胶东矿集区是环太平洋中/新生代金成矿系统的重要组成部分(Goldfarb et al., 1998)，目前已探明特大型金矿床7处，大型金矿床8处，中小型金矿床100余处，累计探明黄金资源储量在4×10³ t以上(范宏瑞等，2016)。胶东金矿的研究程度较高，关于矿床的地质特征、成矿年代学、矿田构造、成矿流体性质及来源, 成矿动力学背景等已有了较为系统的研究成果(陈光远等，1989；林景仟等，1992；李兆龙和杨敏之, 1993; Wang et al., 1998; Yang and Zhou, 2001; 罗镇宽和苗来成，2002；Qiu et al., 2002; Fan et al., 2003; Chen et al., 2005; 胡芳芳等，2006；Li et al., 2006; 李世先等，2007；Mao et al., 2008；蒋少涌等，2009；Wen et al., 2016；Xu et al., 2016；Zhang et al., 2017)。蚀变岩是成矿流体与围岩反应的产物，是除流体包裹体外研究成矿流体的又一有力工具，其对揭示矿床成因具有重要价值，而针对胶东金矿蚀变岩的研究并不多见，目前仅可见少数研究成果(凌洪飞等, 2002; 陈海燕等，2012；Li et al., 2013；张炳林等，2014；张志超等，2015)。

寺庄金矿位于胶东半岛西北部的招远-莱州成矿带内(图 1)，已累计探明矿石量1.11×10⁷余吨，金金属量4.46×10⁴余公斤，平均品位4.01×10^-6(崔书学等，2006)。寺庄金矿水-岩相互作用强烈，在新城-焦家主断裂的上下盘及矿体附近发育有蚀变带(图 2)，其中主要发育的蚀变类型有钾长石化、绢英岩化、硅化和黄铁绢英岩化等。笔者在野外地质观察的基础上，对矿区内勘探钻孔Z4959的蚀变分带特征做了详细研究，并在手标本及显微镜下区分了寺庄金矿的蚀变类型及矿物组合特征，对不同蚀变类型的岩石样品进行了元素地球化学分析，探讨了与寺庄金矿热液蚀变相关的元素活动规律和蚀变机理，以及蚀变与金矿化的关系。

1 区域地质背景

胶东指山东省郯庐断裂以东，半岛突出于渤海和黄海之间的地区，其在大地构造单元上以米山断裂为界被进一步划分为胶北地块和胶南造山带两部分(图 1)。胶东大中型金矿多产出于胶北地块，其中80%的黄金资源集中于招远-莱州成矿带内(Li et al., 2013)。胶北地块前寒武纪基底从下到上分别为上太古界胶东群、下元古界荆山群、粉子山群及新生界地层(Tang et al., 2007; Tam et al., 2011)。区内岩浆岩分布广泛，主要为中生代晚侏罗世玲珑和滦家河花岗岩类，早白垩世郭家岭花岗闪长岩类以及青山组火山岩和各种脉岩(Wang et al., 1998; Fan et al., 2001; Yang et al., 2004; Hou et al., 2007; Goss et al., 2010)。区内断裂构造发育，可大致划分为早期近东西向基底构造、北东和北北东向构造和晚期的北西向断裂。

2 矿床地质背景

寺庄金矿位于莱州市朱桥镇寺庄村一带(崔书学等，2008)，地处焦家金矿带南段，向西与郯庐(沂沭)深大断裂带相邻(图 1)。区内出露地层自西向东依次为：第四系全新统松散沉积物→胶东群齐山组变质杂岩→新近系黄县组含煤碎屑岩、泥岩等。矿区内岩浆岩主要为晚侏罗世玲珑二长花岗岩，主要分布在焦家断裂带的下盘，与上盘呈断层接触，少量分布在焦家断裂上盘，侵入到胶东群变质杂岩中。矿区内构造以脆性断裂为主，褶皱基本不发育，断裂按走向可分为北东、近南北和北西向3组(图 2)，其中北东向的焦家主干断裂带是寺庄矿区内的一级构造断裂，矿区内延伸约4 km(崔书学等，2008)，其为焦家断裂在寺庄金矿区的出露部分，是最为重要的控矿断裂(图 2中F1)。

受焦家断裂带的控制，寺庄金矿主要属于破碎带蚀变岩型金矿床，其矿石类型分为浸染状黄铁绢英岩型、脉状黄铁绢英岩型和石英硫化物细脉型，最主要的金属矿物为黄铁矿，其与自然金具有密切的共生关系，此外还含有少量黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等金属矿物，非金属矿物以石英、绢云母、长石、方解石为主(杨之利等，2007)。矿区围岩发育有强烈的中低温热液蚀变，从早至晚蚀变类型主要有钾化、绢英岩化、硅化、黄铁绢英岩化等，且在空间上具有一定分带性。

本文选取寺庄矿区Z4959钻孔(图 2)来研究金矿花岗质围岩的蚀变分带(图 3)。Z4959钻孔孔深-940 m，在-512.5~-640.8 m见矿，矿体赋存于灰色黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩中。黑-灰黑色断层泥位于钻孔-502 m处，由泥质物和石英颗粒组成。断层上盘为小规模的面状钾长石化带，厚17 m，受孔深所限，下盘未见钾化蚀变，推测其可能在钻孔更深处出现。下盘为绢英岩化花岗质碎裂岩带，厚约10 m，其间穿插较多浸染状、短脉状微粒黄铁矿，叠加在早期钾长石化之上。绢英岩化花岗质碎裂岩带之下发育了厚约117 m的蚀变程度很强的黄铁绢英岩，此带与金的沉淀密切相关，并在其间可见厚约12 m的硅化蚀变带。

3 围岩蚀变岩相学

伴随着含矿热液沿焦家主干断裂的运移上升，首先，在断层上、下盘发育了面状钾长石化；其次，在断层的下盘造成绢英岩化，叠加在早期的钾长石化之上，且其间可见穿插有较多浸染状及短脉状微粒黄铁矿；再次，发生了小规模的硅化蚀变，常见穿插有短、细脉状黄铁矿；最后，在焦家主断裂强烈活动下形成的断层泥封堵了之后上升的成矿流体，在断层下盘造成强烈的黄铁绢英岩化，并伴随了金的沉淀(Z4959钻孔未见明显标志着流体活动减弱和结束的碳酸盐化蚀变)。

3.1 钾长石化

钾长石化矿石手标本呈红色、肉红色(图 4a，4b)，花岗岩中的岩浆钾长石全部或部分转变为热液钾长石(图 4a)。这些热液钾长石晶体粗大(可达2~3 cm)，多呈半自形-他形，黑云母分解为白云母和磁铁矿。弱钾化样品可见花岗岩中早期斜长石被热液钾长石包裹(图 4d)，发生强烈钾化蚀变的样品，斜长石完全被热液钾长石交代，并可见钾长石包含早期花岗岩石英颗粒及包裹有蠕虫状钠长石(图 4c)。少量钾长石化与石英±白云母脉体有关(图 4b)，在石英±白云母脉的周围钾长石交代斜长石，新生的钾长石颗粒较粗大，半自形-他形。

3.2 绢英岩化

绢英岩化矿石手标本呈绿色-白色，主要由绢云母、石英及钾长石组成，可见少量浸染状黄铁矿(图 5a、5b)。弱绢英岩化样品中黑云母和斜长石被部分蚀变成绢云母，斜长石的双晶和不均匀消光现象保留，强烈绢英岩化导致黑云母消失，斜长石完全被绢云母交代，残留有早期花岗岩石英颗粒(图 5c)，并可见热液石英颗粒加大(图 5d)。绢英岩化过程中伴随少量以黄铁矿为主的硫化物的沉淀，其呈浸染状分布在岩石中(图 5a)。

3.3 硅化

硅化矿石手标本呈白色-浅绿色，最为特征的是花岗岩中见有热液石英脉及大的重结晶石英斑晶，也可见部分绢英岩化蚀变带及颗粒状、细脉状黄铁矿，可能是其上部分被后来蚀变的黄铁绢英岩化叠加所致(图 6a、6b)。强烈硅化表现为石英交代了大部分甚至是完全交代了先前的绢英岩化岩石(图 6c)。随着硅化矿石中石英的形成，一定量的绢云母和硫化物发生了沉淀(图 6d)。

3.4 黄铁绢英岩化

黄铁绢英岩化矿石手标本呈黑灰色-灰褐色(图 7a)，其中的石英大多棱角分明，大小不一，以碎斑形式产出(这类石英可能是残留的早期原生石英，图 7a)，少量石英颗粒细小，与绢云母共生(这类石英可能是长石类矿物在绢英岩化过程中分解的产物)；绢云母常呈细脉穿插在岩石空隙中(图 7c)；黄铁矿大小不一，自形-半自形，是最为常见的硫化物，多呈浸染状(图 7d)和细脉状产出(图 7b)。

4 元素的带入、带出 4.1 样品采集与分析方法

为探讨热液蚀变过程中元素的活动性，选取6件蚀变岩样品(钾长石化、绢英岩化及硅化各2件)进行主量元素、稀土元素、大离子亲石元素和U(Schilling, 1973)、高场强元素(Panahi et al., 2000)、过渡族金属元素(Jenner, 1996)的测试，结果列于表 1。依照Grant(1986)的方法对元素的活动性进行描述，将典型蚀变岩及相应“原岩”的元素含量投在Isocon图解上(图 8)。由于黄铁绢英岩化的岩石存在较多的细脉，无法获得不含脉体的样品。此外，黄铁绢英岩化既可叠加在之前的硅化之上，也可能叠加在之前的绢英岩化之上，所以难以确定其“原岩”。因此，笔者没有将其和相应的某种原岩在Isocon图解上进行比较。

4.2 主量元素带入、带出

元素带入、带出定量计算依据公式(Grant, 1986)：

(1)

式中，Al₂O₃被认为是最不活泼的元素；C^F和C^A分别代表新鲜的和蚀变的岩石中元素的含量；对主量元素ΔC代表每100 g样品中元素的带入、带出量，对微量元素ΔC代表每10⁶g样品中元素的带入、带出量。不同蚀变类型元素得失量见表 2。

根据表 2所示结果，不同蚀变带主量元素普遍表现出高SiO₂及K₂O，低Na₂O的特征。钾化蚀变带主量元素K₂O、CaO、FeO、SiO₂的含量上升，Na₂O含量降低(图 8a)；绢英岩化蚀变带Na₂O的含量降低，TFeO、MgO及烧失量升高明显，K₂O和SiO₂的含量也表现为升高，这可能由于样品残留少量钾长石及早期花岗岩石英颗粒所致。另外，斜长石的分解也造成了CaO的降低(图 8b)；硅化蚀变带SiO₂含量明显升高，而Na₂O、CaO、P₂O₅则不同程度降低，另外，由于样品可能残留有早期钾化岩，K₂O含量也表现为升高(图 8c)。

4.3 微量元素带入、带出

寺庄金矿床钾化过程大离子亲石元素Rb可替代K赋存于钾长石中，随着花岗岩中长石的分解，蚀变岩中Sr含量明显降低；Zr和Hf在蚀变岩中亏损明显，可能与锆石分解有关；热液过程导致Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho元素对发生一定程度的分馏(表 1)；过渡族金属元素Cu、Ni、Cr、Co、V等在钾长石化过程中增加明显(图 8a)；稀土元素配分模式与花岗质围岩类似，具明显负Eu异常，轻稀土La和Ce表现出一定程度的富集，重稀土增加明显(图 9)。绢英岩化过程Rb含量升高，Sr、Ba含量明显下降(图 8b)；高场强元素基本没有表现出活动性；Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho元素对分馏程度小于钾化过程(表 1)；一些过渡金属元素Cu、Ni、Cr、Co等在蚀变过程中增加；稀土元素具明显负Eu异常，轻稀土轻微亏损(La、Ce除外)，重稀土亏损明显(图 9)。硅化过程Sr和Ba含量降低，Pb含量略微升高，Rb则表现出较强的活动性；高场强元素Zr、Nb、Th和Ta强烈丢失，Hf和Ga基本不变(图 8c)；Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho元素对发生一定程度的分馏(表 1)；过渡金属Cr、Co、Ni和Cu在硅化过程中表现为增加，稀土元素在硅化过程强烈丢失，并显示中等程度的正Eu异常(图 9)，这可能与富集稀土副矿物的分解有关。

5 讨论

前人研究认为热液金矿床中的Au主要以Au-氯络合物和金-硫络合物形式在热液中迁移(Henley，1973；Kyle and Seward, 1984；Seward and Tulloch, 1991)。而在中低温弱酸性流体中，Au最可能以Au(HS)₂^-形式被搬运(李晓春，2012)。寺庄金矿成矿流体为中低温(133~310 ℃)、中低盐度(0%~12%)的H₂O-CO₂-NaCl体系(卫清等，2015)，其成矿前及成矿期均发育有H₂O-CO₂型流体包裹体的事实，以及代表相对弱酸性条件的绢云母的存在，均暗示寺庄金矿中的Au最有可能以Au(HS)₂^-络合物的形式迁移。随着成矿流体的不断演化，成矿流体的物理化学性质(t、p、f_O2、pH值、热液化学性质等)逐渐改变，破坏了金-硫络合物的稳定条件，使得Au的溶解度降低进而从热液中析出，Au的沉淀与黄铁绢英岩化密切相关。一方面，寺庄金矿金沉淀期间出现过明显的温度下降，流体包裹体显微测温获得的成矿前流体均一温度为185~345 ℃，成矿期流体均一温度为133~310 ℃(卫清等，2015)；另一方面，含矿流体沿断裂带运移并与围岩发生水-岩反应，改变了残余热液的化学组成，进而导致含矿热液化学性质发生改变。

6 结论

(1) 寺庄金矿具有明显的钾化、绢英岩化及硅化蚀变带，在热液作用下，在断层下盘发育了规模巨大的黄铁绢英岩化蚀变带，蚀变反应强烈，不同程度地改造了之前的岩浆岩结构和矿物组成。

(2) 伴随强烈的矿物交代反应，蚀变岩的主量元素组分明显改变，大离子亲石元素Rb和轻稀土元素La和Ce具有一定的活动性，大部分过渡族元素Cr、Co、Ni、Cu等均表现出很强的活动性，重稀土及高场强元素也有不同程度的活动性。

(3) 寺庄金矿成矿流体属中低温弱酸性流体，Au在其中最可能以Au(HS)₂^-络合物的形式被搬运，金沉淀期间流体温度下降以及流体沿断裂运移过程中与围岩发生较深程度的水-岩反应，导致含矿热液化学性质不断变化可能是金沉淀的原因。

致谢: 野外工作得到山东黄金地质矿床勘查有限公司金念宪工程师的指导和协助，蔡亚春博士在实验室内样品制备过程中给予指导，在此一并致谢！