律、围岩蚀变特征，认为老硐沟金多金属矿床成因为热液蚀变岩型。此外，已有对老硐沟金多金属矿床成因方面的研究，多是在总结矿床地质特征等工作的基础上，而基于其成矿物质来源方面的研究接近空白，直接制约了对老硐沟金多金属矿成因及北山成矿带内蒙古段找矿方向研究，亟须开展系统的矿床学研究。

本次工作在详细调查总结老硐沟金多金属矿床矿床地质特征的基础上，首次通过开展黄铁矿、方铅矿、毒砂、黄铜矿等硫化物原位S、Pb同位素和热液方解石C、O同位素研究，系统分析其成矿物质来源，结合区域构造演化关系初步探讨其矿床成因，对老硐沟金多金属矿勘查突破具有重要的实际意义。

北山成矿带横跨新疆、甘肃、内蒙古三省（区），位于中亚造山带中南缘，多个一级构造板块在此交汇，记录了不同地质时期的不同类型的地质建造和不同构造阶段的构造变形遗迹，大地构造位置极其特殊（左国朝等, 1990;杨合群等, 2006;李敏等，2020;辛后田等, 2020）。北山成矿带是中国西北地区重要的金属资源地之一（聂凤军等, 2002），岩浆-热事件在该区地壳演化过程中起到了非常重要的作用，受构造活动影响，区内岩浆岩主要呈北西向带状展布，与金属成矿关系密切相关（张善明等, 2022; Tian et al., 2023）。

北山成矿带内蒙古段位于北山成矿带东段，以洗肠井缝合带为界，北部在雀儿山-狐狸山和公婆泉-七一山活动陆缘带主要产出斑岩型铜矿；在红石山-路井陆内裂谷带主要产出与基性-超基性侵入体有关的铁矿、铜镍矿；缝合带南侧在营毛沱-鹰嘴红山被动陆缘带产出沉积型磷钒铀锰矿；在东缘东七一山一带还发育有古陆壳重熔花岗岩有关的钨锡稀有萤石矿，区域成矿地质条件优越。

研究区位于北山成矿带内蒙古段中东部盘陀山-古硐井一带，位于洗肠井蛇绿混杂岩带南侧，方山口-营毛沱-鹰咀红山早古生代被动陆缘带东段（图1a）。区内主要出露地层为长城系古硐井群、蓟县系平头山组、青白口系大豁落山组、二叠系双堡堂组和白垩系赤金堡组，与金成矿密切相关的建造为长城系古硐井群细碎屑岩和蓟县系平头山组碳酸盐岩（图1b）。区内发育鹰嘴红山加里东期黑云母二长花岗岩，主要呈岩基状产出，与区内钨矿化关系较为密切（杨合群等, 2010;赵国斌等, 2010; Tian et al., 2013;丁嘉鑫等, 2015;赵鹏彬等, 2019），与金矿化密切相关的岩浆活动时间主要发生在印支期（张国震等, 2021;唐卫东等, 2023）。受早古生代活动陆缘带向南俯冲的影响，该区形成了一系列北西向、近东西向脆韧性剪切带和脆性断层带，控制了区内金矿床的产出。目前区内已发现有鹰嘴红山钨矿、国庆钨矿、老硐沟金多金属矿、古硐井金矿等矿床。

老硐沟金多金属矿床位于盘陀山−鹰嘴红山花岗岩带东段，区内的主要赋矿围岩为蓟县系平头山组海相碳酸盐岩。受北西向、近东西向脆韧性剪切带影响，矿区内断裂构造较为发育，大致可分为近东西向、北西西向、北北西向和北东向4组（钱建平等, 2018）。其中近东西向（F1、F2）、北西西向（F7）、北北西向（F14、F15、F17）断裂构造为主要的控矿构造（图2）。

矿区内出露的岩浆岩主要为印支期侵入岩，南部出露斑状花岗闪长岩岩株，矿区中部广泛发育闪长玢岩脉和辉绿岩脉（图2），侵位时间为（233.8±0.9）Ma~（243.0±1.0）Ma（张国震等, 2021）。从野外实地调查结果及以往勘查经验判断，矿区内金矿（化）体多产出于闪长玢岩脉附近（图3a、图4a），部分闪长玢岩脉本身就具有很好的金矿化（图3b、图4b），指示闪长玢岩脉与区内金矿化关系极为密切。

老硐沟金多金属矿床分为5个矿体（图2），Ⅰ、Ⅱ、V号矿体为热液脉状矿体，近地表多形成“溶洞型”氧化矿体，矿体最大长度为400 m，厚0.65~15.54 m，Au品位0.38~31.40 g/t，赋矿标高996~1311 m。Ⅲ、Ⅳ号矿体为矽卡岩型矿体，矿体长200~350 m，厚0.1~10.0 m，Au品位0.23~7.93 g/t，矿体形态简单，赋矿标高1188~1282 m。根据共伴生组分，矿体可分为金、银、铅矿体，如Ⅰ-1号矿体，Au品位0.51~12.85 g/t，Ag品位44.55~70.38 g/t，Pb品位0.51%~4.89%；金、银、铜矿体，如Ⅲ-1号矿体，Au品位0.55~3.98 g/t，伴生Ag品位2.12~9.94 g/t，伴生Cu品位0.10%~0.47%；金、铅矿体，如Ⅳ-1号矿体，Au品位0.72~3.53 g/t，Pb品位0.61%~2.14%。

受多期次不同类型矿化作用影响（黄典豪等, 1997;于文松等, 2013），老硐沟金多金属矿床矿石类型主要有3种类型，分别为“溶洞型”氧化矿石（Ⅰ、Ⅱ、Ⅴ号矿体）、原生脉状硫化物矿石（Ⅰ、Ⅱ、Ⅴ号矿体）和矽卡岩型矿石（Ⅲ、Ⅳ号矿体）（图5a、b）。原生矿石矿物组合主要有自然金、自然银、黄铁矿、方铅矿、黄铜矿、毒砂、闪锌矿、磁铁矿、石英、方解石、石榴子石等（图5d~i），自然金主要为包体金（图5d）；氧化矿石矿物组合主要臭葱石、褐铁矿、针铁矿、砷菱铅矾、砷钙锌石、羟砷锌石等。围岩多发育热液蚀变，主要有矽卡岩化（图5c）、黄铁矿化、硅化、褐铁矿化、绿帘石化、碳酸盐化等。

根据矿石矿物组合及相互穿插关系，老硐沟金多金属矿床成矿作用可划分为3期5个成矿阶段（图6）：①早期矽卡岩阶段，主要有石榴子石、透辉石、透闪石等；②晚期矽卡岩阶段，生成的主要金属矿物为磁铁矿、黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿等，脉石矿物为石榴子石、绿帘石、绿泥石、蛇纹石、石英、方解石等。围岩蚀变为矽卡岩化、绢云母化、蛇纹石化；③热液期石英-硫化物阶段，主要有黄铁矿、方铅矿、毒砂、闪锌矿、石英等；④热液期石英-硫化物-碳酸盐阶段，主要有黄铁矿、方铅矿、毒砂、黄铜矿、闪锌矿、石英、方解石等；⑤表生期氧化阶段，矿区内自地表向下200~300 m范围内矿体均受到程度不同的氧化作用。金属矿物除金以稳定的状态存在外，其他多发生了一系列的次生蚀变，形成了赤铁矿、褐铁矿、黄钾铁钒、蓝铜矿、孔雀石和一系列砷酸盐矿物，如臭葱石、砷菱铅矾、菱砷铁矿、砷钙锌石、羟砷锌石（黄典豪等，1996）等。

金主要为微细粒自然金和含金自然银，自然金主要以包裹体形态产出于各矿物之间，其次为裂隙金和晶隙金，矽卡岩型矿石和脉状硫化物矿石中主要的载金矿物为黄铁矿、毒砂等，氧化矿石中主要载金矿物为砷菱铅钒、菱砷铁矿、臭葱石等。

本次工作样品采集于老硐沟金多金属矿床井下不同中段代表性样品，硫、铅同位素样品选取了晚期矽卡岩成矿阶段和热液期石英−硫化物成矿阶段矿石样品。矽卡岩期样品采集于Ⅲ号矿体3中段的硫化物矿石，该期硫化物矿石中黄铁矿主要有2种产出形式：一种为与磁铁矿、晚期石榴子石共生的黄铁矿；另一种为后期热液期形成，可观察到穿插早期黄铁矿、交代早期磁铁矿、黝铜矿等现象（图5d~f）。本次实验选取的矽卡岩期黄铁矿为第一种与磁铁矿、晚期石榴子石共生的黄铁矿。热液期石英−硫化物阶段样品采集于Ⅱ号矿体7中段的硫化物矿石。碳、氧同位素样品选取的是热液期石英−硫化物−碳酸盐阶段Ⅱ号矿体7中段的热液方解石脉。

原位微区硫、铅同位素测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。测试采用激光剥蚀-多接收等离子体质谱（LA-MC-ICP-MS）分析方法，使用的质谱仪为英国Nu公司生产的Nu Plasma 1700高分辨率多接收等离子体质谱仪，激光剥蚀系统为澳大利亚ASI公司生产的Resonitics M50-LR准分子激光剥蚀系统，激光波长193 nm，脉宽20 ns。硫同位素样品剥蚀和数据采集时间为50 m，激光束斑为30~37μm，剥蚀频率为3 Hz，激光能量密度为3.6 J/cm²。铅同位素质量分馏校正采用“标样-样品-标样”交叉法则（SSB）计算，同时测定²⁰²Hg及²⁰²Hg/²⁰⁴Hg=0.229883用于扣除²⁰⁴Hg对²⁰⁴Pb的干扰，获得准确的²⁰⁴Pb信号值，数据采集模式为TRA模式，激光束斑为30~37μm，背景采集时间为30 s，样品积分时间为50 s。

碳、氧同位素挑选热液方解石单矿物，单矿物挑选在西安兆年矿物测试技术有限公司进行，分析测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。仪器设备为美国热电公司的Gas Bench，色谱柱规格为25 m×0.32 mm，温度为70℃。称量约100μg碳酸盐样品（200目）加入到12 ml反应瓶中，使用高纯氦气（99.999%，流速100 mL/min）进行600 s的排空处理。排空后加入5滴100%无水磷酸后置于72℃加热盘中反应并平衡。样品与磷酸反应且平衡后的CO₂气体经过70℃的色谱柱与其他杂质气体分离，进入到稳定气体同位素质谱仪进行测定。测试结果精度均高于0.1‰。

老硐沟金多金属矿床4件样品15个测点进行了原位硫同位素分析，其中7个测点来自晚期矽卡岩成矿阶段，8个测点来自热液期石英−硫化物成矿阶段。从分析结果来看（表1），晚期矽卡岩成矿阶段黄铁矿δ³⁴S值为4.94‰~5.54‰，变化范围较小，平均5.23‰，极差0.19‰，暗示矽卡岩成矿阶段矿石硫同位素均一化程度较高。热液期石英-硫化物成矿阶段样品中，除1件方铅矿样品δ³⁴S值为负值外，其余均为正值，其中毒砂δ³⁴S值为3.48‰~4.21‰，黄铁矿δ³⁴S值为2.86‰~2.96‰，黄铜矿δ³⁴S值为2.80‰，方铅矿δ³⁴S值为-0.56‰~1.11‰；总体δ³⁴S值变化范围为-0.56‰~4.21‰，平均2.60‰，极差0.33‰，变化范围不大，表明热液期石英-硫化物成矿阶段矿石硫同位素来源相对一致。

对老硐沟金多金属矿床2件样品13个测点进行了原位铅同位素分析，测点选自热液期石英−硫化物成矿阶段方铅矿和黄铁矿。从表2中的分析结果来看，13件样品中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值为18.326~18.390，平均值为18.369；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值为15.563~15.645，平均值为15.621；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值为38.226~38.390，平均值为38.336。老硐沟金多金属矿床样品铅同位素μ值变化范围9.40~9.55，平均值9.51，其中方铅矿μ值集中在9.51~9.55；ω值变化范围35.77~36.85，平均值36.52，其中方铅矿ω值集中在36.49~36.85；Th/U比值范围3.68~3.73，平均值3.72，其中方铅矿比值集中在3.71~3.73；方铅矿二阶段模式年龄232~270Ma。

老硐沟金多金属矿床5件热液方解石样品的δ¹³C_V-PDB值变化范围为－0.04‰~2.93‰（表3），平均值为2.04‰，主要集中在2.10‰~2.93‰；热液方解石δ¹⁸O_V-SMOW值变化范围为11.27‰~19.01‰，平均值15.24‰。除样品C5-1外，老硐沟金多金属矿床热液方解石C、O同位素组成变化范围较窄，显示较为一致的物质来源。

研究与金成矿密切相关的金属硫化物的硫同位素，对于热液金矿床的成矿物质来源和成矿物质运移具有良好的示踪效果（Ohmoto, 1986; Hoefs, 1997;郑永飞, 2001; Yang et al., 2021）。热液中沉淀的硫化物硫同位素组成，受热液总硫同位素组成、氧逸度、pH、I、T等多种因素共同控制（Ohmoto, 1972; Rye et al., 1974）。黄铁矿、毒砂等金属硫化物作为老硐沟金多金属矿床的主要载金矿物，研究其硫源对于判断该矿床成矿物质来源至关重要。老硐沟金多金属矿床矿物组合中硫化物主要为黄铁矿、毒砂、方铅矿、黄铜矿、磁黄铁矿、闪锌矿等，尚未发现硫酸盐矿物。同一矿化阶段的硫化物中硫同位素组成具有δ³⁴S_毒砂>δ³⁴S_黄铁矿>δ³⁴S_黄铜矿>δ³⁴S_方铅矿的特征，表明该矿床硫同位素分馏达到平衡状态，可以使用热液期的硫同位素组成代替成矿热液的硫同位素组成（Ohmoto, 1972）。

自然界矿床中硫的来源主要有幔源硫、地层硫和混合硫3类（Hoefs, 1997;郑永飞, 2001）：幔源硫主要为岩浆热液携带的硫和从岩浆岩中萃取的硫，其δ³⁴S值一般为-5‰~+5‰（多数为-3‰~+3‰），并呈塔式分布于零值附近；地层硫的来源均来自于海水硫酸盐，其δ³⁴S值变化范围很大，且多为负值；混合硫因混染物质不同，表现出的硫同位素组成也会不同，正负值变化范围较大。

老硐沟金多金属矿床晚期矽卡岩成矿阶段δ³⁴S值为4.94‰~5.54‰，均一程度较高（图7）；热液期石英−硫化物成矿阶段δ³⁴S值-0.56‰~4.21‰，并呈现塔式分布的特征（图7），暗示了老硐沟金多金属矿床中金属硫化物的硫主要来源于岩浆。对比北山成矿带内其他金矿硫同位素组成（图8），照壁山金矿δ³⁴S值1.90‰~2.60‰、马庄山金矿δ³⁴S值4.50‰~7.20‰、花牛山金矿δ³⁴S值-3.17‰~2.83‰、小西弓金矿δ³⁴S值3.34‰~8.39‰、金窝子金矿δ³⁴S值6.00‰~7.50‰，显示北山成矿带中大部分金矿床中的硫均主要来自于岩浆，区域岩浆活动与金及多金属成矿关系极为密切。

热液中沉淀的金属硫化物U、Th含量极低，且在铅的萃取、运移过程中因物理、化学条件变化而引起的铅同位素组成变化极小，因此矿石中的铅同位素常被用于示踪成矿物质来源（Macfarlane et al., 1990; Chiaradia et al., 2004）。依据Stacey等（1975）提出的两阶段演化模式计算的铅同位素特征参数值被认为可以有效指示热液矿床成矿物质来源，其中高μ值（9.58）铅一般来自于上地壳，低μ值（8.92）、低ω值（31.844）的铅来自于上地幔，而低μ值、高ω值（41.860）的铅被认为是典型的下地壳来源（Doe et al., 1974; Stacey et al., 1975）。

老硐沟金多金属矿床方铅矿S-K两阶段演化模式计算的特征参数值表可以看出，μ值9.40~9.55，比较集中，且均小于9.58；ω值35.77~36.85，介于上地壳与地幔之间。说明老硐沟金多金属矿床金属硫化物中铅的来源混合了地幔和上地壳的物质。

根据Zartman等（1981）提出的构造演化模式，老硐沟金多金属矿床铅同位素投点均落在造山带附近，并表现出上地壳和地幔混染的特点（图9a、b）。同时从图9中也可以看出老硐沟金多金属矿床铅同位素投点具有高斜率正相关线性分布的特征，因μ值较为集中，可以排除系统误差的影响，因此该特征也暗示了老硐沟金多金属矿床铅来源的混染作用（Franklin et al., 1983；Andrew et al., 1984）。在构造环境判别图解（图10）中，老硐沟金多金属矿床铅同位素（图11）投点均落在了造山带区域，在朱炳泉（1998）提出的△γ-△β成因分类图解中，老硐沟金多金属矿床铅同位素投点均落在了上地壳与地幔混合的俯冲带（岩浆作用）区域，从而也进一步证明了老硐沟金多金属矿床铅来源于与岩浆作用有关的壳幔混合作用。

热液方解石作为金矿床的重要脉石矿物，研究其C、O同位素组成对于示踪流体中CO₂的来源具有重要的指示意义，热液流体中碳的来源主要有以下3类：①岩浆来源或深源，δ¹³C-9‰~-2‰（Taylor, 1986）；②沉积有机质来源，δ¹³C-30‰~-15‰（Ohmoto, 1972）；③碳酸盐岩来源，海相碳酸盐岩-2‰~+4‰，陆相灰岩因有有机质的加入，通常低于海相碳酸盐岩，为δ¹³C-2‰~-10‰（Veizer et al., 1976; 1999）。

老硐沟金多金属矿床热液方解石δ¹³C值介于-0.04‰~2.93‰，与海相碳酸盐岩来源碳同位素值一致（图12），区域上的金窝子金矿床含金石英脉中流体包裹体C-O同位素组成与老硐沟金多金属矿床具有较好的一致性（张增杰等，2002）。在δ¹³C_PDB-δ¹⁸O_SMOW图解(图13)中，老硐沟金多金属矿床样品点落于碳酸盐溶解作用和沉积岩混染/高温效应区域，暗示了其晚阶段（石英-硫化物-碳酸盐阶段）成矿流体中的CO₂来源具有多源混染的特点，并非是单一方面的来源。结合S同位素特征，表明岩浆上侵过程中因高温造成的赋矿围岩平头山组白云石大理岩的溶解和下伏古硐井群变质砂岩的高温对晚阶段流体中的CO₂产生混染。

老硐沟金多金属矿床成矿物质来源均表现出幔壳混合的多源性特征，硫同位素组成显示硫主要来源于岩浆，铅同位素构造演化模式图（图9a、b）、铅同位素构造环境判别图解（图10a、b）显示铅具有造山带和上地壳混合来源特征，铅同位素△γ-△β图解（图11）显示，铅主要为上地壳与地幔混合的俯冲带内的岩浆作用产物，碳、氧同位素组成指示了赋矿围岩海相碳酸盐岩对于成矿物质的贡献。结合老硐沟金多金属矿床硫、铅、碳、氧同位素特征，笔者认为其成矿物质具有深部岩浆和地层围岩混合来源的性质，成矿流体以岩浆来源为主，成矿晚期流体中混入了变质水。

从野外调查和以往勘查工作经验判断，老硐沟金多金属矿床金成矿与矿区内广泛发育的闪长玢岩脉关系较为密切：一方面矿体的产出空间位置与闪长玢岩脉密切相伴（图3，图4a、b），另一方面闪长玢岩脉内也发育有金、铜矿化（图4a、b）；张国震等（2021）通过对矿区内闪长玢岩开展锆石原位微区同位素测年，限定老硐沟金多金属矿床成矿时代为243.0 Ma。本文获得的铅同位素二阶段模式年龄为232~270 Ma，同样指示了其成矿时代为三叠纪。辛厚田等（2020）研究提出北山造山带内蒙古段造山活动结束时间为中二叠世，表明老硐沟金多金属矿床成矿时代与北山造山活动结束时间不匹配，并非造山期产物。北山造山带在三叠纪进入了板内演化阶段，受三叠纪区域构造−岩浆活动影响，造山期间形成的月牙山−老硐沟脆−韧性剪切带进一步活化，造山带内物质被含矿热液萃取，并进一步运移、沉淀成矿，从而造成了老硐沟金多金属矿床铅同位素组成具有造山带铅来源特征的现象。

在成矿作用早期，成矿作用以矽卡岩化为主，在岩体与白云石大理岩接触带内形成了矽卡岩型铁铜多金属矿体，后期由岩浆热液和变质热液混合的富含金、银、铅等成矿物质的成矿流体沿断裂构造运移，一方面对早期形成的矽卡岩型矿体进行改造、再富集，另一方面在断裂构造膨大、交汇部等有利空间沉淀成矿，形成热液脉型金铅银多金属矿体。

基于以上特点，结合前人对北山造山带的研究成果及本文S-Pb同位素、C-O同位素对成矿物质来源的指示，笔者认为老硐沟金多金属矿床成因为岩浆热液型。

（1）老硐沟金多金属矿床矿石δ³⁴S值为－0.56‰~5.54‰，均一程度较高，并呈塔式分布，表明该矿床硫同位素主要来源于深部岩浆。

（2）老硐沟金多金属矿床铅来源具有上地壳和地幔物质混染的现象，构造环境判别图解投点均落入造山带区域，△γ-△β成因分类图解中投点均落入上地壳与地幔混合的俯冲带（岩浆作用）区域，说明老硐沟金多金属矿床铅来源于与岩浆作用有关的壳幔混合作用。

（3）老硐沟金多金属矿床δ¹³C值-0.04‰~2.93‰，与赋矿围岩平头山组海相碳酸盐岩来源碳同位素特征一致，δ¹³C_PDB-δ¹⁸O_SMOW图解显示，老硐沟金多金属矿床晚期成矿流体中的CO₂并非单一来源，得到了岩浆上侵过程中因高温造成的赋矿围岩平头山组白云石大理岩的溶解和下伏古硐井群变质砂岩的高温混染。

（4）综合老硐沟金多金属矿床硫、铅、碳、氧同位素特征，认为其成矿物质具有深部岩浆和地层围岩混合来源的性质，成矿流体以岩浆来源为主，成矿晚期流体中混入了地层变质水。结合前人对于北山造山带构造演化历史的研究、老硐沟金多金属矿成矿地质特征及矿床稳定同位素特征，认为其成因类型为岩浆热液型。

致谢感谢圆通矿业有限责任公司何毅总经理、杨冰、常成文等人在野外工作中给予的大力支持和帮助。感谢评审专家对本文提出的宝贵意见和建议。

图1北山成矿带地质简图（a）和老硐沟地区区域地质简图（b）（据张国震等，2021修改）

1—第四系；2—下白垩统赤金堡组；3—下二叠统双堡堂组；4—青白口系大豁落山组；5—蓟县系平头山组上岩段；6—蓟县系平头山组下岩段；7—长城系古硐井群；8—志留纪黑云母二长花岗岩；9—二叠纪花岗岩；10—三叠纪斑状黑云母花岗岩；11—蛇绿岩；12—逆断层；

13—地质界线；14—角度不整合；15—矿床；16—省界

Fig. 1 Geological sketch of the Beishan metallogenic belt (a) and the Laodonggou area (b) (modified from Zhang et al., 2021)

1—Quaternary; 2—Lower Cretaceous Chijinpu Formation; 3—Lower Permian Shuangbaotang Formation; 4—Qingbaikou Dahuoluoshan Formation; 5—Jixian Upper Pingtoushan Formation; 6—Jixian Lower Pingtoushan Formation; 7—Changcheng Gudongjing Group; 8—Silurian biotite monzogranite; 9—Permian granite; 10—Triassic porphyritic biotite granite; 11—Ophiolite; 12—Reverse fault; 13—Geological boundary;

14—Angular unconformity; 15—Deposit; 16—Provincial boundary

图2老硐沟金多金属矿床矿区地质简图（据钱建平等，2018修改）

1—变质砂岩、板岩；2—大理岩；3—碎裂大理岩；4—辉绿玢岩；5—闪长玢岩；6—花岗闪长岩；7—花岗细晶岩；8—地质界线；9—断层及编号；10—矽卡岩；11—矿化体；12—矿体；13—矿体编号；14—勘探线及编号；15—S、Pb同位素采样点；16—C、O同位素采样点

Fig. 2  Geological sketch of the Laodonggou gold polymetallic deposit (modified from Qian et al., 2018)

1—Metamorphic sandstone, slate; 2—Marble; 3—Fractured marble; 4—Diorite porphyrite; 5—Gabbro porphyrite; 6—Granodiorite; 7—Granophyre; 8—Geological boundary; 9—Faults and numbers; 10—Skarn; 11—Mineralized body; 12—Ore body; 13—Ore body number; 14—Exploration line; 15—Sulfur and lead isotope sampling points; 16—Carbon and oxygen isotope sampling points

图3老硐沟金多金属矿床P12（a）和P1（b）勘探线地质剖面图

1—第四系；2—蓟县系平头山组大理岩；3—长城系古硐井群砂岩、板岩；4—碳质板岩；5—闪长玢岩；6—矽卡岩；7—褐铁矿化；8—金矿体；

9—产状；10—品位/g/t/厚度/m；11—断层及编号；12—碎裂岩化

Fig. 3 Geological profile of P12 (a) and P1(b) exploration line of the Laodonggou gold polymetallic deposit

1—Quaternary; 2—Jixian Pingtoushan Formation marble; 3—Changcheng Gudongjing Group sandstone, slate; 4—Carbonaceous slate;

5—Diorite porphyrite; 6—Skarn; 7—Limonitization; 8—Gold ore body; 9—Attitude; 10—Grade/g/t/thickness/m; 11—Faults and numbers; 12—Cataclastic rock formation

图4老硐沟金多金属矿床Ⅱ号矿体闪长玢岩脉特征a.矿体产出于闪长玢岩脉上盘；b.矿化闪长玢岩脉

Fig. 4 Characteristics of diorite porphyrite veins in ore bodyⅡof the Laodonggou gold polymetallic deposit a. The ore body occurs above the diorite porphyrite vein; b. Mineralized diorite porphyrite vein

图6老硐沟金多金属矿床矿物生成顺序图

Fig. 6 Mineral generation sequence of the Laodonggou gold polymetallic deposit

图7老硐沟金多金属矿床硫同位素直方图

Figure 7 Sulfur isotope histogram of Laodonggou gold polymetallic deposit

图8北山成矿带典型金矿床硫同位素组成对比图（底图据Deng et al., 2016修改）

Fig. 8 Comparison of sulfur isotope composition of typical gold deposits in the the Beishan metallogenic belt (base map modified by Deng et al., 2016)

图5老硐沟金多金属矿床不同类型矿石矿物特征图

a.Ⅱ号矿体氧化矿石；b.Ⅱ号矿体脉状硫化物矿石；c.Ⅲ号矿体矽卡岩带（条带状绿帘石、石榴子石）；d.晚期方铅矿交代早期黄铁矿；e.晚期毒砂内的早期毒砂骸晶；f.方铅矿被黄铜矿交代呈骸晶结构、后期石英脉穿插早期方铅矿；g.晚期石榴子石与黄铁矿共生；h.磁铁矿与黄铁矿同步褶曲；i.Ⅲ号矿体晚期黄铁矿穿插早期黄铁矿

Qtz—石英；Grt—石榴子石；Ep—绿帘石；Py—黄铁矿；Apy—毒砂；Ccp—黄铜矿；Gn—方铅矿；Mag—磁铁矿

Fig. 5 Mineral characteristics of different types of ores in the Laodonggou gold polymetallic deposit

a. Oxidized ore of ore bodyⅡ; b. Vein sulfide ore of ore bodyⅡ; c. Skarn zone of ore bodyⅢ(banded epidote, garnet); d. Overprinted early pyrite by late galena; e.Early arsenopyrite included within late arsenopyrite; f.Galena replaced by chalcopyrite, exhibiting a skeletal structure, with late quartz veins cutting through early galena; g. Coexistence of late garnet with pyrite; h. Synchronous folding of magnetite and pyrite; i. Late pyrite veins cutting through early pyrite of ore bodyⅢ Qtz—Quartz; Grt—Garnet; Ep—Epidote; Py—Pyrite; Apy—Arsenopyrite; Ccp—Chalcopyrite; Gn—Galena; Mag—Magnetite

图9老硐沟金多金属矿床铅同位素构造演化模式图（a、b，底图据Zartman et al.，1981）

A—地幔；B—造山带；C—上地壳；D—下地壳

Fig. 9 Lead isotope tectonic evolution model of Laodonggou gold polymetallic deposit (a, b, base map modified by Zartman et al., 1981) A—Mantle; B—Orogene; C—Upper crust; D—Lower crust

图10老硐沟金多金属矿床铅同位素组成构造环境判别图解（底图据Zartman et al.，1981）

LC—下地壳；UC—上地壳；OIV—洋岛火山岩；OR—造山带；A、B、C、D各区域中样品相对集中区

Fig. 10 Discrimination diagram of lead isotope composition and tectonic environment in Laodonggou gold polymetallic deposit (base map modified by Zartman et al., 1981)

LC—Lower crust; UC—Upper crust; OIV—Oceanic island volcanic rocks; OR—Orogenic belt; A, B, C, D are relative concentration areas of samples

图11老硐沟金多金属矿床铅同位素△γ-△β图解（底图据朱炳泉，1998）

1—地幔源铅；2—上地壳铅；3—上地壳与地幔混合的俯冲带铅（3a—岩浆作用；3b—沉积作用）；4—化学沉积型铅；5—海底热水作用铅；

6—中深变质作用铅；7—深变质下地壳铅；8—造山带铅；9—古老页岩上地壳铅；10—退变质铅

Fig. 1 Lead isotope△γ-△βdiagram of Laodonggou gold polymetallic deposit (base map modified by Zhu et al., 1998)

1—Mantle-derived lead; 2—Upper crustal lead; 3—Upper crust-mantle mixed subduction zone lead (3a—Magmatic process; 3b—Sedimentary process); 4—Chemical sedimentary lead; 5—Hydrothermal lead from seafloor processes; 6—Lead from medium to deep metamorphic processes; 7—Lower crustal lead from deep metamorphic processes;

8—Orogenic belt lead; 9—Ancient shale upper crustal lead;10—Retrograde metamorphic lead

图12老硐沟金多金属矿床热液方解石碳同位素组成及与区域典型金矿对比（底图据刘洪等，2018修改）

Fig. 12 Carbon isotope composition of hydrothermal calcite from Laodonggou gold polymetallic deposit and its comparison with regional typical gold deposits (base map modified by Liu Hong et al., 2018)

图13老硐沟金多金属矿床热液方解石δ¹³C_PDB-δ¹⁸O_SMOW图解（底图据刘家军等，2004修改）

Fig. 13δ¹³C_PDB-δ¹⁸O_SMOWdiagram of the hydrothermal calcite from Laodonggou gold polymetallic deposit(base map modified by Liu et al., 2018)

参考文献