Characteristics of chlorites from the Haopinggou Ag–Au polymetallic deposit in the Xiong’ershan ore concentration area and its exploration implications
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摘要: 为理清蒿坪沟Ag-Au多金属矿床中多阶段矿化与热液蚀变之间的关系，文章选取与铅锌成矿阶段密切相关的绿泥石进行野外观察及电子探针分析。文章将蒿坪沟Ag-Au多金属矿床中的绿泥石分为3类：Ⅰ型分布在石英脉两侧的围岩中；Ⅱ型呈细粒、隐晶质填充于隐爆角砾岩基质；Ⅲ型与铅锌硫化物共生、或以蠕虫状广泛分布在石英颗粒间隙中。3种类型绿泥石均为斜绿泥石，并落在了铁镁绿泥石的范围内，指示其形成于偏还原的酸性环境中；在阳离子置换中，主要发生了Fe2+对Mg2+的置换，其余置换作用均不明显；3种绿泥石形成与镁铁质围岩关系密切。由校正后的绿泥石地质温度计估算出3种类型绿泥石的形成温度为196~239 ℃，属于中—低温热液蚀变范围。3类绿泥石与蒿坪沟Ag-Au多金属矿床银铅锌成矿阶段相匹配，对进一步找矿勘查具有重要意义。绿泥石化学特征表明岩浆热液参与了成矿流体的形成，绿泥石形成于熊耳山矿集区早白垩世大规模岩浆−成矿时期。Abstract:
Objective The Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit is a typical intermediate-sulfidation epithermal deposit in the Xiong'ershan ore concentration area. Ag-Pb-Zn mineralization mainly occurs in steeply dipping veins and breccia matrix. The relationship between large-scale Pb-Zn mineralization and widely developed alteration minerals remains unclear. Methods In order to discuss chlorite's significance related to Pb-Zn mineralization, chlorite composition in the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit has been analyzed by field geological observation and electron microprobe analysis (EMPA) in this paper. Results Three types of chlorite were observed in the deposit, occurring in altered wall rocks (Type I), in(with) Pb-Zn sulfides (Type II), and in(with) the breccia matrix (Type III). All three types of chlorite are prochlorites and fall within the compositional range of Fe-rich chlorite, indicating that they could be formed in a partially reducing acidic environment. Fe2+ for Mg2+ is the primary substitution in chlorite lattice, suggesting a close association between chlorite formation and mafic wall rocks. Based on the corrected chlorite geothermometer, these chlorites formed under aluminum-saturated conditions in the medium to low-temperature range of 196-239℃. The temperatures of chlorites associated with mineralization (Types II and III) are higher than those in chlorites around quartz veins (Type I). It is believed that during the mineralization process, the hydrothermal fluids evolved from acidic to nearly neutral conditions as the temperature gradually decreased. The initial acidic environment facilitated interaction between water and rocks, promoting the dissolution of surrounding rocks and providing space for the further precipitation of metal sulfides. The evolution of ore fluid properties also corresponds to the deposition process of Ag-Pb-Zn. The genesis of chlorite in the deposit is well-correlated with the ore-forming and holds significant prospecting value. (1) Type I chlorites mainly develop on both sides of quartz veins, formed by the dissolution and metasomatism of basic wall rocks by ore-bearing hydrothermal fluids. Type I chlorite's Fe and Mg components are mostly derived from the wall rocks. Although this type does not contain mineralization, it can be used to trace veins. (2) Type III chlorites reflect the migration process of ore-bearing hydrothermal fluids carrying dissolved minerals (biotite/clinopyroxene), which precipitate with changes in the physicochemical environment. Type III chlorite's Fe and Mg components are mainly introduced by ore-bearing hydrothermal fluids. This type of chlorite fills the intergranular pore spaces between minerals and easily replaces minerals such as biotite and hornblende, exhibiting apparent mineral alteration features in hand specimens, which is beneficial for prospecting.(3) The formation mechanism of Type II chlorites includes the possibilities mentioned above. This type of chlorite is formed by complete dissolution and metasomatism of cement in ore-bearing hydrothermal fluids, forming fine-grained cryptocrystalline chlorite fillings in breccia rocks. Ore-bearing hydrothermal fluids and wall rocks both contribute Fe and Mg in the chlorites. Hand specimens of Type II chlorite are dark green, disseminated and filled in the matrix, making it easy to distinguish. The chemical characteristics of Type II chlorites are similar to those of chemical characteristics of granite-related deposits, implying the contribution of magmatic fluids to ore-forming fluids. Conclusion The Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit contains three types of chlorites. Their chemical characteristics all reflect an acidic and reducing metallogenic environment. In cation exchange, the primary substitution is Fe for Mg, and other substitutions are insignificant. The effect of Fe/(Fe+Mg) must be eliminated in order to calculate the temperature of such deposits using chlorite geothermometers. The formation mechanism of the three chlorites is closely related to mafic wall rock, and their chemical properties suggest the involvement of magmatic fluids in ore-forming fluids. Significance These three types of chlorite are well-matched with intense Ag-Pb-Zn mineralization and can serve as key indicators for locating Pb-Zn veins. -
Key words:
- Polymetallic deposit /
- prospecting significance /
- Chlorite /
- EMPA /
- mineralization /
- Geochemistry /
- Xiong’ershan.
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0. 引言
青藏高原东南缘是国家重大工程规划建设的重点地区，包括川藏交通廊道、南水北调西线工程、清洁能源基地以及滇藏铁路等（刘凤山等，2014）。这些重大工程在施工建设与长期运营上面临着许多重大科学与工程技术问题，其中地质安全风险问题最为严峻（李滨等，2022；彭建兵等，2022）。通常，活动断裂带地质安全风险作为首先要考虑的风险之一，因其除引发强震外，还可以引起工程错断（陈永明等，2004）、蠕滑变形（张永双等，2016）和诱发地质灾害（蔡丽雯等，2022）。活动断层引发地震从而造成地震灾害的2个主要因素是断层附近岩石弹性应变能释放产生的强烈地面运动（地震波）和沿活动断层的地表同震错动或破裂（徐锡伟等，2018；He et al.，2022）。其中，第1个因素是指地震发生过程中，地震震中区域通常会形成较为强烈的地面震动波，使其周围的建筑物遭受破坏，即建筑物的抗震问题。加强建筑物抗震设计等工程手段，此种破坏是可以避免的。第2个因素即地表破裂是指在发震过程中，因活动断层错动贯通至地表，导致其上建筑物被破坏。以目前的抗断手段与工程技术是无法避免的，只能进行合理的避让（王拓，2020）。
目前，关于活动断层避让距离与影响范围存在以下2个方面的问题：①针对同一条断层的避让距离存在不同认识。2008年5月12日发生在龙门山断裂带的汶川MS 8.0地震，形成了多条同震地表破裂带，总体走向NE40°—70°，长约275 km，宽约15 km，发震断层为映秀−北川断裂和安县−灌县断裂（李海兵等，2008）。不同学者认为活动断层的避让距离在10～30m不等（周庆等，2008；吴景发，2009；于贵华等，2009；赵纪生等，2009；张永双等，2010；郭婷婷，2013）。②同一地震产生的地表破裂带中，不同地段的破裂带宽度不一，那么其避让距离是选择极小值还是选择极大值？就单条破裂带而言，一般宽度十几米至几十米。公元1411年当雄南MS 8.0地震地表破裂带最大宽度达2 km（吴章明等，1990）；公元1515年永胜MS 8.0地震，单断层地表破裂带宽度仅为2～3m，而地表破裂带宽度达30～40 m（徐锡伟等，2002）；1927年古浪MS 8.0地震，单断层地表破裂仅为7～20 m，而地表破裂带宽度达500 m（徐锡伟等，2002）。2001年昆仑山MS 8.1地震，玉珠峰南侧破裂带宽度多为3～10 m，昆仑山口附近破裂带宽度为7～25 m，玉西峰南侧破裂带宽度为20～70 m，单条破裂带平面上呈“之”字型发育，宽度达100 m（王赞军等，2002）；部分地段破裂带由多条破裂组成，如库赛湖以东的破裂带由6条近平行的破裂组成，总宽度约为600m；破裂带影响宽度最大的地段位于红水河口以东，共发育5条破裂，主破裂达5.5～6 km（王赞军等，2002）。在2021年青海玛多MS 7.4地震中，鼓包和裂缝组成的同震破裂带多数宽约数米，多条破裂组成的同震地表破裂带宽约数十米，最宽处达40～60 m（陈桂华等，2022）。He et al.（2022）通过统计20个同震滑坡沿活动断层的分布特点提出，重要建筑物距离活动断层应不少于3 km或5 km。臧万军（2017）统计发现，随着距震中距离的增加，隧道受到震害的严重程度迅速下降，发生严重以上震害的隧道集中在距震中10 km范围内，约60%发生于20 km范围内，中等震害集中于距震中160 km以内。因此，如何避让活动断层、确定活动断层避让距离以及划定活动断层影响区是急需开展的研究课题。
文章在同震地表破裂资料统计分析的基础上，通过建立不同性质断层的避让距离，分析活动断层和基岩断层避让距离需要考虑的因素，进而提出活动断层的影响范围；最后结合遥感解译、地质调查、断层剖面和浅层地震勘探等资料，研究了理塘断裂带理塘段（理塘断裂）的避让距离与影响范围，以期为区域重大工程规划设计和国土空间管控提供基础资料。
1. 活动断层避让距离
震后地震断层野外考察、地震破裂机制研究与实验结果表明：在大多数情况下，地震是沿地壳中已有的活动断层破裂成核、滑动扩展和终止的产物，在某些特殊情况下则是地壳岩石受力沿应变集中带破裂成核、滑动扩展形成新生断层的结果（徐锡伟等，2002）。历史和现今地震研究表明，约80%～90%的强震（M≥6.5）发生在活动断层上，因此提出一个合理的活动断层避让距离，是减轻或防止地震灾害最有效的方法（徐锡伟等，2002；郭婷婷等，2017）。《活动断层避让》（征求意见稿；2019）把活动断层避让距离定义为：建（构）筑物与活动断层破裂带边界之间应分隔开的最小安全间隔。即在探明活动断层分布的基础上，科学合理地确定构筑物的避让距离，使之避免遭受活动断层同震地表破裂、错动或蠕滑滑动的直接毁坏。活动断层有不同的运动性质（正断性质、走滑性质和逆冲性质），不同性质的断层具有不同的破坏方式。对于长线工程场地而言，要在工程设计中确保穿越或近距离平行于活动断层的设施不被断层地表位错破坏或将位错造成的损失减到最小（冉勇康和陈立春，2004）。
1.1 正断层
正断层是在地壳伸展环境下，上盘块体相对于下盘块体向下移动的断层，常常由多条产状相同的次级正断层阶梯状组合而成（徐锡伟等，2002；Twiss and Moores，2007）。因此，正断层型地震地表破裂带包括主断层地表破裂及其上盘次级正断层的地表破裂。徐锡伟等（2002）对美国西部盆地山脉省Borah Peak地震（M 7.3）的发震断层（洛斯特河正断层）进行了研究，发现此次地震地表破裂带宽度合计达40 m，表明正断层的避让距离应不小于40m（徐锡伟，2006）。通过高分辨率卫星影像解译、野外地质地貌填图与差分GPS资料，李文巧等（2011）认为1895年塔什库尔干MS 7.0地震地表破裂带以正走滑为主，地表破裂带一般宽为30～60 m，最大可达825 m。1515年永胜MS 8.0地震中，在洪水塘南、龙潭东和柄官东北分别产生了30 m、30 m和30～40 m的地表破裂带（徐锡伟等，2002）。谭锡斌等（2015）通过三维激光扫描技术对新疆于田2008年MS 7.3地震破裂带进行研究，得出地表破裂带宽度大多集中在10～25 m（图1a）。由于正断层上盘变形量比下盘变形量大，地震地表破裂和地面同震错动对地面构筑物的破坏等均出现明显的上盘效应，即上盘严重灾害带宽度是下盘的2～3倍（徐锡伟和陈桂华，2018）。鉴于正断层近地表倾角一般为50°～60°（徐锡伟等，2016），建议上盘最小避让距离为从断层变形带边界向外至少30 m，下盘不小于15 m。
图 1 不同运动性质断层位移与地表破裂带宽度的关系a—正断层避让距离统计分布图；b—逆断层地震破裂垂直位移与地表破裂带宽度的关系；c—走滑断层地震破裂水平位移与地表破裂带宽度的关系Figure 1. The relationships between the displacements of faults with different kinematic properties and the widths of the surface ruptures(a) The statistical distribution of the avoidance distance of normal faults; (b) The relationship between the vertical displacement of the seismic rupture and the surface rupture width for reverse faults; (c) The relationship between the horizontal displacement of the seismic rupture and the width of the surface rupture zone for strike-slip faults1.2 逆断层
逆断层是在挤压环境下，滑动面上盘块体相对抬升的一种断层，由一组产状相同的次级逆断层叠瓦状组合而成，在下盘还会发育多种次生构造，使倾滑逆断层的同震地表破裂带形态复杂化（邓起东，1984；徐锡伟等，2002；Twiss and Moores，2007）。如1927年古浪MS 8.0地震，单条断层产生的地表破裂带宽度为7～20 m。1932年昌马MS 7.6地震，单条断层产生的地表破裂带宽度为2～60 m，多数小于15 m（徐锡伟等，2002）。汶川地震的发震断层龙门山断裂带是一条典型的逆冲推覆断裂带，是研究逆断层同震地表错动和对建筑物毁坏的典型区域，也是研究较多的一条断层。从已有调查结果中（徐锡伟等，2008a，2016；陈桂华等，2008；郑文俊等，2008；周庆等，2008；李传友等，2008；李传友和魏占玉，2009；赵纪生等，2009；于贵华等，2009；张永双等，2010；郭婷婷，2013）选取较为典型的100处地表破裂进行统计分析可以看出（图1b），地表破裂多数小于50 m，表明逆断层避让总距离不小于50 m，且逆断层还表现出明显的上盘效应（何仲太等，2012）。此外，European Committee for Standardization Eurocode 8（2003）规定，逆断层上盘避让断层迹线（30+2H）m，下盘避让断层迹线30m（H为土层至基岩厚度；Bouckovalas，2006；张建毅等，2012）。考虑到逆断层的地表倾角比较缓，一般在30°左右，且上盘严重灾害带宽度是下盘的2～3倍（徐锡伟等，2016；徐锡伟和陈桂华，2018）。因此建议逆断层上盘避让距离不小于45 m，下盘不小于15 m。
1.3 走滑断层
走滑断层指以走向滑动运动为特征的近于竖直的断层，包括右旋走滑断层、左旋走滑断层和带有少量倾滑分量的斜滑断层（徐锡伟等，2002；Twiss and Moores，2007）。通过对2001年昆仑山库塞湖MS 8.1地震（徐锡伟等，2002），2013年玉树MS 7.3地震（孙鑫喆等，2012）和2021年青海玛多MS 7.4地震（盖海龙等，2021；陈桂华等，2022）统计发现，地震造成的地表破裂带宽度最大约60 m，多数小于30 m（图1c）。此外，European Committee for Standardization Eurocode8 （2003）规定，走滑断层两盘皆避让断层迹线30 m（张建毅等，2012）。大量的震例研究表明，走滑断层的同震地表破裂及其引起的构筑物毁坏带主要沿其地表迹线对称分布，宽度统计平均值为30 m（徐锡伟和陈桂华，2018）。考虑到走滑断层的倾角较大，且多数近直立（Twiss and Moores，2007），因此建议走滑断层避让距离不小于30 m。
针对走滑断层类型，需要综合考虑断层破碎带宽度（主断层和次级断层引起破碎带之和）、断层倾角大小、断层陡坎高度和地基深度等参数来确定建（构）筑物避让全新世活动断层距离（图2）。当建（构）筑物位于走滑断层下盘时，避让距离按公式（1）计算；建（构）筑物位于走滑断层上盘时，避让距离应按公式（2）计算：
图 2 走滑断层上、下盘避让距离及计算方法示意图（《活动断层避让》征求意见稿，2019）Figure 2. Schematic diagram avoidance distances and calculation methods for the hanging wall and footwall of a strike-slip fault (“ Setback distance for active fault ”, 2019)(a) The inclination angle is close to 90°; (b) The terrain is flat ,with an inclination of less than 90°Dd=D0 (1) Du={D0(倾角α≅90°)D0+Hb×cotα(地形平坦，倾角α<90°) (2) 式中：D0—避让距离基本值（无断层陡坎发育、断层倾角接近90˚时的避让距离），m；全新世走滑断层避让距离基本值为15 m；Du—建（构）筑物在断层上盘的避让距离，m；Dd—建（构）筑物在断层下盘的避让距离，m；Hb—建（构）筑物的地基深度，m；α—断层倾角，（˚）。
2. 活动断裂带的影响范围
中等强度的地震可引发数百至数万个地质灾害（Xu et al.，2014）。例如，1920年海原MS 8.5地震，造成约22万人死亡，约10万人直接死于地震诱发的滑坡（袁丽侠，2005；Zhuang et al.，2018）。2008年汶川MS 8.0地震共造成69197人死亡，18341人失踪，其中1/3的死亡和失踪人员与地震诱发的滑坡有关（Wang et al.，2009；Tang and Van Westen，2018）。此外，中强地震的震源通常与线性孕震构造有关，地震诱发的滑坡通常沿孕震构造呈线性分布（许冲，2015）。因此，活动断层缓冲带的确定离不开同震滑坡分布的研究（He et al.，2022）。同震滑坡发生峰值与距发震断层距离统计图显示（图3），17组同震滑坡峰值位于距发震断层5 km以内，其中距发震断层3 km以内有14个滑坡峰值，这与徐锡伟等（2016）提出的活动断层避让距离≤3 km是一致的。李为乐（2019）通过对1920年海原MS 8.5地震、2008年汶川MS 8.0地震、2013年芦山MS 7.0地震、2014年鲁甸MS 6.5地震、2017年九寨沟MS 7.0地震、2017年西藏米林MS 6.9地震、2018年日本北海道MW 6.6地震和印度尼西亚帕卢MW 7.5地震8次强震发震断层对同震地质灾害空间分布分析发现，地震地质灾害具有带状分布，且不同震级发震断层的影响宽度不一样；提出震级≥MW 7.5的地震发震断层影响范围可达0～10 km，震级≥MW 6.5的地震发震断层影响范围一般为0～5 km，震级<MW 6.5的地震发震断层影响范围一般为0～2 km。因此，根据同震滑坡最多的地区与距断层的距离统计表明（图3），断层一侧的半缓冲带应至少为3 km或5 km。
图 3 同震滑坡发生峰值与距发震断层距离统计图（据He et al.，2022修改）Figure 3. The relationship between the distance of a seismic landslide and the inducing fault (modified after He et al., 2022)1995年，日本发生MS 7.2阪神地震，绝大多数震亡人数和木质房屋倒塌率在1/3以上的地方，都发生在距断层2～3 km宽度内（翠川三郎，1995；郭婷婷，2013）。1999年土耳其西部发生MS 7.4地震，跨越地表破裂带的建筑物基本全部倒塌，沿着约200 km的地震地表破裂带范围内，人口伤亡率、房屋破坏和倒塌率基本相同；但是在地表破裂带垂直方向上，远离100～200 m后，建筑物破坏和倒塌率迅速下降（郭婷婷，2013）。1999年，中国台湾发生集集MS 7.6地震，根据台湾强震台网记录到的资料，在发震断层附近的最大峰值加速度达1g（相当于IX度以上地震烈度），在距断层约3 km的台站记录到的峰值加速度只有0.3g（相当于VII度略强的地震烈度；徐锡伟，2006）。2008年，汶川发生MS 8.0地震，导致跨越地震断层（主、次地震断层）的建（构）筑物均倒塌或严重破坏，地震地表断层带约20m范围内的地表发生严重变形，地面建筑物全部倒塌，且随距离断层变远，建筑物的破坏程度减轻（郭婷婷，2013）。汶川地震应急考察也发现，在距离发震断层100 m范围内的建筑严重破坏，距离发震断层100～220 m内的建筑物中等损坏，距离发震断层220～1500 m内建筑轻微损坏（图4）。
图 4 小鱼洞房屋破坏程度与距离活动断层关系Figure 4. Degree of damage to buildings in Xiaoyudong in relation to the distance from the active fault《岩土工程勘察规范》（GB 50021—2001）指出，对于强烈的全新活动断层，设防烈度Ⅸ度时宜避开断层带约3000 m，设防烈度Ⅷ度时宜避开断层带500～1000 m，且宜选择断层下盘；对于中等全新活动断层，宜避开断层带500～1000 m，并宜选择断层下盘；对稍弱全新活动断层，宜避开断层带，建筑物不得横跨断层带。《建筑抗震设计规范》（GB 50011—2010）规定乙类建（构）筑物（地震时使用功能不能中断或需尽快恢复的建筑）在抗震设防烈度为Ⅸ度时，距发震断层的最小避让距离为500 m，Ⅷ度时避让距离不小于300 m。根据现今地震地表破裂带宽度（<500 m）、建筑抗震设计和工程勘察规范及相关资料总结，初步认为活动断层带的极强、中强、强和中等活动影响区分别为<200 m、200～500 m、500～1000 m和1000～3000 m，分别对应于大于Ⅸ、Ⅸ、Ⅷ和Ⅶ烈度区范围。在极强影响区应避让活动断层，在强影响区、中强影响区及中等影响区应加强抗震设防等级。
3. 理塘断裂避让距离与影响范围
3.1 理塘断裂第四纪晚期活动性
理塘断裂带是川滇块体内部的一条活动断裂带，与鲜水河断裂带近乎平行，在区域上起到调节青藏高原东南缘向东挤出的作用（唐荣昌和韩渭宾，1993；Wang and Burchfiel，2000；Zhang et al.，2015；Chevalier et al.，2016；李海兵等，2021）。理塘断裂是理塘断裂带理塘段的一条分支断层，北西起于爬弄垛以北，向南东横穿理塘盆地及无量河，消失于奔戈乡嘎日山前一带，全长约22 km，整体走向138°左右，以左旋走滑运动为主兼有正断分量（图5a）。在村戈乡东北爬弄垛山前，断层错断冲洪积扇、河流阶地，形成断层陡坎、断层三角面、水系同步扭转、断塞塘等地貌现象（图5b；张献兵等，2024）。在北西端，断层消失于三叠纪基岩中，表现为多条次级分支断层。理塘盆地至今还可见1948年理塘M 71/4地震的地表破裂（图5c）。在爬弄垛山前出露一断层剖面（图5d），揭示理塘断裂具有一定的正断分量（张献兵等，2024）。在村戈大桥旁出露一厚约70 cm断层剖面，剖面显示砾石具有明显定向性，产状为208°∠57°（图5e、5f）。徐锡伟等（2005）在金厂沟附近通过2处观测点测得理塘断裂的水平滑动速率分别为3.8±0.8 mm/a和4.1±0.1 mm/a；赵国华（2014）通过对无量河阶地、垃圾场西的研究，得到2处的水平滑动速率分别为5.1±1.0 mm/a和5.5±1.0 mm/a。古地震研究显示（徐锡伟等，2005；赵国华，2014；周春景等，2015；张克旗等，2020；高帅坡，2021；张献兵等，2024），理塘断裂可能至少发生7次强震事件，分别为：E1（10680~10250 a BP）、E2（9483~9191 a BP）、E3（5358~4750 a BP）、E4（3418~3307 a BP）、E5（2030~1930 a BP）、E6（1380~483 a BP）和E7（AD 1729或1948），其复发间隔分别为1128 a、4283 a、1692 a、1382 a、1271 a和798 a。全新世以来古地震数据显示，理塘断裂在5000~9000 a BP之间可能存在约4000 a的强震平静期，5000 a BP之后理塘断裂进入新一轮地震丛集，且强震复发间隔逐渐变小，表现为加速趋势，应关注理塘断裂的强震危险性（高帅坡，2021；张献兵等，2024）。
图 5 理塘断裂几何展布及第四纪晚期活动性a—理塘断裂几何展布；b—爬弄垛山前断层三角面及挡水凸起；c—牧民新村地表破裂；d—爬弄垛山前断层剖面；e—村戈乡查卡村野外断层剖面；f—村戈乡查卡村断层剖面图Figure 5. Geometric distribution of the Litang fault and late Quaternary seismic activity(a) Geometric distribution of the Litang fault zone; (b) Fault triangles and water-retaining bulges in the piedmont of Panongduo; (c) Muminxincun surface rupture; (d) Fault section in front of Panongduo Mountain; (e) Fault section of Chaka villiage, Cunge; (f) Fault section of Chaka villiage, Cunge在跨理塘断裂的牧民新村布设3条间隔为50 m的微动地球物理勘探测线，每条测线在地表破裂两侧以10 m间隔布设勘探点，同时在外围以50 m间隔布设多个勘探点，共48个勘探点（图6a），利用建模软件Voxler，获得了理塘断裂60 m以浅的横波速率剖面（图6b）和三维模型（图6c）。在微动数据反演得到的横波速度模型中，根据《建筑抗震设计规范》（GB 50011—2010）中对土的类型划分标准，将牧民新村附近的横波剖面划分为3个区间：横波速度小于250 m/s的细圆砾土和粗圆砾土层；横波速度介于250～500 m/s之间的中等稍密的粉质黏土、细砂和粗砂层；横波速度介于500～800 m/s之间的密实的粉质黏土、细砂和粗砂层（图6b）。理塘断裂横波速度剖面图中，多处有明显的速度变化异常，解译出一条断层F1（∠226°/84°），断层位置与野外观察到的地表破裂位置可以很好的吻合，位于水平距离280 m处。另外，根据横波速度异常信息，分别在水平距离475 m和175 m处，解译2条断层F2（∠210°/80°）和F3（∠215°/79°）。由于F2和F3在地表断错地貌不明显，暂定为解译断层。在图6b中，反演的横波速度信息比较杂乱，特别是在180～350 m这一区间范围，表明该深度第四纪地层较为破碎，应为断层带破碎带范围，经测量宽度约308 m。
图 6 理塘断裂牧民新村微动勘探剖面解译与地下三维解释图a—理塘断裂微动勘探区；b—理塘断裂微动勘探横波速度剖面解释图；c—理塘断裂地下三维解释图Figure 6. Exploration profile and interpretation of microdynamics in Muminxincun(a) Litang fault micro-dynamics exploration area; (b) Interpretation of a shear wave velocity profile for fretting exploration of the Litang fault; (c) Three-dimensional sub-surcace interpretation of the Litang fault3.2 理塘断裂避让距离与影响范围
考虑到理塘断裂以走滑运动为主兼有正断分量，根据不同性质活动断层避让距离，该断层的避让距离为上盘避让30m，下盘避让15m。兰恒星等（2021）根据断层影响宽度与断层活动速率，提出断层带影响宽度的普适性评估模型，避让距离为在断层影响宽度之外需要避让的安全距离：
z=10(−0.03(lgy)2+0.48lgy+1.87) (3) 式中：z为断层影响宽度，m；y为断层的活动速率，mm/a。理塘断裂带水平滑动速率为4.0±1.0 mm/a（徐锡伟等，2005），基于公式（3），得到断层带单侧极强影响范围为123～155 m。这与根据理塘断裂的微动勘探数据得到的理塘断裂带理塘段断层带宽度约为308 m基本吻合。考虑到理塘断裂的断层倾角近直立（≥80°），单侧断层带宽度应为154 m。因此，理塘断裂带的极强、中强、强和中等活动影响区分别为154 m、154～500 m、500～1000 m和1000～3000 m（图7）。
图 7 理塘断裂极强、强、中强和中等影响区Figure 7. Zones of an extremely strong, strong, less strong, and medium impact of the Litang fault4. 讨论
活动断层的避让距离一方面与地震地表破裂带宽度有关，另一方面还与断层性质、断层倾角有关，特别是主断层和次级断层的宽度。这是因为，目前得到的活动断裂避让距离多数都是基于历史或现代地震产生地表破裂带宽度（构造意义明确的主破裂）统计得到的。例如，正断层上盘的避让距离不小于30 m，下盘不小于15 m；逆断层上盘避让距离不小于45 m，下盘不小于15 m；走滑断层避让距离不小于30 m。值得注意的是，强震除了可以在地表产生明显的由一系列张裂隙、张剪裂隙、剪切裂隙、挤压鼓包、挤压脊和裂陷等雁列状组合而成的地表破裂带外（潘家伟等，2021），还可能产生地表裂缝、砂土液化带和带状塌陷等多种类型裂缝（刘小利等，2022）。2021年青海玛多MW7.4地震产生的地表破裂表现为多支近平行或斜交的复杂几何形态，部分段落还呈弧形、团状等形态，多段破裂宽度接近甚至超过3 km（刘小利等，2022）。为此，还需要对强震同震地表破裂带的完整观测和全面分析，为活动断层工程避让带宽度及其边界的准确限定提供基础数据（徐锡伟等，2008b）。此外，活动断层的避让距离还与断层倾角有关。例如，地形平坦条件下，一般建（构）筑物避让全新世走滑断层距离估算中，当地基深度≤3 m、且断层倾角分别为15º～29º、30º～44º、45º～59º、60º～74º、75º～90º时，其上/下盘避让距离分别应不小于26/15 m、20/15 m、18/15 m、17/15 m、16/15 m（《活动断层避让》征求意见稿，2019）。对于出露区第四纪活动断层的避让距离，特别是剖面上与走滑断层水平运动相伴生的花状构造样式，一定要考虑主断层和次级断层的宽度。陡倾角走滑断层由不连续的次级剪切断层斜列而成，在走滑作用相关的拉张或挤压过程中易形成拉分盆地或端部出现阶区等，当阶区宽度在数十米宽度时，可把阶区整体作为变形带进行避让（徐锡伟和陈桂华，2018）。
基岩断层的避让距离主要由断层带宽度来决定，包括断裂岩的宽度和破碎带的宽度。断裂岩是指断层活动的产物，是断层带的物质组成，其结构特征记录了断层活动演化的历史（吴琼等，2021）。破碎带是指由断层或裂隙密集带所造成的岩石强烈破碎的地段。但需要注意基岩裂隙或风化裂隙与断层破碎带的识别和鉴别，以免导致基岩断层避让距离过大。王焕等（2013）结合汶川地震断裂带科学钻探一号孔（WFSD-1）岩芯研究，将龙门山断裂带映秀−北川断裂虹口八角庙地区的断裂岩分为碎裂岩带、黑色断层泥和角砾岩带、灰色断层角砾岩带、深灰色断层角砾岩带以及黑色断层泥和角砾岩带5种，断裂岩合计宽度达240 m。吴琼等（2021）以鲜水河断裂带乾宁段地表出露的断裂岩为研究对象，通过野外地质调查、室内光学显微镜、扫描电镜、粒度统计、粉末X射线衍射分析（XRD）和薄片X射线荧光光谱分析（XRF）等多种研究方法，对鲜水河断裂带的岩石特征、结构构造、物性、矿物成分及化学元素分布开展了详细的分析，并探讨了相关变形行为和滑移机制，得到断裂岩整体宽约为14.3 m。此外，龚正等（2023）对丽江−小金河断裂盐源段断裂带宽度统计发现，其中九洛沟、道沟坪子和沈子河剖面的核部宽度仅为0.2～0.5 m、8.5 m和6.95 m，但其破碎带宽度为1.2～4.5 m、22 m和>29 m，而干沟−新沟破碎带宽度>29 m。所以，丽江−小金河断裂盐源段断裂带宽度（核部与破碎带之和）应该在30～36 m之间。考虑到龙门山断裂带映秀−北川段、鲜水河断裂带乾宁段和丽江−小金河断裂盐源段的基岩断裂破裂带宽度均大于15 m。因此，基岩断层的避让距离应该大于15 m。综上所述，活动断层避让距离，除与地震地表破裂带宽度有关，还与断层类型、倾角和断层破碎带宽度有关，特别是主断层和次级断层的宽度以及基岩断层岩和破裂带的宽度。
活动断层作为破坏性地震的主要危险源，其存在意味着潜在的且难以预测的地震、地表变形及相关次生灾害及危害性（吴中海，2019，2022）。上文已经论述了不同性质活动断层的避让距离和活动断层的影响范围，但对于基岩山区、高山峡谷区或者无法到达区域的活动断层，如何确定其避让距离？加强活断层鉴定和活动性研究是开展活断层避让的前提。然而，对于青藏高原东南缘基岩山区活断层鉴定研究目前还比较薄弱。一方面基岩山区多为高海拔地区，交通条件差，难以到达；另一方面冰川侵蚀强烈导致已有断层形迹被破坏，且第四纪沉积物少，缺少定年材料。例如，鲜水河断裂带新发现的木格措南断裂是一条发育于鲜水河断裂带色拉哈断裂和折多塘断裂之间的折多山花岗岩体内的长约24 km的全新世活动断层，该断层空间上可分成北、中、南3段，呈（正滑）左旋右阶雁行状排列（潘家伟等，2020），目前关于木格措南断裂的活动速率和古地震研究还未见报道。此外，青藏高原东南缘的深切峡谷区植被较发育，断层形迹不清晰；同时崩滑流等地质灾害频发（白永健等，2019），导致断层形迹被破坏，阻碍活断层鉴定（钟宁，2017）。青藏高原东部的岷江上游叠溪地区也曾发生1713年MS 7.0和1933年MS 7.5 2次大震，造成重大人员伤亡和财产损失（钟宁，2017；Ren et al.，2018）。然而，岷江上游多为高山峡谷地貌，且缺少第四纪沉积，岷江断裂的中南段穿过叠溪地区，至今仍缺少断层活动的证据（李勇等，2006；任俊杰等，2017；李佳妮等，2021）。这就需要利用高精度遥感影像、无人机航空雷达等技术，查明活动断层几何展布；同时结合跨断层高精度连续的GNSS（全球卫星导航系统）和InSAR（合成孔径雷达干涉测量）等数据，确定断层的活动性（全新世断层和晚更新世断层）；再结合构造类比的方法，确定活动断层的避让距离。活动断层对工程影响的表现形式主要是“抗断问题”和“抗震问题”，活动断层的避让距离主要是通过避开活动断层来解决构物的“抗断问题”，活动断层的影响范围主要是解决距离活动断层一定范围的重要、必须的构筑物的“抗震问题”，有效减轻建（构）筑物受地震灾害风险的影响（徐锡伟等，2018）。川西−藏东交通廊道穿越理塘断裂，理塘段是铁路工程类型最全（包括桥梁、隧道、路基）、路基最长、桥梁最多的区段，活动断层的“抗断问题”与“抗震问题”极为突出。因此，急需加强理塘断裂带的活动性和强震复发规律研究，分析活动断层在工程寿命期内的危险性。①加强不同性质活动断层避让距离与影响范围研究，合理规避活动断层风险。②开展活动断层避让距离与影响范围的数值模拟研究，分析多条分支断层的影响范围，以及不同构造组合样式的断层避让问题。③加强基岩山区和深切河谷区活断层鉴定新方法和新技术研究。④加强活动断层高精度GNSS和InSAR形变观测，以及地震监测。活动断层避让距离和影响范围，除受活动断层性质及强度外，还与其断层通过不同组成的物体或者地层岩性，以及工程地质条件有关，急需开展进一步研究工作。
5. 结论
（1）基于同震地表破裂统计资料分析，正断层上盘的避让距离不小于30 m，下盘不小于15 m；逆断层上盘避让距离不小于45 m，下盘不小于15 m；走滑断层避让距离不小30 m。活动断层带的极强、中强、强和中等活动影响区分别为<200 m、200～500 m、500～1000 m和1000～3000 m，分别对应于烈度区大于Ⅸ、烈度区Ⅸ、烈度区Ⅷ和烈度区Ⅶ范围。
（2）理塘断裂为全新世活动断层，运动性质以走滑运动为主兼有正断分量，其上盘避让距离为30 m，下盘避让为15 m。理塘断裂的极强、中强、强和中等活动影响区分别为154 m、154～500 m、500～1000 m和1000～3000 m。
致谢：微动地球物理测量和物探解译由首都师范大学李家存副教授完成，在此表示感谢。
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图 1 华北克拉通南缘熊耳山矿集区地质简图（底图据Tian et al.，2023修改）
a—华北克拉通南缘在中国东部的位置；b—熊耳山矿集区大地构造简图及矿产分布图
Figure 1. Simplified geological map of the Xiong’ershan ore concentration area along the southern margin of the North China Craton（Base map modified after Tian et al., 2023）
(a) The inset showing the tectonic location of the southern margin of the North China Craton in eastern China; (b) Geological map of the Xiong’ershan ore concentration area, showing the distribution of the major deposits
图 2 蒿坪沟Ag-Au多金属矿床地质简图（底图据梁涛等，2015修改）
Figure 2. Geological map of the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit（Base map modified after Liang et al., 2015）
图 3 蒿坪沟Ag-Au多金属矿床勘探线剖面图（剖面位置见图2）
Figure 3. Representative cross-section of the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit (The position of the cross-section is shown in Fig. 2.)
图 4 蒿坪沟Ag-Au多金属矿床矿物共生序列（据Tian et al., 2023修改）
Figure 4. Paragenetic sequence of the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit（modified after Tian et al., 2023）
图 5 蒿坪沟Ag-Au多金属矿床绿泥石分布情况
Chl—绿泥石；Gn—方铅矿；Sp—闪锌矿；Py—黄铁矿；Ank—铁白云石a—铅锌矿脉两侧围岩绿泥石蚀变；b—石英脉两侧蚀变绿泥石；c—隐爆角砾岩基质中填充绿泥石与铁白云石；d—隐爆角砾岩中发生绿泥石蚀变的斑岩角砾
Figure 5. Distribution of chlorites in the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit
(a) Chlorite alteration of surrounding rocks on both sides of Pb-Zn veins; (b) Altered chlorites occurred on both sides of quartz veins; (c) Chlorites and ankerites filled in breccia matrix; (d) Chlorite-altered porphyry breccia Chl–chlorite; Gn–galena; Sp–sphalerite; Py–pyrite; Ank–ankerite
图 6 蒿坪沟Ag-Au多金属矿床绿泥石显微形态特征
Chl—绿泥石；Ser—绢云母；Gn—方铅矿；Qz—石英；Sp—闪锌矿；Py—黄铁矿；Cal—方解石a—发育于石英脉两侧的绿泥石（正交偏光）；b—隐爆角砾岩基质中填充的绿泥石（正交偏光）；c—与黄铁矿、闪锌矿共生的绿泥石（正交偏光+反射光）；d—填充在石英颗粒间隙的蠕虫状绿泥石（正交偏光）；e—背散射镜下绿泥石电子探针打点位置分布，可见绿泥石与绢云母共生；f—背散射镜下绿泥石电子探针打点位置分布
Figure 6. Representative photomicrographs of chlorite characteristics of the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit
(a) Chlorite developed on both sides of quartz veins (cross-polarized light); (b) Chlorite filled in breccia matrix (cross-polarized light); (c) Chlorite coexisting with pyrite and sphalerite (cross-polarized light+ reflected light) ; (d) Worm-like chlorite filling the interstices of quartz grains (cross-polarized light); (e) Backscattered electron images of the distribution of chlorite EMPA dots, showing coexistence with sericite; (f) Backscattered electron images of the distribution of chlorite EMPA dots Chl–chlorite; Ser–sericite; Gn–galena; Qz–quartz; Sp–sphalerite; Py–pyrite; Cal–calcite
图 7 蒿坪沟Ag-Au多金属矿床绿泥石化学性质图解
a—绿泥石Fe−Si图解（Deer et al.，1962）；b—绿泥石Al+□-Mg−Fe图解（Zane and Weiss，1998）；c—绿泥石Si−R2+图解（据刘燚平等，2016修改）
Figure 7. Chemical diagram of chlorite from the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit
(a) Fe vs. Si diagram of chlorite (Deer et al., 1962); (b) Al+□–Mg–Fe plot (Zane and Weiss, 1998); (c) Si vs. R2+ diagram (modified after Liu et al., 2016)
图 8 蒿坪沟Au-Ag多金属矿床绿泥石阳离子相关关系图（单位为a.p.f.u）
a—绿泥石AlⅥ-AlⅣ图解；b—绿泥石Fe2+-Mg2+图解；c—绿泥石Fe2+/(Fe2++Mg2+）-AlⅣ图解；d—绿泥石(Fe2++ AlⅥ）-Mg2+图解；e—绿泥石Mg2+-AlⅣ图解；f—绿泥石Si4+-Mg2+图解
Figure 8. Correlation of cations in chlorites from the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit（unit a.p.f.u）
(a) AlⅥ vs. AlⅣ diagram of chlorite; (b) Fe2+vs. Mg2+ diagram of chlorite; (c) Fe2+/(Fe2++Mg2+) vs. AlⅣ diagram of chlorite; (d) (Fe2++ AlⅥ) vs. Mg diagram of chlorite; (e) Mg2+ vs. AlⅣ diagram of chlorite; (f) Si4+ vs.Mg2+ diagram of chlorite
图 9 蒿坪沟Ag-Au多金属矿床绿泥石形成温度频数（N）分布直方图
a—绿泥石形成温度T1频数分布直方图；b—绿泥石形成温度T2频数分布直方图；c—绿泥石形成温度T3频数分布直方图
Figure 9. Hsitogram of formation temperatures of chlorites from the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit
(a) Hsitogram of formation T1 of chlorites; (b) Hsitogram of formation T2 of chlorites; Hsitogram of formation T3 of chlorites
图 10 绿泥石形成温度T与AlⅣ及Si4+相关性图解
a—绿泥石AlⅣ−T平均关系图解；b—绿泥石Si4+−T平均关系图解；c—绿泥石AlⅣ−T3关系图解；d—绿泥石Si4+ −T3关系图解
Figure 10. Correlation diagram of T vs. AlⅣ and Si4+
(a) AlⅣ vs. Taverage diagram of chlorite; (b) Si4+ vs. Taverage diagram of chlorite; (c) AlⅣ vs. T3 diagram of chlorite; (d)Si4+ vs. T3 diagram of chlorite
图 11 不同成因类型矿床中的绿泥石特征
不同矿床类型中的绿泥石投图区域：1—活动的地热系统；2—块状硫化物矿床（Kranidiotis and Maclean，1987）；3—热液铜（金）矿化带（Zane and Fyfe，1995）；4—与铜金矿化相关的绿泥石（Dora and Randive，2015）；5—云母石英岩中的绿泥石（Randive et al.，2015）；6—与花岗岩相关的矿床（Trumbull et al.，1996）；7—热液脉型矿床（Walshe，1986）a—绿泥石中Fe/（Fe+Mg）−（Si/Al）关系图解；b—绿泥石中Fe/（Fe+Mg）−AlⅣ关系图解（据周栋等，2018修改）
Figure 11. Chlorite characteristics in different genic types of deposits
(a) Fe/(Fe+Mg) vs. (Si/Al) diagram of chlorite; (b) Fe/(Fe+Mg) vs. AlⅣ diagram of chlorite (modified after Zhou et al., 2018) Data source: 1−active geothermal system; 2−massive sulfide deposit (Kranidiotis and Maclean, 1987); 3−hydrothermal mineralization zone (Zane and Fyfe, 1995); 4−Chlorites related to Cu-Au mineralization (Dora and Randive, 2015); 5−green-mica quartzites (Randive et al., 2015); 6−deposits associated with granite (Trumbull et al., 1996); 7−hydrothermal vein-type deposit (Walshe, 1986)
表 1 熊耳山矿集区蒿坪沟Ag-Au多金属矿床与康山金多金属矿床地质特征
Table 1. Geological characteristics of the Haopinggou Ag-Au polymetallic deposit and the Kangshan Au polymetallic deposit in the Xionger’ shan ore concentration area
矿床名称 蒿坪沟Ag-Au多金属矿床 康山金多金属矿床 矿床类型 岩浆热液型 岩浆热液型 大地构造位置 华北克拉通南缘、熊耳山矿集区西北部 华北克拉通南缘、熊耳山矿集区西南部 控矿构造 北东向陡倾断裂和局部隐爆角砾岩 北东向脆性断裂 成矿阶段及矿物组合（Li et al.，2013） 第一阶段：Qz-Sd-Mag-Elc 第一阶段：Qz-Py 第二阶段：Gn-Sp-Qz-Ank 第二阶段：Qz-Py-Ccp-Au 第三阶段：Qz-Cal-Fl 第三阶段：Gn-Sp-gold-Qz-Ank- — 第四阶段：Qz-Cal-Fl 成矿时代 热液独居石125~123 Ma（Tian et al.，2023） 热液独居石年龄为131 Ma（张哲铭等，2023） 流体特征及来源 含银硫化物来自蒿坪沟花岗岩体，表现为还原性的酸性流体（Li et al.，2016） 含金流体来自隐伏花岗岩体， 表现为相对弱酸性的还原环境；其成矿机制为流体沸腾，第三阶段主要成矿机制为流体混合（Zhang et al.，2020） 成矿温度（Li et al.，2013；徐进鸿，2021） — Qz-Py：322~359 ℃ Qz-Sd-Mag-Elc：217~349 ℃ Qz-Py-Ccp-Au：226~305 ℃（256~302 ℃） Gn-Sp-Qz-Ank：172~267 ℃（194~237 ℃） Gn-Sp-Au-Qz-Ank：185~246 ℃ Qz-Cal-Fl：116~205 ℃ Qz-Cal-Fl：130~221 ℃ 绿泥石分类 主要为铁镁绿泥石 富铁种属的绿泥石，围岩属于铁镁绿泥石，与矿化相关的绿泥石为铁绿泥石（周栋等，2018） 注：成矿温度为流体包裹体测温数据（Li et al.，2013；徐进鸿，2021），括号内为绿泥石EMPA数据所计算出T3温度 
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