2015, Vol. 31
2. 山东黄金集团有限公司, 莱州 264000
, FAN HongRui1
, HU FangFang1, YANG KuiFeng1, LIU Xuan1, CAI YaChun1, SUN ZhiFu2, SUN ZongFeng2
2. Shandong Gold Company Ltd., Laizhou 264000, China
胶东半岛是我国最大的金矿集中区(Fan et al., 2003; Deng et al., 2009)，其黄金年产量约占全国四分之一。一直以来，这一地区的地质找矿与科研工作大多围绕金矿展开，对其它矿种的关注不够，致使其它矿种前期地质工作和研究程度很低。尤其是该区存在的可观钼矿化，其潜力被区内金矿的存在所掩盖。目前，胶东范围内已查明资源储量的钼矿产地有6处，其中大型矿床1处，中型矿床1处，小型矿床4处，矿点及矿化点16处(刘善宝等，2011)。矿床主要分布在胶东金成矿省内的福山、牟平、栖霞、荣成等地(孔庆友等，2006)。位于福山地区的邢家山钼钨矿床是胶东目前已发现的唯一的大型钼矿床。刘善宝等(2011)和丁正江等(2012)分别通过辉钼矿Re-Os同位素定年，确定该矿床的成矿年龄为157.6~158.7Ma，并指出这些年龄数据与区域上的晚侏罗世花岗岩成岩年龄接近。除此之外，尚无其它关于胶东钼矿细致研究工作的开展。由于缺乏足够年代学数据的制约，区内钼矿化的时代尚无法有效限定。区内钼矿化是与金矿床同时期形成，还是存在另外一期成矿作用？这些都需要进一步细致研究工作的开展。
近来，山东黄金集团正在胶西北三山岛金矿区大力推进深部探矿工作。探矿获得的深孔岩芯样品中，存在含辉钼矿化的伟晶岩。这些伟晶岩同时赋存于浅部的胶东群变质岩和深部的玲珑花岗岩内，其辉钼矿化的形式不同于区域上典型的斑岩型和矽卡岩型钼矿化。因此，无论是对研究胶东钼矿化成因类型还是对勘探新的钼矿资源，含辉钼矿化的伟晶岩都具有重要的研究意义。辉钼矿的Re-Os同位素体系封闭温度较高(约500℃; Suzuki et al., 1996)，不易受到后期蚀变事件或较慢冷却速度的影响，通过辉钼矿的Re-Os定年可以获得精确的成矿年龄；而且Re-Os同位素体系是硫化物矿形成的强有力示踪剂，尤其对成矿过程中地壳物质混入程度高度灵敏(Foster et al., 1996; 孟健寅等，2013)。正是基于这些原因，本文通过对三山岛矿区伟晶岩辉钼矿单矿物的Re-Os同位素测年，试图精确厘定其矿化年龄，为成矿作用的研究提供年代学证据，约束其成矿物质来源和成矿地球动力学背景。同时，通过伟晶岩流体包裹体、稳定同位素和放射成因同位素的研究，确定其流体性质和演化过程以及伟晶岩成因，最终对胶东地区中生代钼矿成矿作用做简要探讨。
2 地质背景和岩石学胶东位于华北克拉通的东南缘，从全球构造角度看，位于环太平洋构造带上。其西临郯庐断裂带，东南部与苏鲁超高压变质带相接(图 1)。区域上出露的地层主要包括新太古代胶东群，古元古代荆山群和粉子山群，新元古代蓬莱群，中生代莱阳群和青山群以及新生代第四系。其中，胶东群、荆山群、粉子山群构成了区域的结晶基底，其它地层单元构成了本区的盖层。基底岩石的原岩多由基性到酸性的火山岩和沉积岩组成，后期经历了角闪岩相到麻粒岩相的变质作用过程。中生代中酸性火山岩组成的青山群形成于108~110Ma(邱检生等，2001a)，主要分布在胶莱盆地内。 区内构造以断裂为主，北东、北北东向断裂尤为显著，是区内最主要的控矿构造，控制了中生代金矿的产出。
 | 图 1 胶东地区地质简图(据丁正江等，2012；孔庆友等，2006修编) 1-新生代沉积物；2-新生代玄武岩；3-白垩纪火山岩；4-前寒武纪基底；5-三叠纪花岗岩；6-侏罗纪花岗岩；7-白垩纪花岗岩；8-主要断裂构造；9-推测变质带边界Fig. 1 Simplified geological map in Jiaodong Peninsula(modified after Ding et al., 2012; Kong et al., 2006) 1-Cenozoic sediments; 2-Cenozoic basalts; 3-Cretaceous volcanic rocks; 4-Precambrian basement; 5-Triassic granites; 6-Jurassic granites; 7-Cretaceous granites; 8-major faults; 9-supposed metamorphic boundary |
在胶东区域内，中生代花岗岩广泛发育。根据形成时代的不同，这些花岗岩主要可以分为三大类：晚三叠世花岗岩、晚侏罗世花岗岩和早白垩世花岗岩。晚三叠世花岗岩形成于225~205Ma(Chen et al., 2003; 郭敬辉等，2005; Yang et al., 2005)，主要分布在胶东东南缘，包括甲子山、槎山和邢家地区，也被称为石岛杂岩体。这些花岗岩是典型的幔源花岗岩(高天山等，2004; 郭敬辉等，2005)，与华北克拉通和扬子克拉通在中晚三叠纪发生碰撞之后的华北克拉通岩石圈减薄有关(Tan et al., 2012; Xu et al., 2006; Yang et al., 2007)。晚侏罗世花岗岩形成于160~150Ma(郭敬辉等，2005; Miao et al., 1997; Wang et al., 1998; Yang et al., 2012)，以胶东西部的玲珑岩体、滦家河岩体以及胶东东部的昆嵛山岩体、鹊山岩体、文登岩体和垛固山岩体为典型代表。晚侏罗世花岗岩可能形成于残余的加厚太古代下地壳的部分熔融过程(Yang et al., 2012)。早白垩世花岗岩形成于130~105Ma(Goss et al., 2010; 郭敬辉等，2005; Miao et al., 1997; Yang et al., 2012; 张田和张岳桥，2007)，包括胶东西部的郭家岭岩体、艾山岩体、南天门岩体、北峰顶岩体，胶东东部的三佛山岩体、伟德山岩体、海阳岩体、院格庄岩体、牙山岩体和崂山岩体。早白垩世花岗岩形成于强烈的壳幔相互作用(刘春华等，1997; 宋明春和严庆利，2000; Yang et al., 2012; 张华锋等，2006)。胶东区域内还发育有大量的脉岩，岩性组成包括：闪长岩、煌斑岩、闪长斑岩、花岗闪长岩、花岗斑岩、正长岩等，为中高钾钙碱性到钾玄质岩石(Guo et al., 2004; Tan et al., 2007，2012; Yang et al., 2004)。这些脉岩多形成于122~114Ma，少量形成于110~87Ma(Cai et al., 2013; 邱检生等，2001b; 谭俊等，2008; Yang and Zhou， 2001; 张连昌等，2002; 朱大岗和张振江，1998)。
三山岛矿区位于胶东西北部。区内除临海的小山丘上可见有郭家岭花岗闪长岩出露外，其余地区均被第四系覆盖。探矿工程显示，第四系之下为胶东群片麻状细粒黑云角闪英云闪长岩、黑云斜长片麻岩、黑云变粒岩和黑云母片岩等，中生代玲珑二长花岗岩和郭家岭似斑状花岗闪长岩，局部发育少量中生代中基性脉岩。区内构造以北东向三山岛-仓上断裂为主，该断裂呈舒缓波状，倾向南东，倾角35°~40°，随深度增加有倾角变缓的趋势。
含辉钼矿化伟晶岩主要发育于胶东群变质岩和玲珑花岗岩体内(图 2a，b)。在钻孔中，伟晶岩脉体宽度一般从几厘米到几米不等，其矿物组成包括：钾长石、石英、白云母、辉钼矿、萤石、黄铁矿，此外还含有少量的斜长石、黄铜矿、闪锌矿和赤铁矿(图 2c-n)。在伟晶岩中，常出现自形至他形的钾长石斑晶，粒径多为1~11cm。
 | 图 2 伟晶岩产状、手标本及其显微照片 (a)产于胶东群变质岩中的伟晶岩；(b)产于玲珑花岗岩中的伟晶岩；(c-g)伟晶岩；(h)石英和白云母共生；(i)微斜长石格子双晶；(j)斜长石聚片双晶；(k)萤石与石英共生；(l)石英中的辉钼矿；(m)黄铁矿、黄铜矿和闪锌矿共生；(n)石英中的赤铁矿. Qz-石英；Kf-钾长石；Ms-白云母；F-萤石；Mo-辉钼矿；Py-黄铁矿；Sph-闪锌矿；Chl-黄铜矿；Hm-赤铁矿Fig. 2 Attitudes of the pegmatite，photographs and microphotographs of the h and specimens (a)pegmatite hosted in the Jiaodong Group;(b)pegmatite hosted in the Linglong granitoids;(c-g)pegmatite;(h)quartz accompanied by muscovite;(i)cross hatched twin in microcline;(j)polysynthetic twin in plagioclase;(k)quartz accompanied by fluorite;(l)molybdenite in quartz;(m)pyrite accompanied by chalcopyrite and sphalerite;(n)hematite in quartz. Qz-quartz; Kf-potassium feldspar; Ms-muscovite; F-fluorite; Mo-molybdenite; Py-pyrite; Sph-sphalerite; Chl-chalcopyrite; Hm-hematite |
5件辉钼矿样品均采自三山岛矿区钻孔岩芯(Z96-5)中的含辉钼矿化伟晶岩，辉钼矿样品经无污染粉碎和双目镜下挑选，最终得到纯度大于99%的辉钼矿粉末，然后用玛瑙钵研磨至200目。
Re-Os同位素分析测试工作在国家地质测试中心Re-Os同位素实验室完成，Re-Os同位素分析原理及详细分析流程参照Shirey and Walker(1995)和Du et al.(2004)，测定过程主要包括样品分解、蒸馏分离Os、萃取分离Re和质谱测定4个步骤。
采用美国TJA公司生产的电感耦合等离子体质谱仪TJA X-series ICP-MS测定同位素比值。对于Re-Os含量很低的样品采用美国热电公司(Thermo Fisher Scientific)生产的高分辨电感耦合等离子体质谱仪HR-ICP-MS Element 2进行测量。对于Re：选择质量数185、187，用190监测Os。对于Os：选择质量数为186、187、188、189、190、192。用185监测Re。
3.2 流体包裹体本次研究采集伟晶岩样品共计24件，将样品磨制成厚度约为0.2mm双面抛光的薄片做石英流体包裹体岩相学观察，然后选择有代表性的包裹体进行显微测温和激光拉曼探针分析。
流体包裹体显微测温分析是在中国科学院矿产资源研究重点实验室流体包裹体实验室Linkam THMS 600型冷热台上进行的，并利用美国FLUID INC公司提供的人工合成流体包裹体标准样品对冷热台进行了温度标定，该冷热台在-120~-70℃温度区间的测定精度为±0.5℃、-70~+100℃区间为±0.2℃、100~500℃区间为±2℃。流体包裹体测试过程中，升温速率一般为0.2~5℃/min，含CO2包裹体在其相转变温度(如固态CO2和笼合物熔化温度)附近升温速率降低为0.2℃/min，水溶液包裹体在其冰点和均一温度附近的升温速率为0.2~0.5℃/min，以准确记录它们的相转变温度。利用MacFlincor程序(Brown and Hagemann， 1995)及Bakker(1997)提供的笼合物计算程序对测试结果进行了数据处理，并利用Thiéry et al.(1994)的图解获得含碳包裹体的摩尔体积及摩尔分数。
单个包裹体的激光拉曼探针分析在中国科学院矿产资源研究重点实验室流体包裹体实验室法国JobinYevon公司生产的LabRAM HR可见显微共焦拉曼光谱仪上完成，使用Ar＋离子激光器，波长532nm，输出功率为44mV，所测光谱的计数时间为5s，每1cm-1(波数)计数一次，100~4000cm-1全波段一次取峰，激光束斑大小约为1μm，光谱分辨率0.65cm-1，测试之前使用单晶硅片对拉曼光谱进行校正，经校正使单晶硅片的拉曼位移对应520.7cm-1。
3.3 稳定同位素选取伟晶岩中的石英、黄铁矿分别进行H、O和S稳定同位素分析。首先将8件代表性石英样品和2件黄铁矿样品粉碎到40~60目，挑选出纯度大于99%的石英、黄铁矿用于各种稳定同位素分析。
实验在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。氢同位素分析采用热爆法，首先从石英样品中提取包裹H2O，使之与金属铬在800℃条件下反应生成H2，然后用质谱仪进行氢同位素测定。氧同位素分析采用BrF5法，将石英在550~700℃条件下与BrF5反应生成O2，再使O2与碳棒反应生成CO2，然后用质谱仪测定其中的氧同位素。硫同位素分析采用V2O5法，将硫化物与V2O5在高温下反应生成SO2，用质谱仪测定其中的硫同位素。氢、氧、硫同位素测定使用仪器为MAT-253，分析精度±0.2‰。
3.4 Pb同位素选取伟晶岩中的钾长石进行Pb同位素分析。首先将6件代表性钾长石样品粉碎到40~60目，挑选出纯度大于99%的钾长石，然后用玛瑙钵研磨至200目，用于Pb同位素分析。
Pb的化学分离和同位素比值测量在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素地球化学实验室完成。将准确称取的钾长石粉末样品装入Teflon罐中，加入HF+HNO3在120℃条件下将样品加热完全溶解。在装有80mL AG1x8(100~200目)交换树脂的Teflon交换柱上分离纯化Pb样品，全流程本底小于50pg。采用多接收质谱仪测定其中的铅同位素比值，测定使用仪器为MAT-262，质量分馏校正系数为每质量单位1.3‰，该校正系数源于对铅标准物质NBS981的大量测试所获得的数据。
3.5 矿物包体能谱分析将钾长石样品磨制成厚度约为0.03mm的探针片，做钾长石岩相学观察，发现钾长石中发育大量矿物包体。选择有代表性的样品进行矿物包体能谱分析。伟晶岩钾长石斑晶中矿物包体成分测试在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针实验室配备的JXA-8100型电子探针上完成，其配备4道波谱仪(WDS)、OXFORD公司INCA能谱仪(EDS)以及GATAN公司MonoCL具展谱功能的阴极发光分析仪(CL)，空间分辨率7nm，具有8块分光晶体。X射线能谱仪为英国牛津仪器公司生产INCA ENERGY 300，其作为附件装在电子探针上，实现对样品的形貌、结构和成分的综合分析，分析元素范围为B~U，检测极限为0.1%。
4 分析结果 4.1 辉钼矿Re-Os年代学三山岛矿区5件伟晶岩内辉钼矿的Re-Os测试结果列于表 1，5件伟晶岩中辉钼矿的Re含量变化范围为(4.660±0.042)×10-6~(29.20±0.27)×10-6；Re与187Os含量变化协调，给出的5件伟晶岩中辉钼矿Re-Os模式年龄十分接近，为149.9±2.2Ma~151.3±2.6Ma之间，加权平均值为150.0±1.0Ma，MSWD=0.24(图 3)。采用ISOPLOT软件(Smoliar et al., 1996)对5件伟晶岩中辉钼矿数据进行等时线拟合，获得Re-Os等时线年龄为149.7±1.5Ma，MSWD=0.031(图 4)，说明该等时线拟合得较好。等时线上各点基本落在线上，表明这些辉钼矿样品为同一阶段的产物，等时线年龄可代表辉钼矿的成矿年龄。
 | 表 1 辉钼矿Re-Os同位素测定结果 Table 1 Re-Os isotopic data of the molybdenite |
 | 图 3 伟晶岩中辉钼矿Re-Os年龄加权平均图Fig. 3 Weighted average of Re-Os model age of molybdenites from the pegmatite |
 | 图 4 伟晶岩中辉钼矿Re-Os等时线年龄Fig. 4 Re-Os isochron age of molybdenites from the pegmatite |
根据室温下包裹体相态特征并结合激光拉曼探针成分分析，伟晶岩石英中发育的原生流体包裹体主要包含以下两种类型：
(1)纯CO2包裹体(Ⅰ型)：包括气液两相(VCO2+LCO2)和单气相(VCO2)包裹体(图 5a，b; 图 6a-c)。
 | 图 5 流体包裹体显微照片 (a)I型纯CO2一相包裹体；(b)I型纯CO2两相相包裹体；(c)II型CO2-H2O三相包裹体；(d)II型CO2-H2O两相包裹体；(e)呈群状分布的II型CO2-H2O两相或三相包裹体；(f)呈面状分布的II型CO2-H2O两相或三相包裹体.L-液相；V-气相Fig. 5 Microphotographs of fluid inclusions (a)type I one-phase pure CO2 fluid inclusion;(b)type I two-phase pure CO2 fluid inclusion;(c)type II three-phase CO2-H2O fluid inclusion;(d)type II two-phase CO2-H2O fluid inclusion;(e)type II CO2-H2O fluid inclusions in groups;(f)type II CO2-H2O fluid inclusions in plane. L-liquid phase; V-vapor phase |
 | 图 6 流体包裹体激光拉曼光谱 (a)一相纯CO2流体包裹体；(b)两相纯CO2流体包裹体；(c)含N2的一相CO2流体包裹体；(d)富液两相CO2-H2O流体包裹体；(e)富气两相CO2-H2O流体包裹体；(f)三相CO2-H2O流体包裹体；(g)含N2的两相CO2-H2O流体包裹体；(h)含CH4的三相CO2-H2O流体包裹体Fig. 6 Laser Raman spectra of the typical fluid inclusions (a)one-phase pure CO2 fluid inclusion;(b)two-phase pure CO2 fluid inclusion;(c)one-phase CO2 fluid inclusion containing N2;(d)two-phase liquid-rich CO2-H2O fluid inclusion;(e)two-phase vapor-rich CO2-H2O fluid inclusion;(f)three-phase CO2-H2O fluid inclusion;(g)two-phase CO2-H2O fluid inclusion containing N2;(h)three-phase CO2-H2O fluid inclusion containing CH4 |
(2)CO2-H2O包裹体(Ⅱ型)：II型包裹体是伟晶岩石英中最主要的包裹体类型，根据包裹体相态类型可进一步区分为两相(VCO2+LH2O)和三相(VCO2+LCO2+LH2O)的CO2-H2O包裹体(图 5c，d; 图 6d-h)。
显微观察表明伟晶岩石英中普遍发育原生I型纯CO2包裹体(约占10%)和II型CO2-H2O包裹体(约占90%)，包裹体多呈群状或面状分布(图 5e，f)，少量呈孤立分布，可测试的包裹体大小多在5~20μm之间，对于Ⅱ型CO2-H2O包裹体而言，CO2相所占比例为30%~95%。
4.2.2 显微测温结果流体测温工作建立在详细的流体包裹体岩相学研究基础上，主要对I型包裹体测定了CO2固相熔化温度、CO2气液相均一温度；Ⅱ型包裹体测定了CO2固相熔化温度、CO2笼合物熔化温度、CO2部分均一温度和包裹体完全均一温度。
在数据处理时，II型包裹体盐度根据所测包裹体中CO2的笼合物熔化温度，利用方程W(NaCl)=15.52022-1.02342T-0.05286T2计算所得，式中WNaCl为水溶液中NaCl的质量分数，T为笼合物熔化温度(卢焕章等，2004)。需要指出的是只有当笼合物与CO2气相和液相达到平衡时这种估算方法才有效，如果任何一相不存在时，笼合物熔点将不再是盐度的唯一函数(卢焕章等，2004)。测试结果见表 2。利用MacFlincor程序(Brown and Hagemann， 1995)处理Ⅰ型和Ⅱ型流体包裹体显微测温所得数据，对流体密度等参数进行估算。
| 表 2 伟晶岩石英流体包裹体显微测温结果 Table 2 Microthermometric data on fluid inclusions in quartz of the pegmatite |
Ⅰ型纯CO2包裹体完全冷冻后回温，固态CO2的熔化温度(Tm，CO2)区间为-57.3~-56.6℃，等于或略低于纯CO2的三相点(-56.6℃)，表明这些流体包裹体中含碳相主要为CO2，在一些包裹体中含有CH4、N2或H2S等组分(图 6c)，液相CO2和气相CO2均一温度(Th，CO2)为18.5~25.1℃，相应的包裹体密度为0.71~0.79g/cm3。
CO2-H2O型包裹体(Ⅱ型)室温下为两相或三相。实验测得此类包裹体的CO2初熔温度为-57.4~-56.6℃，等于或略低于纯CO2的三相点(-56.6℃)，表明这些流体包裹体中含碳相主要为CO2，在一些包裹体中可能存在极少量的CH4、N2或H2S等组分(图 6g，h)；进一步升温，测得CO2笼合物熔化温度为4.1~8.3℃，对应盐度为3.33%~10.33% NaCleqv；继续升温，CO2部分均一温度为9.4~31.1℃，对应的CO2物质的量分数XCO2为0.04~0.20，CO2相的密度为0.32~0.87g/cm3。计算H2O-CO2-NaCl体系的总密度0.74~1.00g/cm3；该类包裹体大部分完全均一到液相，个别为气相均一，完全均一温度为279~350℃(图 7)；部分Ⅱ型包裹体在均一前发生爆裂或渗漏，爆裂温度约为256~301℃。
 | 图 7 CO2-H2O包裹体均一温度分布直方图Fig. 7 Histograms showing homogenization temperatures of the CO2-H2O fluid inclusions |
三山岛矿区8件伟晶岩内石英的H、O同位素测试结果列于表 3，根据石英-水同位素分馏方程(Clayton et al., 1972)：
1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4
| 表 3 伟晶岩氢、氧、硫同位素组成 Table 3 Hydrogen，oxygen and sulfur isotopic data of the pegmatite |
以及上述流体包裹体测温结果，选取CO2-H2O包裹体完全均一温度平均值318℃计算热液中H2O的δ18O值，结果表明流体的δ18O值为3.2‰~5.6‰，δD为-69.6‰~-56.3‰。
4.3.2 硫稳定同位素三山岛矿区伟晶岩内黄铁矿的S同位素测试结果列于表 3，由于含有黄铁矿的伟晶岩样品较少，故只挑选出2件黄铁矿样品做δ34S分析。结果表明黄铁矿δ34S值变化为4.1‰~5.0‰，平均4.6‰。
4.4 Pb同位素三山岛矿区6件伟晶岩内钾长石的Pb同位素测试结果列于表 4，样品的Pb同位素组成中，206Pb/204Pb=16.7212~17.0287，207Pb/204Pb=15.4093~15.5139，208Pb/204Pb=37.4811~37.9003。
| 表 4 伟晶岩中钾长石的Pb同位素组成 Table 4 Pb isotopic data of K-feldspar from the pegmatite |
4.5 矿物包体能谱研究
伟晶岩钾长石中矿物包体的能谱分析显示，这些矿物包体大小为5~100μm，包括黄铁矿、方铅矿、赤铁矿、金红石、氧化铬、重晶石、萤石、天青石、碘化锑，以及一些含Fe、Mn、Mg、Ca、Sb的碳酸盐矿物(图 8a，c-h)。
 | 图 8 伟晶岩钾长石中矿物包体(a)、钾长石生长环带(b)BSE照片以及部分矿物包体EDS能谱图(c-h) (a)钾长石中的矿物包体BSE照片；(b)钾长石生长环带BSE照片；(c)金红石；(d)氧化铬；(e)黄铁矿；(f)方铅矿；(g)重晶石和天青石；(h)萤石和碘化锑Fig. 8 BSE photos of the mineral inclusions(a) and growth zoning in the K-feldspar(b)from the pegmatite， and the selected EDS spectrums of the mineral inclusions(c-h) (a)BSE photos of the mineral inclusions in the K-feldspar;(b)BSE photos of the growth zoning in the K-feldspar;(c)rutile;(d)chromium hemitrioxide;(e)pyrite;(f)galena;(g)barite and celestite;(h)fluorite and antimony triiodide |
由于Re-Os同位素体系封闭性好，不易受后期地质作用改造，所以可以直接准确地测定成矿时代(Stein et al., 1998)。而辉钼矿中，铼和锇含量都较高，通过Re-Os同位素的分析可以精确测定辉钼矿的形成时代，因此辉钼矿Re-Os年龄可以较为客观地反映伟晶岩的形成时代。本文获得伟晶岩5件辉钼矿样品Re-Os同位素分析结果，其等时线年龄149.7±1.5Ma与模式年龄加权平均年龄150.0±1.0Ma在误差范围内是一致的。前人对区域广泛分布的玲珑花岗岩开展了大量的年代学工作，确定玲珑花岗岩的形成时代为160~150Ma(Miao et al., 1997; Wang et al., 1998; Yang et al., 2012)。伟晶岩和玲珑花岗岩都形成于晚侏罗世，并且伟晶岩同时或稍晚于玲珑花岗岩形成，表明含辉钼矿化的伟晶岩的形成可能与玲珑花岗岩体密切相关。丁正江等(2012)和刘善宝等(2011)分别对胶东斑岩-矽卡岩型的刑家山钼钨矿床进行了辉钼矿Re-Os同位素测年，得到的等时线年龄分别为158.70±2.06Ma和157.6±3.9Ma，这些年龄与区内的幸福山岩体相近，同样表明矿化与区内晚侏罗世花岗岩岩浆作用有关。
5.2 成矿流体性质与来源伟晶岩钾长石斑晶发育大量的细密等间距生长环带(图 8b)，表明钾长石在生长过程中外部环境较为稳定。而且钾长石斑晶中含有大量种类繁多的矿物包体，包括黄铁矿、方铅矿、赤铁矿、金红石、氧化铬、重晶石、萤石、天青石、碘化锑以及一些含Fe、Mn、Mg、Ca、Sb的碳酸盐矿物(图 8a，c-h)，表明原始流体的化学成分复杂，其中携带有大量的成矿金属元素，具有形成金属矿床的潜力。
通过δD-δ18O同位素图解(图 9)可以看出，石英样品H、O同位素投点主要分布在靠近岩浆水(变质水)的区域。由于伟晶岩的形成年龄比区域上基底岩石发生变质作用的时间年轻将近2.0Ga，所以原始流体不可能来源于变质水，其可能来源于岩浆水，并混入了少量的大气水。而且本次在研究区测定了伟晶岩中赋存的黄铁矿δ34S值变化为4.1‰~5.0‰，平均4.6‰，为低正值，落入岩浆硫范围。此外，伟晶岩石英中流体包裹体类型主要为CO2-H2O型两相或三相包裹体以及纯CO2一相或两相包裹体，并且挥发分中除了CO2外，还含有CH4、N2等组分，计算所得盐度为3.33%~10.33% NaCleqv，表明原始流体为富含CO2等挥发分的中高温中低盐度的岩浆流体。
 | 图 9 伟晶岩中石英δD-δ98OH2O同位素图解Fig. 9 Diagram showing δD vs. δ98OH2O for the quartz of the pegmatite |
伟晶岩中钾长石斑晶的Pb同位素组成分布相对较窄，其分析结果为：206Pb/204Pb=16.7212~17.0287，207Pb/204Pb=15.4093 ~15.5139，208Pb/204Pb=37.4811~37.9003。 在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图(图 10)中，钾长石Pb同位素数据投点位于玲珑花岗岩的范围之内，而与胶东群变质岩和中生代脉岩的Pb同位素组成不同，表明热液流体中Pb主要来自于玲珑花岗岩，成矿流体可能为玲珑岩浆期后热液。
 | 图 10 伟晶岩中钾长石的Pb同位素组成特征及其与相关岩石的对比其他数据参考自陈振胜等(1994)和陆丽娜(2011)Fig. 10 Isotope composition of Pb for K-feldspar from the pegmatite compared to those of associated rocks in space and time Other data are from Chen et al.(1994) and Lu(2011) |
Re-Os同位素不仅可以有效示踪成矿物质来源，而且可以指示成矿过程中不同来源物质混入的程度(Foster et al., 1996; Lambert et al., 1999)。李文昌等(2012)、Mao et al.(1999)和孟祥金等(2007)分别通过对比全国各种类型的钼矿床中辉钼矿Re-Os同位素测试数据，综合分析认为：成矿物质来源是以地幔物质为主的钼矿，其辉钼矿中Re含量大多在100×10-6~1000×10-6；成矿物质具有壳幔混合源的钼矿，其辉钼矿Re含量多在10×10-6~100×10-6；成矿物质完全来自壳源的矿床，其辉钼矿Re含量为1×10-6~n×10-6或更低。伟晶岩中5件辉钼矿Re含量变化范围为4.66×10-6~29.20×10-6(表 1)，平均15.49×10-6。Re含量介于壳源与壳幔混源之间，但更偏向壳源，说明成矿物质主要来自于地壳。根据矿区发育有与伟晶岩同期或稍早的中生代玲珑花岗岩，并且考虑到玲珑花岗岩为加厚下地壳部分熔融形成(Yang et al., 2012)，推断含辉钼矿矿化的伟晶岩可能与中生代形成玲珑花岗岩的岩浆活动有关。成矿物质初始可能来源于中生代地壳物质的部分熔融作用。
丁正江等(2012)和刘善宝等(2011)分别对同样形成于晚侏罗世的胶东刑家山钼钨矿床进行了辉钼矿Re-Os同位素研究，测得的Re含量变化范围分别为2.4571×10-6~7.2463×10-6和2.940×10-6~4.989×10-6，同样指示成矿物质来源于地壳，与下地壳部分熔融形成的幸福山岩体有成因关系。
5.4 胶东钼矿化胶东金矿的形成年龄多为130~110Ma，而含辉钼矿化的伟晶岩形成于约150Ma，胶东刑家山钼钨矿形成于约158Ma(丁正江等，2012; 刘善宝等，2011)，这些钼矿化的形成年龄都明显早于胶东大规模金矿化发生的年龄。因此，胶东区域很可能还存在一期与晚侏罗世花岗岩浆作用(160~150Ma)有关的钼矿化事件。在中生代，华北克拉通和扬子克拉通发生了碰撞造山作用，这一过程导致华北克拉通东部地壳加厚(郭敬辉等，2005; 张旗等，2001)，下地壳发生了部分熔融，形成了大量的晚侏罗世花岗岩， 为钼矿的成岩成矿提供了主要的热动力、流体和物质来源。胶东具备大规模钼矿化的潜力，因此，有必要加强区内钼矿的找寻和研究工作。
6 结论(1)辉钼矿Re-Os年龄表明，含辉钼矿矿化的伟晶岩脉形成于晚侏罗世(~150Ma)。
(2)流体包裹体研究表明，形成伟晶岩的流体属于H2O-CO2-NaCl体系，具有中高温、中低盐度、富含挥发份的特点，结合H-O-S-Pb同位素，伟晶岩为玲珑花岗岩岩浆期后热液的产物。
(3)含辉钼矿的伟晶岩的出现，说明中生代晚侏罗世岩浆活动可能携带了大量的钼元素，胶东具备大规模钼矿化的潜力。
致谢 野外工作得到了山东黄金集团领导的关心指导以及项目经理金念宪高级工程师的支持和协助；国家地质测试中心Re-Os同位素实验室屈文俊和杜安道研究员及李超研究实习员在样品测试过程中提供了帮助；审稿专家提出了宝贵的修改意见；在此谨向他们表示衷心的感谢！| [1] | Bakker RJ. 1997. Clathrates: Computer programs to calculate fluid inclusion V-X properties using clathrate melting temperatures. Computers & Geosciences, 23(1): 1-18 |
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