0 引言
胶东地区是我国最大的金矿集中区域，区内自西向东分布3个二级矿集区：招远-莱州、蓬莱-栖霞和牟平-乳山矿集区。焦家金矿田在招远-莱州金矿区内面积仅约10 km2，但已发现3处特大型金矿床和一批大、中型金矿床(新城、焦家、河西、东季、望儿山、寺庄等)[1]。寺庄金矿床的位置从全球构造上看，位于环太平洋构造带上。该矿床主要产于焦家断裂带的下盘、层间滑脱带(顺层断层)和节理密集区，受控于焦家断裂带及次级断裂构造[2]。至今，寺庄金矿床累计查明资源储量：矿石量11 118 238 t，金属量44 585 kg，平均品位4.01×10-6[3]。多年来，山东省第六地质队等生产单位和很多科研单位(如地质学校团队)等，对胶东地区已做了大量的工作并取得了一系列的研究成果；尤其是2006年以来，寺庄矿区深部发现了以破碎蚀变岩型为主的特大型金矿体，但是对该矿床的研究方向主要集中在矿床的基础地质特征、深部找矿预测、成矿规律等方面。如：2014年王思红等研究了寺庄金矿矿床地质特征及深部找矿预测，提出3个有利的探矿靶区；2007年杨之利等对寺庄金矿床地质特征进行了研究，并在黄铁绢英岩化花岗岩带内发现了规模较大的矿体，取得重大找矿突破；2008年崔学书等研究了莱州寺庄金矿床深部地质特征，同年，崔学书、袁文花对寺庄金矿区深部第二矿化富集带金矿成矿规律进行了总结分析，以带动山东深部找矿工作的开展[4-7]。但对寺庄金矿床成矿流体特征方面的研究甚少。为进一步研究寺庄金矿床的成矿流体特征和演化，笔者在野外地质工作时采集了寺庄金矿床的矿石样品，并对其中的流体包裹体进行了显微测温、激光拉曼光谱分析实验研究，结合该区的氢氧同位素分析结果，分析探讨了寺庄金矿床成矿流体的类型、性质、来源、演化及其对金矿成矿作用的贡献，为确定该矿床的成因类型提供详细的理论依据。
1 区域地质背景山东省莱州寺庄金矿床位于招远-平度成矿带上，南部与胶莱凹陷相接，北邻渤海凹陷和龙口断陷盆地，西靠沂沭断裂带。该区发育的古老变质岩系，不同期次、不同成因的岩浆活动以及以北东向为主的脆性断裂构造格架，共同构成了寺庄金矿床形成的区域地质背景[8]。
寺庄金矿区出露的地层自古到新主要为太古宇胶东群片麻岩，古元古界荆山群白云大理岩、粉子山群大理岩、黑云变粒岩等和芝罘群石英岩，中新元古界蓬莱群板岩、千枚岩等，中生界侏罗系上统碎屑岩到白垩系砂岩、砾岩、火山碎屑岩等，以及新生界第三系、第四系坡积物等。
本区构造经历了胶东运动、蓬莱运动、燕山运动和喜山运动等，发育褶皱和断裂构造，主要发育有EW向和大量NE、NNE向的构造带[9-12]。寺庄金矿位于新城-焦家断裂带内。花岗岩在胶东地区出露的面积较广，前寒武纪和中生代都存在花岗质岩浆活动，尤其是中生代岩浆活动最为强烈[13]，胶东地区花岗质岩浆岩锆石UPb定年，其中玲珑花岗岩成岩时代为160~140 Ma，郭家岭花岗岩成岩时代为135~126 Ma，煌斑岩脉的KAr年龄为130~89 Ma[14]，均属中生代燕山期的产物，且与该区的金矿床和多金属金银矿床有关[15]。在各期各阶段的岩体侵位期间，脉岩广泛发育，以煌斑岩脉、闪长玢岩脉、辉绿玢岩脉、闪长岩脉为主，其次为伟晶岩脉和正长斑岩脉等。
2 矿区及矿床地质特征山东省寺庄金矿床在莱州市朱桥镇寺庄村一带，向南距离莱州市有28 km。该矿床位于新城-焦家断裂带内，即胶东龙口-莱州断裂带的南段(图 1)。矿区出露的地层较为简单，太古宇胶东群英庄夼组变质岩系和新生界第四系。
区内以断裂为界，其东侧是玲珑超单元二长花岗岩，西侧分为南、北两部分，其岩性分别为早前寒武系变质岩系(以混合岩化斜长角闪岩为主)和玲珑超单元二长花岗岩，其中北段位于焦家断裂带上盘。矿区控矿断裂主要为焦家主断裂(寺庄段)及次级的寺庄①、②、③号分支断裂(图 1)，显示为脆性断裂构造特征。焦家主断裂在寺庄矿区内延深已达1 140 m，其长约为4 km，宽为80~500 m，在平面或剖面上断裂面呈舒缓波状展布。区内断裂带北段和南段走向不同，分别为15°和325°，倾向NW和SW，倾角变化范围为30°~45°，Au矿化分布以主裂面之下为主[4]。矿区岩浆岩以早侏罗世的玲珑花岗岩为主，次为早白垩世早期郭家岭花岗岩，在焦家断裂带以西地区分布[5]。据野外地质编录照片(图 2)可见，区内脉岩主要有煌斑岩脉(图 2a)、闪长玢岩脉、伟晶岩脉(图 2b)、细晶岩脉、角闪岩脉、花岗闪长岩脉以及辉绿玢岩脉等，这些脉岩主要分布于玲珑超单元内，且在玲珑花岗岩内发育有胶东群变质岩系透镜体，野外考察中可见有后期花岗伟晶岩脉侵入并穿切玲珑花岗岩(图 2b)及变质岩系透镜状捕虏体。2014年马芳等在研究山东焦家金矿煌斑岩特征及其与金矿化关系中，对采自寺庄矿区的煌斑岩样品进行了KAr法年龄测定，其全岩年龄为(93.5±1.4) Ma，形成于晚白垩世，为成矿后脉岩[14]。
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| 图 2 寺庄金矿床野外编录及显微特征照片 Figure 2 Field cataloging photos and micrographs of analyzed sample in Sizhuang gold deposit |
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矿区内的围岩蚀变发育强烈，主要有钾化(图 2c)、绢英岩化(图 2d)、硅化(图 2e)、碳酸盐化(图 2f)、蛇纹石化及绿泥石化等类型，其中与金矿化关系最为密切的是绢英岩化和硅化。焦家主断面以下具明显的构造蚀变分带现象，以断层泥为标志，向下依次为黄铁绢英岩带、黄铁绢英岩化花岗碎裂岩带和黄铁绢英岩化花岗岩带[4]3个控矿岩性带，且Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号3个矿体群分别由上述的3个岩性带控制[4]。
Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号3个矿体群分别由14、28和146个矿体组成。Ⅰ-1号主矿体受焦家主断裂蚀变带控制(图 3左)，倾向为NW，倾角20°~40°，控制走向和斜深分别为60~480 m和50~370 m，矿体真厚度0.9~23.8 m，控制资源量占总量的39.4%[4]，主要为黄铁绢英岩型矿石。Ⅱ号矿体群分布于矿区254-362线的-159~-920 m标高间，倾向W或NW，倾角为20°~35°，控制走向和斜深分别为60~210 m和50~330 m，矿体厚度为1.1~5.2 m，其资源量占总量的1.4 %，以黄铁绢英岩化花岗碎裂岩型矿石为主。Ⅲ号矿体群(图 3右)受主断裂带和次级断裂(寺庄①、②、③号分支断裂)控制，走向为340°~30°，倾向NW，倾角25°~45°，控制走向和斜深分别为60~905 m和50~670 m，矿体真厚度0.8~16.2 m，其中Ⅲ-1和Ⅲ-2号矿体控制的资源量占总量的28.6%。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号3个矿体群的金品位变化范围分别为1.2×10-6~5.5×10-6、1.0×10-6~8.0×10-6和1.0×10-6~25.5×10-6[4]。矿体形态以柱状、短柱状和透镜状为主；Ⅰ号矿体主要赋存于黄铁绢英岩化花岗碎裂岩带(图 2d)内，Ⅲ号矿体主要赋存于黄铁绢英岩化花岗岩带(图 2g)和花岗碎裂岩带(图 2h)中。矿化类型以浸染状、脉状矿化为主，其次为星点状、团块状矿化[3]。
矿石结构类型有自形-半自形粒状结构、碎裂结构、交代结构、乳滴状结构等；矿石构造类型有浸染状构造(图 4a)、块状构造、脉状构造(图 4b)、细脉浸染状构造(图 4c)、角砾状构造和交错脉状构造等。矿石矿物以银金矿、黄铁矿、自然金为主，其次为方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、磁铁矿、赤铁矿等。其中，金与黄铁矿密切共生，黄铁矿为主要的载金矿物。脉石矿物主要有石英(图 2f)、长石、绢云母和碳酸盐(图 2f)等。
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| a.浸染状构造；b.块状、脉状构造；c.细脉浸染状构造。 图 4 寺庄金矿床矿石特征照片 Figure 4 Photographs showing ore feature in Sizhuang gold deposit |
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寺庄金矿床的金成矿作用可划分为4个阶段：Ⅰ黄铁矿-石英阶段，以含少量黄铁矿蚀变岩型矿石为主，该阶段的特征矿物组合为乳白色石英和少量稀疏浸染状、自形程度较好的粗粒黄铁矿，且金矿化强度弱，钾长石化较为强烈；Ⅱ石英-黄铁矿阶段，该阶段形成含大量黄铁矿蚀变岩型矿石，金属矿物以黄铁矿为主，且其含量较Ⅰ阶段相对增加，呈脉状、浸染状、团块状等，围岩蚀变钾化减弱，硅化加强；Ⅲ石英-多金属硫化物阶段，形成含多金属硫化物蚀变岩型矿石，在该阶段黄铁矿、黄铜矿、方铅矿及闪锌矿等金属矿物大量增加，且后期形成的金属矿物交代早期矿物，围岩蚀变硅化、黄铁绢英岩化强烈；Ⅳ石英碳酸盐阶段，以石-英碳酸盐化蚀变岩为主，该阶段发育方解石脉或石英碳酸盐脉，且多穿切早期矿物，围岩蚀变以碳酸盐化为主。本区金矿床的主要富集成矿阶段为Ⅱ、Ⅲ阶段，且在第Ⅲ矿化阶段金的富集程度较Ⅱ阶段强。在主富集成矿阶段内矿化叠加部位常构成金矿化的局部富集地段，也是工业富矿体形成的重要前提。
3 流体包裹体 3.1 样品采集与分析方法本文样品是取自莱州寺庄金矿床250中段Ⅰ矿体第Ⅲ矿化阶段的黄铁绢英岩型金矿石，测试矿物为石英。显微测温实验使用的显微冷热台为LinKam THMS-600型，测试前采用国际标样以纯H2O及25%CO2的人造包裹体进行系统校正，误差±0.1℃。采取冷冻-升温的过程防止包裹体爆裂。本次采用激光拉曼光谱分析方法对流体包裹体成分进行研究，包裹体成分分析仪器为Renishaw System-1000型激光拉曼光谱仪，514 nmAr+激光器，扫描范围850~4 500 cm-1，精度±1 cm-1；狭缝宽度25 μm。本次包裹体显微测温和激光拉曼光谱分析实验分别在吉林大学地质流体实验室和北京核工业地质分析测试研究中心完成。
3.2 岩相学特征根据卢焕章等[16]提出的室温下流体包裹体的相态分类准则，可将流体包裹体大致分为3种类型：纯CO2包裹体(Ⅰ型)、含CO2三相包裹体(Ⅱ型)和气液两相包裹体(Ⅲ型)，其形态在包裹体显微照片(图 5)中清晰可见。
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| A.气液两相包裹体; B.气液两相包裹体和含CO2包裹体; C.含CO2包裹体; D.含CO2包裹体; E.含CO2包裹体和气液两相包裹体; F.富CO2包裹体。 图 5 寺庄金矿床流体包裹体显微照片 Figure 5 Micrographs of fluid inclusions in Sizhuang gold deposits |
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纯CO2包裹体：室温下呈CO2气液两相(VCO2和LCO2)或呈单一液相(LCO2)存在。前者室温下可见其中CO2小气泡剧烈跳动，后者降温时可出现气相CO2变成气液两相。该类型包裹体数量相对较少，大小相对较小，一般为3~5 μm，形态多为椭圆状或不规则四边形(图 5F)。
含CO2三相包裹体：室温在显微镜下观察该类型包裹体，从中心向外依次为气相CO2 (VCO2)、液相CO2(LCO2)和水溶液(LH2O)三相构成，在镜下可明显观察到CO2气泡跳动活跃。该类包体大小一般在6~10 μm范围内，形态一般呈不规则四边形和椭圆形(图 5B、C、D、E)。
气液两相包裹体：此类包裹体出现最多，镜下观察到有两相构成，即水溶液相(LH2O及CO2气泡(VCO2)两相。该类包裹体气液比普遍较低，变化范围为10%~30%，很少达到40%~55%。包裹体一般较小，大小为2~7 μm，多集中于3~6 μm。常见形态以椭圆形为主，不规则四边形及长条状次之(图 5A、B、E)。
镜下观察发现，矿石各包体片中发育大量的流体包裹体，大部分个体较小的成群随机分布的包裹体显示了一定的方向性，显示为后生包裹体；部分没有明显的方向性并呈孤立状分布的主要为原生包裹体。上述3种类型包裹体常密集成群发育，共生产出在同一石英颗粒中(图 5B、E)，表明其捕获时成矿流体处于一种不均匀热液体系状态[9]。
3.3 显微测温由于测试样品为黄铁绢英岩型金矿石，矿石中包裹体个体均较小，只有在主成矿阶段的包裹体相对较大，故在观察及后续测试、计算过程中仅以主成矿阶段的包裹体为研究对象。
进行显微测温研究的7件样品为寺庄金矿体的蚀变岩型矿石，主要对没有泄露和劲缩现象的Ⅱ和Ⅲ型原生包裹体进行测试研究，共测得108个包裹体数据。
3.3.1 成矿温度Ⅱ型包裹体的CO2融化温度为-59.5~-57.0℃，低于标准的纯CO2包裹体的三相点温度-56.6 ℃，反映出在CO2相中可能有N2或CH4等挥发组分的存在[14]，但是在成分组成测试中并没有检测到N2或CH4等成分的特征峰，很可能是由于其含量低的缘故。该类包裹体完全均一温度为248.6~339.4 ℃。Ⅲ型包裹体在冷冻-升温过程中，该类包裹体均一温度范围为121.3~332.8 ℃。
对Ⅱ、Ⅲ型包裹体所测均一温度做频数直方图(图 6A)，可见，前者的均一温度峰值为260~340 ℃，后者的温度峰值为180~280 ℃。Ⅱ型包裹体的均一温度比Ⅲ型包裹体的均一温度略高，但二者温度呈连续变化，产生这种现象的原因可能是由于成矿过程中压力的波动导致连续多次不混溶作用的结果[13-19]。由于流体包裹体是在流体不混溶过程中被捕获，且捕获端元组分的包裹体均一温度及压力相近，基本代表了捕获温度和压力[13, 19]。寺庄金矿床的成矿流体经历了明显的不混溶作用，Ⅱ型包裹体均一温度值可较真实地反映不混溶包裹体群的捕获温度，即寺庄金矿床的成矿温度为260~340 ℃。
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| 图 6 矿石石英中流体包裹体检测结果直方图 Figure 6 Homogenization temperature, salinity and density histograms of the fluid inclusions in ore-bearing quartz |
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升温过程中测出Ⅱ型包裹体少量CO2笼形物的消失温度为4.9~7.4 ℃，用此消失温度根据Bozzo[20]的计算公式求得Ⅱ型包裹体的盐度(w(NaCl))为5.05%~9.24%，峰值为5.5%~8.5%(图 6B)；Ⅲ型包裹体的冰点温度为-6.3~-0.3℃；根据Potter[21]盐度计算公式，估算该类包裹体w (NaCl)为0.53%~10.24%，峰值为2.50%~9.50%(图 6B)。
根据刘斌等[22]提出的密度计算公式求得Ⅲ型包裹体成矿流体密度范围为0.70~1.03 g/cm3，峰值在0.80~0.95 g/cm3范围内(图 6C)。Ⅱ型包裹体CO2相部分均一温度在22.8~30.6℃之间，利用其部分均一温度根据密度计算公式[23]进行计算，Ⅱ型包裹体总体密度为0.50~0.85 g/cm3，峰值在0.60~0.80 g/cm3范围内(图 6C)。
综上所述，可确定寺庄金矿成矿流体为低盐度和低密度流体。从图 6也可以看出，矿石石英中Ⅱ型包裹体的均一温度要略高于Ⅲ型包裹体的均一温度，前者的盐度和密度略低于后者的盐度和密度，但在图 6上均有部分数值重叠现象。
3.3.3 成矿压力与深度考虑本区存在的包裹体类型及其特征，本文采用等容线相交法[24]估算捕获压力为82~116 MPa (图 7)，成矿深度计算采用孙丰月等依据Sibson的断裂带流体垂直分带曲线[25]，用计算机分段拟合可求得该矿床的成矿深度为7.40~8.94 km。据邵洁莲等[26]的压力计算公式求得其成矿压力为61~94 MPa，相对应的深度为6.28~7.97 km，与前者估算值接近。但在该矿床的实际勘查工作中，目前见矿最大深度已达1 015 m，区域上同类型的三山岛金矿床目前见矿最大钻孔深度已达4 km，且成矿深度为6.78~8.69 km[27]。所以考虑该矿床地质特征和区域地质特征，等容线相交法求得的压力值82~116 MPa和相应的深度值7.40~8.94 km更接近该矿区的成矿压力和成矿深度。
综合以上研究得知，寺庄金矿成矿流体为中温(260~340 ℃)、低盐度、低密度、富含CO2的CO2-H2O-NaCl体系。成矿压力为82~116 MPa，成矿深度为中成(7.40~8.94 km)。
3.4 流体成分及来源 3.4.1 成矿流体成分笔者通过对寺庄金矿床主成矿阶段矿石石英中的Ⅱ型和Ⅲ型的单个包裹体气相组分进行激光拉曼光谱实验分析，研究该区的成矿流体成分，探讨成矿流体来源。所得拉曼光谱如图 8所示，流体包裹体成分中以H2O为主，普遍富含CO2(图 8)，可说明寺庄金矿床的成矿流体为CO2-H2O-NaCl体系。
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| A. B.气液两相包裹体及激光拉曼图谱；C.富CO2包裹体及激光拉曼光谱图。 图 8 寺庄金矿包裹体显微照片及对应的激光拉曼光谱图 Figure 8 Micrographs and laser Raman spectrogram of the fluid inclusions from Sizhuang gold deposit |
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已有许多学者对胶东金矿的氢氧同位素进行过分析研究，以讨论胶东地区成矿流体的来源，得出各种不同的结论：如张理刚等、翟建平等、卢焕章等认为该区成矿流体为大气降水[28-30]，刘连登等、黄德业等、姚凤良等、毛景文等认为是岩浆水[31-39]，杨忠芳等认为是变生水及大气降水[40]以及徐金芳在研究山东内生金矿床地质异常时认为该区早期以岩浆水为主、晚期有大气降水加入的成矿作用[41]等。
1995年孙丰月[14]首次提出了胶东金矿幔源流体成矿的认识，认为这种幔源流体可能来源于洋壳俯冲和地核及地幔脱气作用，是一种高温高密度的超临界流体，其中的挥发组分主要是H2O和CO2，并溶解了大量的常量、微量元素，对金等成矿元素具有很强的搬运能力。并系统论证和明确提出了幔源C-H-O流体为胶东地区壳源花岗岩及金矿床形成提供了热、流体、碱质、硅质和金。在幔源流体上升运移过程中，温度和压力不断降低，挥发组分不断减少，使金等成矿物质富集沉淀。
王力等[13-19]、张佳楠等[9]在研究山东典型金矿床流体地球化学特征、矿床成因探讨及矿化富集规律等方面时，对新城、金岭、焦家和玲珑金矿的C-H-O同位素进行测定和对比，得出后三者的成矿流体均以地幔流体为主，同时存在岩浆水和大气水参与成矿，新城的成矿流体中几乎没有大气降水的参与。
鉴于以上存在的各种结论，且为了更好地研究解释寺庄金矿床的成矿流体来源，笔者收集寺庄金矿、望儿山金矿(同属焦家金矿附属金矿床，故与寺庄金矿床一同进行讨论)及新城金矿(焦家断裂带内，属典型大型“焦家式”金矿床)的H-O同位素测试资料(表 1)。从δ18O水-δDV-SNOW关系图(图 9)上可以看出，本区的成矿流体是以地幔流体为主，次有岩浆水参与成矿作用，在成矿后期，成矿流体向大气降水线方向轻微漂移，说明在后期有大气降水参与了成矿作用。综合以上地质特征及地球物理化学条件分析认为，寺庄金矿床为幔源流体参与成矿的中温热液蚀变岩型金矿床。
| 矿区名称 | δ18O V-SNOW/‰ | δ18O水 /‰ | δ18DV-SNOW/‰ | 资料来源 |
| 新城金矿 | 12.7 | 5.8 | -75.1 | 文献[34] |
| 11.7 | 4.8 | -69.0 | ||
| 12.6 | 5.7 | -61.4 | ||
| 13.3 | 6.4 | -68.1 | ||
| 寺庄金矿 | 10.8 | 2.94 | -74.1 | 本文 |
| 望儿山金矿 | 14.0 | 6.14 | -76.6 | 本文 |
| 13.6 | 5.74 | -70.7 | ||
| 15.1 | 7.24 | -69.0 |
中生代晚期，胶东地区岩石圈减薄，出现了地幔流体上涌[9]，为早期成矿流体提供了来源；流体随着所处温、压条件变化而发生相分离作用[42]，逐渐演化后期加入了大气降水和岩浆水，并参与成矿[9]。2012年张佳楠[9]、王力等[13-15]研究得出，焦家金矿床流体包裹体类型为含CO2包裹体、气液两相包裹体和纯CO2包裹体；成矿流体为CO2-H2O-NaCl体系，且具有低盐度、低密度的特征。
通过对寺庄金矿与胶东焦家金矿床中发育的流体包裹体特征及来源进行对比(表 2)发现：1)寺庄金矿与焦家金矿床中发育的包裹体类型相同，均为含CO2包裹体、气液两相包裹体和纯CO2包裹体组合；2)均一温度范围均集中在121.7~339.4℃，峰值也很相近，均集中在260~340℃范围内，呈中温的特点；3)成矿流体的盐度和密度分别集中在0.53%~10.24%和0.50~1.03 g/cm3；4)成矿流体成分均富含CO2，且属于CO2-H2O-NaCl体系；5)成矿流体来源均以地幔流体为主，并有大气降水和岩浆流体参与成矿。对比表明，寺庄金矿床属典型的“焦家式”金矿床。
| 矿区 | 包裹体类型 | 均一温度/ ℃ |
均一温度峰值/ ℃ |
盐度/% | 流体密度/ (g/cm3) |
流体包裹体 气相成分 |
流体来源 | 资料来源 |
| 焦家金矿 | 气液两相包裹体为主，含液相CO2包裹体和CO2包裹体 | 223.8~348.7 | 260~340 | 1.43~4.79 | 0.62~0.87 | 以CO2为主 | 主要以幔源流体为主，并有少量岩浆流体和大气降水 | 文献[9] |
| 寺庄金矿 | 气液两相包裹体为主，含液相CO2包裹体和CO2包裹体 | 121.7~339.4 | 260~340 | 0.53~10.24 | 0.50~1.03 | 以CO2为主 | 主要以幔源流体为主，有少量大气降水和岩浆流体 | 本文 |
1) 寺庄金矿床以富含气液两相包裹体、含CO2包裹体和纯CO2包裹体为特征。
2) 激光拉曼光谱分析显示流体包裹体成分普遍含CO2，说明成矿流体为富含CO2的CO2-H2O-NaCl体系。
3) 测温结果显示成矿温度为260~340℃，成矿流体的特点为低盐度(0.53%~10.24%)、低密度(0.50~1.03 g/cm3)，成矿压力为82~116 MPa，成矿深度为中成(7.40~8.94 km)。
4) 氢、氧同位素结果分析，成矿热液以幔源流体为主，次有岩浆水和少量大气水降参与成矿作用。
综合以上结论，最终确定寺庄金矿床的成因类型为受断裂构造控制的幔源流体参与成矿的中温中成热液蚀变岩型金矿床。
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