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毕力赫金矿位于内蒙古自治区苏尼特右旗境内，是内蒙古103地质队于1989年发现并探明的一个小型浅成低温热液型金矿床。2007年，武警黄金地质研究所与金曦公司联合在矿区开展国家危机矿山接替资源勘查，发现了大型斑岩型金矿体（卿敏等，2008；葛良胜等，2009），这在华北克拉通北缘尚属首次，具有重要的理论研究和找矿示范意义。
1 成矿地质背景
毕力赫金矿区位于中亚造山带中东段，华北克拉通北缘（康保-赤峰）断裂带与温都尔庙-西拉木伦断裂带夹持的加里东增生造山带内（图1）。矿田位于都仁乌力吉-巴彦得力格火山盆地的东南部，受NE向深大断裂控制，位于NE向的盆岭构造隆起与凹陷边界部位。
2 矿区地质概况
2.1 矿区地层
矿区多被第四系覆盖，局部基岩裸露区出露第一套中酸性火山-沉积岩系，可划分为两个岩性段。下部中基性火山岩及火山碎屑岩岩性段，主要分布于矿区西北部22号脉——毕力赫村一带，出露面积约4km2。是毕力赫矿区Ⅰ矿带、22号脉的主要赋矿地层，在Ⅱ矿带NW部位发育。主要岩性包括安山岩类，玄武安山质、安山质火山角砾岩，安山质凝灰岩、沉凝灰岩和凝灰质粉砂岩等。上部中酸性火山岩及火山碎屑岩岩性段，大面积分布于矿区南部、南东部和北东部。岩性以中酸—酸性火山岩及火山碎屑岩为主，主要岩性包括灰白色英安岩、流纹岩，流纹质灰红色晶屑岩屑凝灰岩、灰白色熔结凝灰岩、青灰色流纹质凝灰熔岩等。矿区安山岩类与流纹岩类岩石均属于钙碱性系列，它们之间具有比较一致的微量、稀土元素组成和特征比值，反映了它们同源演化关系，成岩时代为晚古生代，岩石组合及其地球化学特征指示其形成于安第斯型活动大陆边缘（卿敏，2010，2011a，2011b）。
2.2 矿区构造
矿区位于都仁乌力吉-巴彦得力格火山盆地的东南部破火山口范围内，面积约16km2。控制矿床（体）产出的构造属于古欧亚地球动力学体系。矿区断裂构造发育，主要为NW—NNW向，其次为NE向和近EW向。NW—NNW向断裂组走向295°～355°，倾向北东东，倾角70°～86°，是矿区最重要的控矿、控岩断裂，控制了石英脉型和构造破碎带蚀变岩型金矿化和岩体、岩脉的产出。NE向构造形成较早，多隐伏或被后期构造改造，断层规模小，仅局部可见，多为强烈挤压的片理化带。NW，NE向断裂具有等间距分布规律，断裂交会部位是次火山岩及与其相关的斑岩型矿体产出的有利部位，构成“菱形格子”状“结点”控岩、控矿模式。
2.3 矿区侵入岩
矿区地表出露的侵入岩主要为两类，分别为晚期红色钾长花岗岩和早期灰色—浅绿色霏细岩脉。通过钻孔揭露，隐伏的花岗闪长玢岩、花岗斑岩为主的次火山杂岩体与矿化关系密切。
2.3.1 花岗闪长玢岩杂岩体
呈隐伏状分布于矿区NW向河谷砂泥质层下部。该河谷为一大型断裂构造带，岩体正是沿该构造带贯入形成。通过钻孔揭露，该杂岩体在4～7线沟谷中部第四系、第三系（古—新近系）覆盖层下出露，呈NW向展布的椭圆状，NW长100m，NE宽40m（图2），与上覆侏罗系上统火山-沉积岩呈侵入接触关系。岩体在15～40线连续出现，长超过600m，宽度40～100m不等，呈岩墙状产出，总体呈北西走向，NE倾，倾角50°～60°。3～0线附近岩体规模较大，形态复杂，出现多处分支，往NW（11线至7线）逐渐抬升、尖灭，往SE方向倾伏，倾伏角大约60°。到南东深部，开始变平缓，目前钻孔还未控制住其整体形态（图2）。
图1 毕力赫金矿区地质简图
（左上角区域构造底图据任纪舜等，1999）
1—第四系；2—含砾长石石英砂岩；3—沉凝灰岩、凝灰质砂岩；4—流纹质凝灰岩夹流纹岩；5—流纹质角砾岩；6—霏细斑岩；7—安山质凝灰岩夹安山岩；8—安山岩、英安岩；9—玄武安山质-安山质角砾岩；10—构造角砾岩；11—强片理化带；12—钾长花岗斑岩；13—花岗闪长斑岩；14—霏细（细晶）岩脉；15—流纹斑岩；16—辉绿岩脉；17—断裂、推测断裂；18—（推测）火山活动中心；19—石英脉型矿（化）体及编号；20—构造破碎带蚀变岩型/斑岩蚀变岩型矿体及编号；21—U-Pb年龄样品采样点。图中：1—华北克拉通北缘断裂；2—西拉木伦河断裂；3—二连-贺根山断裂；4—大兴安岭主脊断裂；5—嫩江断裂。Ⅰ—华北克拉通；Ⅱ—华北克拉通北缘早古生代增生造山带；Ⅲ—大兴安岭南段晚古生代增生造山带；Ⅳ—大兴安岭北段晚古生代增生造山带
岩体组成复杂，包括花岗闪长玢岩、细晶闪长岩和石英闪长岩等。镜下观察发现，整个岩体破碎强烈，微细裂隙非常发育，常常充填有石英、碳酸盐、磁铁矿等细网脉，同时岩体蚀变强烈，反映岩体沿NW向主断裂侵入就位后，后期又遭受了NW向、可能还有NE向断裂的叠加、改造，致使岩石完整性受到破坏。
图2 毕力赫金矿Ⅱ矿带矿体纵投影图
1—第四系；2—第三系；3—安山质凝灰岩；4—安山岩；5—流纹质凝灰岩、沉凝灰岩、凝灰质砂岩；6—花岗闪长玢岩；7—二长花岗斑岩；8—岩性地质界线；9—钻孔位置及编号；10—矿体品位（×10-6）/厚度（m）；11—矿体（＞10×10-6）；12—矿体（＞0.5×10-6）
岩石SiO2变化在58.46%～68.20%之间，受硅化、绢云母化等影响，SiO2，Al2O3含量偏高；受金属矿化，尤其是黄铁矿化等影响，岩石Te，Mg含量明显含量高。岩石碱质（Na2O＋K2O）含量也较高，由浅部Na2O＞K2O向深部变化为K2O＞Na2O，与深部钾化逐渐强烈一致。CaO含量则表现为相反的变化特征，浅部比深部含量明显高，也与由浅到深碳酸盐化逐渐变弱一致。
岩石微量元素突出的特点是B，Bi，Cu，Sb，W，Mo，Sn与Au呈正相关关系，表现为相对富集，在岩体内、外接触带遭受强烈蚀变部位富集。Ag，Hg，Rb，Sr等元素在岩体外接触带（中上部）富集。其他元素，如Pb，Zn，Be，Co，Ni，Cr，Li，Mn，P，S，Se，Te，Ti，V等元素基本不受蚀变以及空间位置的影响，主要反映的是岩体本身的微量元素地球化学特征。
岩石稀土配分曲线为轻稀土富集型，曲线向右倾斜，轻重稀土分馏明显，具较弱的铕异常，不同岩石稀土配分曲线形态相似，反映出明显的同源演化和深源特点（图3）。
2.3.2 二长花岗斑岩
呈隐伏状分布在11～0 线间。岩体空间形态可能呈北东向长条状，北东向长超过500m，宽约200m。在0线深部膨大，呈岩枝或小岩体侵入到花岗闪长玢岩杂岩体中，就位于花岗闪长玢岩底部或下盘（图4）。
图3 毕力赫金矿区Ⅱ矿带含矿岩体稀土元素分布图
图4 毕力赫金矿Ⅱ矿带0 号勘探线剖面图
1—第四系；2—第三系；3—安山质凝灰岩；4—流纹质凝灰岩、沉凝灰岩、凝灰质砂岩；5—花岗闪长玢岩；6—二长花岗斑岩；7—岩性地质界线；8—钻孔位置及编号；9—矿体（＞10×10-6）；10—矿体（＞0.5×10-6）
3 矿床地质特征
Ⅱ矿带圈定大小矿体7个（Ⅰ～Ⅶ），主矿体Ⅰ矿体储量占整个矿区储量的99%。Ⅰ矿体位于11线至40线间，40线南东没有控制。平面上总体为不规则的火炬状，呈NW方向展布，北西端宽大，似一火炬头，向南东逐渐变窄，似一火炬柄。剖面上，11～8线矿体呈大的透镜状，8线至40线为向南东倾伏的长柱状。矿体呈NW—NNW走向，长约500m，北东宽40～300m，垂向矿体厚度10～120m，平均48m。矿体埋深16～300m。矿体品位中心高，上下及边部逐渐变贫，矿床平均品位2.63×10-6。在7～8号勘探线间，可以圈出一个东西长180m，南北宽90m，平均厚22m，平均品位14.83×10-6的富矿体（图4）。
矿石为贫硫化物石英网脉蚀变岩型金矿石，矿石中的金属矿物总量＜2%。金属矿物主要为黄铁矿、磁铁矿、黄铜矿、褐铁矿、辉钼矿和自然金，微量矿物有磁黄铁矿、赤铁矿、斑铜矿、辉铜矿、蓝辉铜矿、自然铜、方铅矿、闪锌矿和毒砂等。非金属矿物主要为斜长石、石英和钾长石，其次为绢云母、黑云母、白云母、绿泥石、绿帘石、黝帘石、碳酸盐矿物、电气石、高岭土和粘土矿物等。
金矿物为自然金，多呈边界圆滑的浑圆状，部分呈尖角粒状和枝杈状，少量棱角明显，呈角粒状、长角粒状及板片状产出。主要载体矿物是石英，主要产于石英细—网脉中，以细微粒为主，经15件样品27粒金矿物电子探针分析统计，其成色变化在948～1000之间，平均990，为高纯度自然金。自然金中含微量元素，包括CuO 2.22%，AgO 3.32%，NiO 0.77%，FeO 0.47%。
矿石主要有用组分为金，其他有用、有害组分含量甚微。需要指出的是，矿石中含Cu 0.002%～0.012%，W 0.002%～0.016%，Mo 0.002%～0.003%。这些金属元素与Au密切共生，呈正消长关系，富矿体与近矿围岩相比提高了一个数量级，是找矿地球化学标志，局部也可能富集形成具有工业价值的铜、钼矿体。
4 矿床成因及远景评价
毕力赫金矿产于侏罗系钙碱性中酸性火山-次火山杂岩体中，矿体严格受花岗闪长玢岩内外接触带构造、断裂构造控制。围岩蚀变主要有硅化、方解石化、钾长石化、绢云母化、黄铁矿化和电气石化等，见于矿化破碎带或脉体的两侧，与矿化关系密切。流体包裹体主要为气-液包裹体，少量富气液相包裹体和纯气相包裹体。均一温度明显分为两个区间，一个是富气液相包裹体和纯气相包裹体均一温度＞550°，为早期含矿热液沸腾结果；绝大部分气-液包裹体，温度为中低温，变化在108～375℃之间，107组数据平均值为194℃。含矿热液盐度值变化在0.88～8.68（wt% NaCl）之间，众值集中在1.5～4.5（wt% NaCl）之间。毕力赫金矿为与浅成次火山岩体有关的浅成低温热液-斑岩型金矿，但矿石含银极低，金矿物成色极高，这是一般火山岩型金矿少见的。
矿区位于华北地台北缘已知金矿化带范围内，属于典型的火山-次火山斑岩成矿系统。在本区及相邻成矿类似背景区寻找该类型金矿的潜力巨大。再者，矿石中铜、钼等有用元素局部矿化强烈，矿区，尤其是南东深部铜、钼等的综合找矿应引起重视。
该类型矿床主要找矿标志包括，北西西向断裂破碎带，岩体接触带构造以及两组断裂交会处；燕山期中酸性斑岩体，钙碱性-中酸性次火山杂岩体；硅化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化、阳起石化和钾化，尤其是热液蚀变叠加的石英细网脉；Au异常，以及As，Sb，Bi等异常。
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（卿敏、牛翠祎编写）
(一)反时针(CCW)PTt轨迹的造山过程
它是构筑动力学模型的必需和最初的一步。从岩浆-构造事件序列以及造山阶段的幕的划分来看，不论是一个造山幕的尺度还是整个造山过程，均记录了陆壳的加热在先，然后是收缩构造导致的陆壳加厚，最后隆升剥蚀的过程，因此，具反时针(CCW)PTt轨迹(图2-79)。因此，总体上表现为，一个较薄的岩石圈(60～100km)和一个加厚的陆壳(55～60km)，类似于现今的安第斯和冈第斯的岩石圈结构。
图2-79 华北燕山造山过程反时钟(CCW)PTt轨迹示意图
热模拟中瞬间陆壳加厚之后的隆升约为100～120Ma(参见第一节)，但是，华北造山带陆壳加厚之后的隆升只有几个Ma，甚至≤1Ma，因此，加厚的陆壳不可能恢复到加厚前的陆壳厚度，又遭受一次收缩构造，这样，随时间，陆壳厚度必然持续增加(图2-79)。
(二)燕山造山带动力学模型
基于已有的模型(吴福元等，2003，邓晋福等，2003)和造山过程的PTt轨迹，可构筑一个改进的动力学模型(图2-80)，其概要如下:①J1和J2沿岩石圈破裂2次玄武质岩浆底侵于壳底和贯入于破裂的岩石圈(L1)中(图2-80a);②J1晚期和J2晚期2次收缩构造，使陆壳加厚，同时玄武质岩石和底侵岩浆房中堆晶超镁铁-镁铁质岩石转化为榴辉岩，使原有的克拉通岩石圈(L1)改造为密度大的岩石圈(L2)，密度大导致岩石圈下沉(图2-80b);③J3和K11高密度岩石圈(L2)的下沉拉力，导致沿莫霍面构造薄弱带和山根带榴辉岩顶界近水平方向的拉裂，最终使岩石圈面型拆沉，软流圈上涌，导致面型玄武质岩浆的喷发(图2-80c);④K21由于区域挤压应力场的终止，巨大山根产生陆壳隆升，导致后造山伸展构造，这时软流圈开始冷却，逐渐转变为新的岩石圈(L3)，由于软流圈冷却，火山作用基本上停止，只发育后造山侵入活动(图2-80d)。可以看出，图2-80的模型显示，后造山的伸展主要是由于区域挤压应立场的停止和剧烈的地壳隆升所诱发，此时已不是岩石圈大规模拆沉，而是软流圈开始冷却，逐渐转变为新的岩石圈的过程，是被扰乱的L/A系统走向稳定的过程。
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图2-80 华北燕山造山带形成和演化动力学模型示意图(说明见正文)
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华北克拉通北缘演变历史漫长而复杂，发育多期强烈的构造-岩浆活动、多期变质作用、多种不同类型的火山-沉积作用，在演变历史过程中形成丰富的矿产资源，目前为我国仅次于胶东、小秦岭的重要黄金产区。
在区域地质调查方面，华北克拉通北缘1：20万地质、水文、1：50万航磁和1：100万重力调查已经完成，局部地区已经完成1：20万化探扫面和1：5万矿产地质调查工作，在重要成矿区带进行过大中比例尺物探（电、磁）和化探（土壤、水系、岩屑）测量。在全国第二轮成矿远景区划中华北克拉通划分为两个大的二级成矿区带，即华北克拉通北缘金、银、铜、铅、锌、钴、镍、硼成矿带（Ⅱ-3），华北克拉通金、银、铜多金属成矿区（Ⅱ-4）。华北克拉通北缘成矿带（Ⅱ-3）进一步划分为三个Ⅲ级成矿区带，华北克拉通成矿区（Ⅱ-4）进一步划分为七个Ⅲ级成矿区带（陈毓川，1999；李俊健等，2002a，b），并对区内各类金属和非金属矿床的时空分布规律和综合性找矿标志进行过总结。这些工作为开展金属矿床地质理论研究和找矿勘查创造了条件。
在找矿勘查方面，自20世纪50年代以来，我国地质工作者先后在华北克拉通北缘开展过不同比例尺的野外地质调查和不同尺度的科研工作，相继发现了一系列铁、金、稀土、石墨、硼、菱镁矿，以及有色金属和稀有金属矿产（芮宗瑶等，1994），代表性铁多金属矿床包括白云鄂博超大型铁-铌-稀土矿床，三合明沉积变质铁矿，辽宁鞍山、齐大山BIF型铁矿床；代表性金矿床包括乌拉山-大青山地区哈达门沟、赛乌素、后石花、十八顷壕、哈拉沁、卯独沁等金矿床，白云鄂博裂谷带朱拉扎嘎、常山壕等金矿床，赤峰地区红花沟、撰山子、金厂沟梁等金矿床，吉南辽东地区夹皮沟、五龙、排山楼等金矿床；代表性铅锌矿床包括狼山-渣尔泰山地区东升庙、炭窑口、霍各乞、甲生盘等超大型SEDEX多金属块状硫化物矿床，燕辽地区蔡家营子、牛圈子、北岔沟门、八家子、高板河等层控热液改造型铅锌矿床；宝音图隆起带乌拉特后旗查干花、查干德尔斯等钼多金属矿床（席忠等，2010；蔡明海等，2011），乌拉山-大青山一带乌拉特前旗西沙德盖（侯万荣等，2010a，2010b）、卓资县大苏计等钼矿床（张彤等，2009），西拉木伦河两岸小东沟、鸡冠山、红山子、车户沟、库里吐、碾子沟、奥伦花、半砬山等铜钼矿床（Zeng et al.，2010；Liu et al.，2010），代表性硼、镁、金刚石矿矿床包括辽宁翁泉沟超大型硼镁铁矿床、辽宁营口大石桥超大型菱镁矿矿床和辽宁复县金刚石矿床等。
在成矿理论研究方面，新中国成立以来，该区科研工作没有间断，有一系列科研论著和论文问世。与华北克拉通北缘成矿作用有关的代表性科研论著有 《中国早前寒武纪地质及成矿作用》（张秋生，1984）、《内蒙古大青山太古宙麻粒岩带的变质构造演化及金矿成矿》（甘盛飞，1992）、《内蒙古金厂沟梁金矿构造控矿分析》（王建平等，1992）、《华北陆块北缘及邻区有色金属矿床地质》（芮宗瑶等，1994）、《华北陆台太古宙绿岩带地质与成矿》（沈保丰等，1994）、《内蒙古赤峰地区金矿地质》（王时麟等，1994）、《中国矿床模式》（裴荣富等，1995）、《内蒙古自治区哈达门沟伟晶岩金矿地质》（中国人民武装警察黄金指挥部，1995）、《华北地块北缘及其北侧金属矿床成矿系列与勘查》（裴荣富等，1998）、《华北陆台北缘地块构造与金铁矿产》（胡桂明等，1998）、《中国主要成矿区带矿产资源远景评价》（陈毓川，1999）、《区域成矿学》（翟裕生等，1999）、《中国金矿床及其成矿规律》（陈毓川等，2001）、《金属成矿省演化与成矿年代学——以华北地台北缘及其北侧金属成矿省为例》（裴荣富等，2003）、《中国前寒武纪成矿作用》（沈宝丰等，2006）、《华北陆块主要成矿区带成矿规律和找矿方向》（李俊健等，2006）、《中蒙边境中东段金属矿床成矿规律和找矿方向》（聂凤军等，2007）等。裴荣富等（1998，2003）提出以 “时间维” 造就 “空间维” 演化成矿学观点，结合成矿年代学分析，探索成矿作用4个等级体制划分及其耦合规律，从华北克拉通北缘入手建立区域成矿研究新思路和新方法。毛景文等（2005）研究认为，中国北方中生代出现过3次大规模成矿作用，分别发生在200～160 Ma，140 Ma和120 Ma左右。陈衍景等（2009a，2009b）将华北板块的热液成矿系统分为岩浆热液、变质热液和浅成热液三大系列，认为华北克拉通及其陆缘造山带东部在燕山期大规模成矿，自西向东成矿年龄梯级变新。聂凤军等（Nie，1997a，1997b）对华北克拉通北缘的典型金矿床进行了深入剖析，对岩浆活动、地壳演化与金矿成矿规律进行探讨和总结。毛德宝等（2002）将华北克拉通北缘中段铅锌银矿床划分为三个成矿带和一个集中区，成因类型划分为沉积喷气型、叠加改造型、与大红峪期碱性火山活动有关的浅成低温热液型、与中生代火山-斑岩活动有关的热液型等。代军治等（2006）认为华北克拉通北缘燕辽钼（铜）成矿带东端辽西地区以钼矿为主，西端冀北地区以铜（钼）矿为主，矿床类型以斑岩型、斑岩-矽卡岩型、矽卡岩型为主，成矿作用主要发生在180 Ma和140 Ma左右。刘建明等（曾庆栋等，2009；Zhang L.C.et al.，2009；Wan B.etal.，2009；Zeng et al.，2010；Liu et al.，2010；张连昌等，2010）对赤峰北部西拉木伦河一带铜钼矿床进行了系统的研究和总结，并首次提出了西拉木伦钼（铜）成矿带。
在金矿地质研究方面，前人从不同方面对华北板块北缘金矿地质特征、时空分布、类型和成因机制等方面进行了总结和归纳（Wang，1989；沈保丰等，1997a，b；2001a，b；Nie et al.，2002；Nie，1997a，1997b；Miller et al.，1998；Zhang H.T.et al.，1999；肖荣阁等，1999，2000；Zhou et al.，2002；Hart et al.，2002；李俊健等，2002a，2002b，2006；Yang et al.，2003）。关于金矿床的时空分布，Wang（1989）在空间上将华北克拉通划分为10个金成矿区：桦甸、清原、丹东-营口、赤峰-朝阳、遵化-青龙、宣化-崇礼、五台、中条、小秦岭、招远-掖县成矿区，主要成矿期集中在早前寒武纪、晚古生代和中-新生代，控矿因素为绿岩带提供矿源，地质构造、岩浆和变质作用导致成矿。Zhou et al.（2002）把华北克拉通北缘金矿划分为大青山（哈达门沟、赛乌苏）、燕辽（东坪、小营盘、金厂峪、红花沟、金厂沟梁、排山楼）和长白山（夹皮沟）三个集中区，并把它们归于造山型金矿床（Groves et al.，1998），金成矿期主要为显生宙。Yang et al.（2003）把产于华北克拉通的金矿床划分为燕辽（大青山、张宣、赤峰-朝阳、冀东-辽西、吉南）、胶辽（辽东、胶东、鲁西）和小秦岭三个集中区（图1-3），成矿时代主要为早白垩世（130～110 Ma），成矿物质多来源，金矿床的形成与岩石圈的减薄有关。Hart et al.（2002）将华北克拉通北缘的金矿床划分为大青山、燕辽（包括张家口、燕山、赤峰）和长白山三个金矿化集中区（图1-2），把大多数金矿床归为造山型金矿床，认为金厂沟梁金矿床为浅成低温热液型，哈达门沟金矿床可能为与侵入岩有关的金矿床，金矿主要发生在～350 Ma，～250 Ma，～200 Ma，～180 Ma，～150 Ma和～129 Ma等6个时期。关于金矿带成因类型，一种观点认为是绿岩型金矿床。由于华北克拉通北缘大多数金矿床均产在前寒武纪变质结晶基底绿岩带及与之有成因联系的岩浆岩中，所以一些学者将这些金矿床归为绿岩型金矿床（罗镇宽等，1994，2000；沈保丰，1994a，b，1996；李俊健等，2002a，b，2006；翟裕生等，2002）。华北克拉通北缘金矿床同世界绿岩带金矿床相比，有许多相似特点：(1)金矿化具有明显区域性，形成矿化密集区；(2)在矿化密集区中都有绿岩带产出；(3)金矿化没有明显的岩性专属性，容矿岩石类型多种多样；(4)金矿的成矿时间与容矿围岩的形成时间有明显时间差，成矿作用晚于容矿围岩形成时间；(5)矿床和矿体都受构造控制，特别是韧性剪切带；(6)金矿化都伴随有显著的围岩蚀变。但由于形成的地质环境不尽相同，特别是后期构造岩浆热事件的叠加和改造，华北克拉通北缘金矿床有其特殊性：(1)成矿作用常是多期、多阶段，不同时期金矿化相互叠加，而且表现出晚期成矿；(2)成矿流体多成因，既不是典型的变质流体，也不是单一的岩浆或天水流体，而是多成因的复合流体；(3)矿床规模小，成矿时代新（沈保丰，1994a，b，1996）。沈保丰等（1996）把绿岩型金矿划分为同构造晚期初生型金矿床和构造期后再生型金矿床两类。同构造晚期初生型金矿床又分为层控金矿床和脉状金矿床；构造期后再生型金矿床主要为与交代重熔岩浆作用有关的热液金矿。罗镇宽等（1994）综述华北克拉通绿岩型金矿床特点：金矿床受克拉通花岗岩-绿岩地体的控制；主要分布在克拉通南北两缘及东部，受显生宙板块运动诱发的构造岩浆活动控制，主要形成于海西期和燕山期，太古宙绿岩建造，显生宙花岗岩化作用、韧-脆性剪切构造岩带是控制绿岩型金矿的三要素。聂凤军（1990）对以往国外一些绿岩型金矿成因类型进行了总结，以绿岩带岩石类型组合为依据，并考虑岩石地层的变质级序、构造环境、岩石学特征同金矿化的时空分布关系，把太古宙绿岩带分为三大类：(1)岩石地层出露较完整的巴比顿型；(2)缺失双峰式火山岩演化特点的苏必利尔型；(3)沉积岩地层极为发育的达瓦尔型。孙丰月（1995）把过去一些有代表性的绿岩型金矿床成因观点归纳为六种：(1)与碎屑沉积岩有关；(2)受科马提岩控制；(3)与斑状岩株有关；(4)受TTG侵入体控制；(5)与氧化程度高的长英质岩浆活动有关；(6)受煌斑岩活动的控制。一种观点是与侵入岩有关的金矿床。一些学者考虑到华北板块北缘大多数金矿沿侵入到新太古代—古元古代地层的显生宙花岗岩分布，时空上与花岗岩类有关，而把华北北缘的金矿归为与侵入岩有关的金矿床（Sillitoe et al.，1998；Thompson et al.，1999；Lang et al.，2000；刘家远，1998）。一种观点是造山型金矿床。由于华北克拉通北缘的金矿床主要分布于克拉通边缘，紧邻中亚造山带，必将受到北部造山作用的控制和影响，一些矿床的流体特征也具有造山型金矿带特征，所以归为造山型金矿床（Miller et al.，1998；Groves et al.，1998；Hart et al.，2002；Zhou et al.，2002；陈衍景等，2009a，b），有些学者认为我国华北北缘的金矿床是多期造山事件的产物，具有明显的多期成矿作用特征。关于金矿床成因，王义文（1992）认为区域潜在含金性是形成金矿化集中区的首要前提，花岗岩类侵入体和韧性剪切带的形成是造成矿源层（岩）中金活化的主要营力。罗镇宽等（1994）认为，多期次、复成分、密集分布的脉岩分布区既是岩浆活动中心，又是构造活动中心，恰好是金矿成矿作用所需要的条件，密集分布的脉岩可作为绿岩型金矿床找矿的宏观标志。翟裕生等（2002）认为华北克拉通金矿床主要形成于克拉通活化阶段，其总的构造背景可概括为由挤压、碰撞作用晚期或期后向伸展构造的转变时期。金矿化是构造-花岗岩浆演化晚期的产物。陈衍景等（1998）认为华北克拉通的金矿主要分布于阴山-燕山-辽吉中生代陆内碰撞造山活动带，秦岭和胶东中生代碰撞造山带，以及太行山和郯庐两个断裂岩浆带，成矿时代主要为侏罗纪—白垩纪，成矿地球动力学背景是碰撞造山过程的挤压-伸展转变期。翟安民等（2001）认为华北陆块北缘中段金矿床密集区受控于区域构造格架的交叉区，在伸展-挤压构造背景下产生的岩浆侵入-基底隆升-变质核杂岩（或基底断隆）三位一体的构造，成为整体上控制金矿床密集区的构造系统。关于金矿床分类，Wanget al.（1989）将华北地台的金矿按成因分为：沉积变质型、变质热液型、混合热液型、岩浆热液型、火山热液型、多期叠加型、伴生型和砂金型等。Zhou et al.（2002）把中国金矿床划分为：主要类型为造山型金矿，其次为矽卡岩型/斑岩型铜-金矿床、卡林型金矿床、浅成低温热液型金矿床和砂矿床等。Nie et al.（2002）将包头-白云鄂博地区的金矿床按容矿围岩分为：(1)产于太古宙高级变质岩中的金矿床，如十八顷壕、老羊壕、后石花等；(2)产于元古宙浅变质沉积岩中的金矿床，如赛乌素、常山壕、干斯陶勒盖等；(3)产于或与海西期碱性侵入体有关的金矿床，如哈达门沟、东伙房、鹿场等。李宏臣（2001）把华北克拉通北缘金矿床划分出9种类型：太古宙硅铁建造同生金矿、元古宙钙硅质岩同生金矿、糜棱岩型金矿、糜棱岩带中石英脉型金矿、糜棱岩带中碱性岩金矿、糜棱岩带中花岗岩金矿、糜棱岩带中火山-次火山岩金矿、岩浆岩型金矿和陆相火山岩型金矿床，金矿床形成主要受韧性剪切带控制。李钟山等（2004）将华北克拉通北缘的金矿分为3大类7亚类，侵入岩浆热液型金矿床（重熔岩浆热液亚类、同熔岩浆热液亚类）、火山-次火山热液型金矿床（火山热液型亚类、次火山热液型亚类）和沉积-改造型金矿床（变质热液型亚类、变质改造型亚类、浅成低温渗滤热液型亚类）。王义文（1992）将华北克拉通北缘产出的金矿床划分为太古宙绿岩建造金矿床（夹皮沟、排山楼、南龙王庙、金厂峪等）、元古宙浊积岩建造金矿床（白云、四道沟、猫岭等）和钾质蚀变岩型金矿床（张家口、乌拉山等）；王有志（1992）将华北克拉通北缘金矿划分为石英脉型、石英脉-蚀变岩型、蚀变岩型、斑岩型、火山岩型。
总之，华北克拉通产出的金矿床主要沿克拉通边缘分布，包括北缘金矿带、东缘金矿集中区（吉南-辽东、胶东）和西南缘（秦岭、小秦岭）金矿带，呈 “金镶边”（图1-3）。华北克拉通北缘的金矿床表现为 “带状展布，分段集中，赋矿围岩老，成矿时代新” 的特点，主要呈近EW向沿阴山-燕山边缘隆起带展布（图1-2），成矿物质常常是多源的，且常常具有 “成矿物质来源老，矿床定位年龄新” 的特点。成矿作用往往经过长期的、多期地质作用的叠加，具有明显的继承性特点。
