2018, Vol. 34
2. 中国地质大学, 北京 10008;
3. 中国地质科学院, 北京 100037;
4. 河北省区域地质矿产调查研究所, 廊坊 065000
2. Chinese University of Geosciences, Beijing 10008;
3. Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. Institute of Regional Geology and Mineral Resources Survey in Hebei Province, Langfang 065000, China
胶东金矿集区面积仅占全国面积的0.17%，但目前已探明金资源储量达4500t，占全国金资源储量的90%以上，是世界第三大金矿集区。在约为16522km2范围内，分布有百余处金矿床，已探明储量超300t以上的矿床3处，最大达470t，储量超过20t的大型-超大型矿床14处，中型矿床20处，形成了三山岛、焦家、玲珑、邓格庄4个千吨级金矿田。该区自西向东主要分布招远-莱州、蓬莱-栖霞、牟平-乳山三大金成矿带，金矿床类型主要为蚀变岩型和石英脉型。作为胶东金矿重要的类型之一的石英脉型金矿，一般为中、小型，少数为大型、特大型和超大型，含金量普遍高，主要受北东向断裂构造及派生的低序次断裂控制。胶东典型石英脉型矿床包括胶东西部的玲珑、金翅岭金矿以及胶东东部的金青顶、邓格庄、三甲、英格庄、照岛山等金矿床。
邓格庄金矿地处胶东东部苏鲁超高压带内，距烟台市牟平区城南30km，黄金储量已超过50t，是胶东牟平-乳山成矿带第二大石英脉型金矿床。对该金矿进行深入系统全面的解剖研究，对认识苏鲁超高压带内金矿的成因和找矿方向乃至整个华北克拉通中生代破坏过程中的成矿效应及深部过程均具有不可或缺的作用。
然而，无论与胶东东部牟乳成矿带第一大金矿床金青顶石英脉型金矿相比，还是与胶东西部的大中型金矿相比(Yang et al., 2016a, b, c, d, 2017; Deng et al., 2015a, b, 2017; Deng and Wang, 2016; Zhu et al., 2018; Wen et al., 2015, 2016; Li et al., 2015; Bi and Zhao, 2017)，邓格庄金矿的理论研究显然还很不够。尽管有关矿床成因(Xue et al., 2014; 薛建玲等, 2012, 2013; 张连昌等, 2001; 高太忠等, 2001)和成矿时代(薛建玲, 2013)方面已引起国内矿床学家的关注，但关于成矿流体的详细研究并不多见(胡芳芳等, 2007)，尤其是对热液蚀变期流体演化，以及成矿流体来源的研究则极其罕见，极大地制约了对矿床成因的全面认识。
鉴于此，作者等在认真调查区域和矿区地质背景基础上，系统研究了邓格庄金矿不同类型蚀变岩和不同阶段金矿脉流体包裹体的岩相学特征，进行了流体包裹体显微测温，分析了流体包裹体的气液相成分和矿床C-H-O-S同位素特征，探讨了邓格庄金矿成矿流体的性质、来源及演化规律和矿床成因，为苏鲁超高压带内金矿更深入的研究奠定了基础。
1 地质背景胶东半岛被烟台-青岛-五莲断裂一分为二，北部称为胶东地块，南部称为苏鲁超高压变质带(图 1)。邓格庄金矿处于胶东东部苏鲁超高压带内的金牛山断裂西侧的次级断裂上(图 1)。区内出露地层简单，主要为古元古代荆山群变质岩系和第四纪松散沉积物。荆山群在矿区西侧广泛出露，主要岩性为黑云变粒岩、斜长透辉岩、透辉大理岩、斜长角闪岩。区内岩浆岩发育，分布最广的为昆嵛山含黑云二长花岗岩(简称“昆嵛山岩体”)和各类脉岩。昆嵛山岩体的侵位年龄为155.8Ma(薛建玲等, 2013)，其中常见荆山群变质岩捕虏体。脉岩的种类较多，主要有煌斑岩、闪长岩、闪长玢岩、花岗伟晶岩、石英脉等，沿矿脉或穿切矿脉分布，规模较小，形成时代主要为早白垩世(Deng et al., 2017; Li et al., 2016)。区内构造以断裂为主，主要为北北东向、北东向、北西向和北北西向。北北东向的金牛山断裂带为主控矿断裂。
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图 1 胶东牟乳地区区域地质略图(据Yang et al., 2016a, b, c, d; Deng et al., 2015a, b, 2017; Deng and Wang, 2016; Xue et al., 2014) Fig. 1 Geological sketch map of Mouping-Rushan gold belt in Jiaodong Peninsula (after Yang et al., 2016a, b, c, d; Deng et al., 2015a, b, 2017; Deng and Wang, 2016; Xue et al., 2014) |
矿体产于昆嵛山岩体和荆山群变质岩接触带附近之昆嵛山岩体中(图 1)，金矿体赋存于金牛山断裂带西侧的次级断裂中。区内有多条矿化带，矿体主要出现在Ⅰ和Ⅱ号矿化带中，具分枝复合、尖灭再现和膨胀收缩现象(图 2)。
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图 2 邓格庄金矿矿区地质图(据Xue et al., 2014; 薛建玲等2012, 2013修改) 1-砾、砂、亚砂土、亚粘土；2-煌斑岩脉；3-闪长玢岩脉；4-黄铁矿石英脉；5-昆嵛山二长花岗岩；6-地质界线；7-见矿钻孔位置及编号；8-未见矿钻孔位置及编号；9-断层及编号; 10-勘探线及编号 Fig. 2 Geological map of the Denggezhuang gold deposit (after Xue et al., 2012, 2013, 2014) |
Ⅰ号矿化带：位于矿区东部，距金牛山断裂带约300m，自南向北逐渐靠近该断裂带，并受其控制。区内出露长约2000m，宽数米，局部可达数十米，呈舒缓波状弯曲，走向10°~25°，倾向北西，倾角40°~89°。在该带共发现有5条矿脉，其中Ⅰ1和Ⅰ2两矿脉的规模最大。Ⅰ1矿脉地表连续性较好，出露长约1800m，走向10°~25°，倾向北西，倾角80°~89°，金品位2.56~54.23g/t，厚度0.30~3.82m，自南向北矿化逐渐变弱；Ⅰ2矿脉地表断续出露，长约1400m，走向20°~30°，倾向北西，倾角40°~60°，向深部倾角转陡，一般67°~85°，金品位2.57~15.47g/t，厚度0.38~1.70m，矿体两端变窄，品位也较低。
Ⅱ号矿化带：位于矿区中部，距金牛山断裂带约400m。区内出露长约1200m，宽度变化较大，从十几厘米至十余米，局部可达数十米，走向10°左右，倾向北西，倾角67°~87°，局部近直立。金品位较低，一般小于0.5g/t。在该带共发现6条矿脉，以Ⅱ-1矿脉的规模最大，连续性较好，呈薄板状，厚度变化较小，地表出露约600m，走向10°左右，倾向北西，倾角67°~89°，金品位4.10~20.93g/t，厚度0.40~3.80m，自南向北矿化逐渐变弱，厚度变薄。
矿体中的矿石矿物主要为黄铁矿，少量黄铜矿、方铅矿、闪锌矿和金矿物，脉石矿物主要为石英，少量斜长石、绢云母、方解石等，含金矿物为银金矿、自然金。矿石结构以晶粒状、碎斑状、碎裂状、自形-半自形粒状为主，次为交代残余结构；矿石构造以块状、浸染状为主，条带状次之。金的粒度主要为粗粒金和微细粒金，少量中粒金和巨粒金，以晶隙金为主，次为包体金，少量粒间金和裂隙金。金矿物形态主要为角砾状，少量枝杈状。矿石主要有益组分为Au，伴生有用组分Ag、S可综合回收利用。
矿床围岩蚀变较发育，蚀变作用类型主要为硅化、绢云母化、黄铁矿化和钾长石化、碳酸盐化，少量绿泥石化。围岩蚀变具明显分带特征，自含金石英脉(矿体)向两侧依次为(黄铁)绢英岩化-钾长石(赤铁矿)化-未蚀变二长花岗岩。不同蚀变带间呈渐变过渡关系。各蚀变带的宽窄不等，随蚀变强弱而定。一般上盘蚀变强，下盘蚀变弱；绢英岩化带窄，钾长石化带宽(图 3)。
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图 3 Ⅱ1矿体-465m中段17穿北壁岩性分带素描图 Fig. 3 Sketch profile diagram of hydrothermal alteration assemblage zoning of north face of No. 17 transverse drift -465m level of Ⅱ1 orebody |
根据野外观察及镜下显微分析，邓格庄金矿成矿过程包括热液蚀变期和热液成矿期。热液蚀变期又分为钾长石化阶段和绢云岩化阶段，热液成矿期从早到晚可分为Ⅰ-Ⅴ等5个主要阶段(图 4)。
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图 4 邓格庄金矿不同成矿阶段矿石野外照片 (a)钾长石化带中的黄铁矿-石英细脉(钾长石化阶段)；(b)黄铁绢英岩包裹钾长石花岗岩，后又被黄铁矿-石英脉穿切(Ⅰ)；(c)早期白色石英(Ⅱ)产出于后期灰色石英中(Ⅲ)，且呈左行构造角砾产出；(d)多金属硫化物(Ⅳ)包裹早期白色石英(呈团块)(Ⅱ)产出；(e)多金属细脉(Ⅳ)包裹白色石英(Ⅱ)和灰色石英(Ⅲ)，表明多金属硫化物阶段晚于该两期石英；(f)晚期菱铁矿脉(Ⅴ)穿插叠加于早期的破碎块状黄铁矿(Ⅲ)和受力褶皱的多金属硫化物脉(Ⅳ).Q1-早期白色石英(Ⅱ)；Q2-后期灰色石英(Ⅲ) Fig. 4 Photographs showing different mineralization |
钾长石化阶段：成矿流体与围岩发生强烈的水岩反应，大量钾长石交代斜长石，并包裹斜长石和石英，钾长石化大规模发育，空间上分布于矿脉最外带，Au等成矿物质被活化。呈肉红色，中细粒结构，块状构造。矿物组合为石英、钾长石、斜长石和少量的黑云母、金红石、赤铁矿等。
绢英岩化阶段：随着成矿流体温度和氧逸度降低，大量绢云母和细粒白云母出现，蚀变作用进一步加强。该带相对较窄，有利于Au的迁移及在还原条件下的成矿富集。矿物组合为绢云母、白云母和呈他形细粒或隐晶质结构的石英等。
Ⅰ阶段：黄铁绢英岩阶段。该阶段是绢英岩化的继续，蚀变作用较强，出现较丰富的浸染状黄铁矿，开始发生金沉淀作用，标志着成矿期的开始。黄铁矿颗粒较为粗大，石英颗粒细小，自形程度较差。由该阶段形成的独立蚀变岩型矿石多被后期的含金石英脉所包裹，构不成独立矿体。
Ⅱ阶段：黄铁矿石英阶段。该阶段是充填成矿的开始，以后几个成矿阶段都是以充填成矿为特征的。该阶段矿物组合为大量石英和少量黄铁矿。黄铁矿颗粒粗大，自形-半自形粒状结构，形态多为立方体，少量为五角十二面体；石英为乳白色粒状集合体，半自形晶，粒度较大。
Ⅲ阶段：石英黄铁矿阶段。矿物组合与Ⅱ阶段基本相同，但以黄铁矿为主，石英次之。黄铁矿颗粒细小，晶形不规则，多为他形或不规则块状集合体，部分半自形。近地表处表面常见褐铁矿化。石英多为烟灰色，颗粒细小，自形及半自形晶居多。该阶段含金量高，金矿物以自然金和银金矿产出，为主成矿阶段。该阶段晚期尚可见石英磁黄铁矿脉产出，可构成一个亚阶段，但其发育空间较局限，其意义主要表现在矿物组合的多样性对成矿强度的控制方面。
Ⅳ阶段：多金属硫化物阶段。该阶段矿物组合为黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、磁黄铁矿、磁铁矿、褐铁矿和石英等。黄铁矿呈不规则状或细粒状与其他硫化物构成块状或条带状矿石；石英为浅烟灰色，自形程度差。多金属硫化物与金银矿、银金矿密切共生。该阶段矿石常胶结前几个阶段的角砾或呈细脉状充填于早期的石英黄铁矿矿石裂隙中。该阶段为主成矿阶段，经表生富集后可见形成少量铜蓝。
Ⅴ阶段：石英碳酸盐阶段。由于邓格庄金矿距离富含碳酸盐岩的荆山群甚近，故几乎各阶段都可出现少量碳酸盐矿物，但本阶段则以大量碳酸盐矿物出现为特征，是成矿进入晚期的标志。其矿物组合主要有铁方解石，铁白云石及菱铁矿和石英，金的含量较低，硫化物矿物仅见少量黄铁矿。石英呈乳白色。碳酸盐细脉穿切其他阶段形成的矿石，具有十分明显的最终形成的产状特征。
2 样品特征及分析方法本次研究的测试样品均采自邓格庄金矿Ⅰ和Ⅱ号矿体-65m、-185m、-265m、-385m和-425m坑道，钻孔和矿石堆，所采集样品为不同蚀变岩和不同成矿阶段矿石标本。在矿相学观察基础上，对样品依次开展了流体包裹体显微测温实验，激光拉曼探针分析，石英氢氧同位素测试，方解石碳氧同位素测试和硫化物硫同位素测试。
在样品清理处理后，将样品磨制成厚度约为0.3mm双面刨光的包裹体片。利用光学显微镜对其进行流体包裹体岩相学特征观察，然后选择有代表性的流体包裹体片使用丙酮浸泡48h，使之与载玻片充分分离并用无水乙醇擦洗干净后晾干。显微测温实验室在核工业北京地质研究院流体包裹体实验室完成的，测试仪器使用的是英国产的Linkam THMS600型冷热台，利用美国FLUIDINC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℃，在-70~+100℃温度区间的测定精度为±0.2℃，在100~500℃区间的测定精度为±2℃。包裹体测试过程中，升温速率一般为1~5℃/min，接近相变点时升温速率降低为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)对获得的流体包裹体测试数据进行了处理。
本次选取了代表性的Ⅰb型(室温下LH2O±VH2O±VCO2)、Ⅱb型(室温下VCO2+LH2O)，和Ⅲ型(室温下LH2O+LCO2+VCO2)，共21个包裹体，进行了激光拉曼探针分析。激光拉曼探针分析(RAM)是在核工业地质分析测试研究中心流体包裹体实验室完成的，测试仪器名称及型号为LABHR-VIS LabRAM HR800研究级显微激光拉曼光谱仪，使用Yag晶体倍频固体激光器，波长532nm，所测光谱的计数时间8秒/次，100~4200nm-1全波段一次取峰，激光束斑大小约为1μm±，光谱分辨率2cm-1。
对氢氧、碳氧、硫同位素样品进行粉碎，过筛至40~60目，在双目镜下进行单矿物挑选，挑选出测试矿物为5件石英各5g，6件方解石各2g，3件黄铁矿、2件方铅矿、2件闪锌矿和2件磁黄铁矿各1g，纯度达到99%。实验测试是在核工业北京地质研究院测试分析中心完成的。氢氧同位素测试所用仪器为MAT-253型质谱，δD和δ18O均以SMOW标准报出。氧同位素测试采用常规的BrF5法，反应获得氧气，用组合冷阱分离SiF4、BrF3等杂质组分获得纯净的氧气。将纯化后的氧气在700℃铂催化作用下与碳棒逐级反应，逐一收集反应生成的CO2气体，送质谱测试。氢同位素测试通过真空热爆法打开包裹体，分离获得水，将获得的水与锌反应，获得氢气，然后用质谱仪进行氢同位素测定。碳氧同位素测试所用仪器为MAT-251质谱仪，碳酸盐的碳、氧同位素组成通过测定CO2得到。在真空系统中，将样品与100%的磷酸在25℃恒温条件下反应4h以上，用冷冻法分离生成的水，即可收集到纯净的CO2气体。测定结果分别以V-PDB和V-SMOW为标准，分析精度优于±0.2‰。硫同位素测试所用试验仪器为MAT253EM型质谱仪，采用国际标准V-CDT，分析精度为±0.2‰。
3 流体包裹体研究 3.1 流体包裹体类型根据室温下的相态和包裹体成分，结合Roedder (1984)和卢焕章等(2004)提出的流体包裹体分类方案，可将本区石英流体包裹体的类型划分为液相包裹体(Ⅰ)、气相包裹体(Ⅱ)、含液体CO2包裹体(Ⅲ)和含子矿物包裹体(Ⅳ)(图 5)。
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图 5 邓格庄金矿石英流体包裹体显微照片 (a)钾长石化花岗岩石英矿物中带状分布，呈无色-灰色的富液包裹体(Ⅰb)及含子矿物富液包裹体(Ⅳ)；(b)似伟晶岩石英矿物中成群分布，呈无色-(浅)灰色的H2O-CO2包裹体(Ⅲ)；(c)黄铁绢英岩石英矿物中成群分布，呈无色纯液体包裹体(Ⅰa)及呈无色-浅灰色的H2O-CO2包裹体(Ⅲ)；(d)黄铁矿石英脉内成群分布，呈无色-灰色富液包裹体(Ⅰb)及呈无色的纯液相包裹体(Ⅰa)；(e)黄铁矿石英脉内成带状分布，呈无色-灰色的富液包裹体(Ⅰb)及呈深灰色的气体包裹体(Ⅱa)，可见“漏气”现象；(f)主成矿阶段矿石石英脉内成群分布，呈无色-灰色的富液包裹体(Ⅰb)及含子矿物富液包裹体(Ⅳ)；(g)主成矿阶段矿石石英脉内成群分布，呈无色-灰色富气包裹体(Ⅱb)；(h)石英碳酸盐阶段石英脉内成带状分布，呈无色-灰色的H2O-CO2三相包裹体(Ⅲ) Fig. 5 Microphotographs of fluid inclusions in quartz in the Denggezhuang gold depsit |
Ⅰ类——液相包裹体：室温下呈1~2相(LH2O±VH2O±VCO2)，根据相态数及气相和液相占包裹体总体积的百分数可进一步划分为纯液体包裹体(Ⅰa型)和富液体包裹体(Ⅰb型)。室温下，Ⅰa型为单相液体包裹体，形态规则，大小一般1×1μm~2×3μm；Ⅰb型呈2相(LH2O±VH2O±VCO2)，包裹体由V+L组成，V主要为水蒸气和CO2，L主要为水溶液，L占包裹体总体积50%~90%。
Ⅱ类——气相包裹体：室温下呈1~2相(VCO2±LH2O)，根据相态数及气相和液相占包裹体总体积的百分数可进一步划分为纯气相包裹体(Ⅱa型)和富气相包裹体(Ⅱb型)。室温下，Ⅱa型为单相气体包裹体(主要为CO2)，不规则或规则，一般2×3μm~4×6μm；Ⅱb型呈2相(VCO2+LH2O)，包裹体由V+L组成，V主要为CO2，L主要为水溶液，V占包裹体总体积70%~90%。
Ⅲ类——含液体CO2包裹体：室温下呈3相(LH2O+LCO2+VCO2)，从包裹体中心向外，由气相CO2(VCO2)、液相CO2(LCO2)和盐水溶液(LH2O)所组成。LCO2+VCO2变化较大，占总体积的10%~70%，有的高达80%。
Ⅳ类——含子矿物包裹体：室温下呈3相(LH2O+VH2O+S)，VH2O通常占包裹体体积的30%以下，S可能为NaCl、KCl、赤铁矿和方解石等子晶矿物。
3.2 包裹体岩相学特征显微镜下观察，邓格庄金矿不同类型蚀变岩和不同阶段含金脉体石英中流体包裹体极为发育，可呈带状、集群状或均匀分布，包裹体一般较小，分布密度较大，V/L值10%~15%，次生包裹体比较发育，形态多数较规则，可见不规则和负晶形包裹体(图 5)。不同蚀变岩和不同成矿阶段石英内的流体包裹体的数量和类型组合不同。从钾长石化(似伟晶岩)-绢英岩化-黄铁绢英岩化热液蚀变期到充填成矿期，包裹体的大小由大-小-大，种类和数量增多，主成矿期可见Ⅲ和Ⅳ型包裹体。
钾长石化二长花岗岩：该阶段热液石英中的流体包裹体发育大量Ⅰa和Ⅰb型原生包裹体，另外还有少量Ⅱb、Ⅲ和Ⅳ型包裹体沿微裂隙呈带状分布，为晚世代原生包裹体；早世代的原生包裹体主要为Ⅰa和Ⅰb型，成群或均匀分布，分布密度50个/25μm×25μm；一般3~5μm，多呈规则状，少数不规则和负晶形(图 5a)。
似伟晶岩：赋存于钾长石化二长花岗岩中，呈团块状，由粗粒钾长石和石英组成。该阶段流体包裹体以早世代的Ⅰa和Ⅰb型原生包裹体为主，成群或均匀分布，分布密度50个/25μm×25μm；可见少量成群或零星分布的Ⅲ型原生包裹体，一般2~4μm，规则或近圆状。部分晚世代原生包裹体以Ⅰb型为主，还有少量Ⅲ型，沿微裂隙呈带状分布。可见Ⅰa型次生包裹体(图 5b)。
绢英岩：该阶段流体包裹体普遍较小，主要为早世代的Ⅰa和Ⅰb型原生包裹体，成群或均匀分布，一般2~3μm，分布密度60个/25μm×25μm，多为规则、不规则状，尚有少量负晶；可见Ⅰa和Ⅰb型次生包裹体沿石英中的贯通性裂隙呈带状分布。
黄铁绢英岩(第Ⅰ成矿阶段)：该阶段早世代的流体包裹体主要为Ⅰb型原生包裹体，和部分Ⅰa型原生包裹体，成群或均匀分布，一般2~3μm，分布密度30个/25μm×25μm，呈规则、不规则和近圆状。晚世代的Ⅰb型和少量Ⅲ型原生包裹体及Ⅰa型次生包裹体沿微裂隙成带状分布(图 5c)。
黄铁矿石英脉(第Ⅱ成矿阶段)：该阶段早世代流体包裹体主要为Ⅰb型原生包裹体，少量Ⅰa和Ⅲ型原生包裹体，一般3~5μm，成群分布，密度为50个/25μm×25μm，多呈规则，部分不规则状，少数近圆状。晚世代的Ⅰb型原生包裹体和Ⅰa型次生包裹体及少量Ⅱa、Ⅱb和Ⅲ型次生包裹体沿石英微裂隙呈带状大量分布，可见“漏气”现象(图 5d, e)。
石英黄铁矿和多金属硫化物脉(第Ⅲ+Ⅳ成矿阶段)：该阶段流体包裹体主要为早世代的Ⅰb型和少量Ⅱa、Ⅱb、Ⅲ和Ⅳ型原生包裹体(图 5f, g)，大小3~5μm，成群或均匀分布，密度为80个/25μm×25μm，多为规则的椭圆状，少数呈负晶形。LCO2+VCO2变化较大，占总体积的10%~60%，其均一温度相近(平均254~279℃)，反映出该期流体在被捕获时可能有“泡腾”(不混溶)现象发生(Roedder, 1984; Shepherd et al., 1985; 卢焕章等, 2004; 胡芳芳等, 2007)。晚世代包裹体主要为Ⅰa和Ⅱa型次生包裹体，大小1~3μm，沿石英微裂隙呈带状分布，多为近椭圆状。
石英碳酸盐脉(第Ⅴ成矿阶段)：该阶段早世代包裹体主要为Ⅰb型原生包裹体，部分Ⅰa型原生包裹体，及极少量的Ⅱa、Ⅱb和Ⅲ型包裹体，大小2~4μm，成群或零星分布，密度为25个/25μm×25μm，多为近椭圆状或不规则状；晚世代包裹体主要为Ⅰa型次生包裹体，大小1~2μm，沿石英微裂隙呈带状分布，多为近椭圆状(图 5h)。
3.3 流体包裹体均一温度、盐度和密度对邓格庄金矿不同类型蚀变岩和不同成矿阶段代表性样品中各类流体包裹体进行了详细的显微测温，测试结果见表 1和图 6。
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表 1 邓格庄金矿石英流体包裹体测温结果 Table 1 Summary of microthermometric data on fluid inclusions in the Denggezhuang gold deposit |
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图 6 邓格庄金矿成矿流体均一温度、密度、盐度和压力直方图 Fig. 6 Histograms showing homogenization temperature, density, salinity and pressure |
从表 1和图 6a可以看出：Ⅰb型包裹体的均一温度在167~369℃之间，峰值240~280℃；Ⅲ型包裹体CO2的部分均一温度6.8~30.7℃；完全均一温度177~361℃。根据包裹体冰点温度和盐度关系(卢焕章等, 2004)，计算得出邓格庄金矿成矿流体的盐度在1.7%~16.3% NaCleqv，其中Ⅰb型包裹体盐度在1.7%~14.6% NaCleqv之间，平均8.5% NaCleqv；Ⅲ型包裹体盐度在4.3%~16.3% NaCleqv，平均8.0% NaCleqv。依据密度经验公式，计算本区流体密度变化范围为0.65~0.97g/cm3，平均0.81g/cm3。现分述如下：
(1) 钾长石化花岗岩Ⅰb型包裹体的均一温度262~369℃，盐度4.6%~13.7% NaCleqv，密度0.65~0.9g/cm3；Ⅲ型包裹体CO2的部分均一温度25.8~30.2℃，完全均一温度276~338℃，盐度5.1%~7.8% NaCleqv，密度0.76~0.81g/cm3。
(2) 似伟晶岩Ⅰb型包裹体的均一温度229~372℃，盐度14.6% NaCleqv，密度0.84g/cm3；Ⅲ型包裹体CO2的部分均一温度6.8~30.7℃，完全均一温度245~317℃，盐度5.8%~16.3% NaCleqv，密度0.74~0.92g/cm3。
(3) 绢英岩Ⅰb型包裹体的均一温度178~206℃，盐度1.7%~5.9% NaCleqv，密度0.87~0.92g/cm3。
(4) 黄铁绢英岩(第Ⅰ成矿阶段)Ⅰb型包裹体的均一温度248~250℃，盐度11.8%~12.3% NaCleqv，密度0.9~0.91g/cm3；Ⅲ型包裹体CO2的部分均一温度22.6~30.3℃，完全均一温度278~320℃，盐度5.6%~9.9% NaCleqv，密度0.77~0.82g/cm3。
(5) 黄铁矿石英脉(第Ⅱ成矿阶段)Ⅰb型包裹体的均一温度167~285℃，盐度4.3%~9.5% NaCleqv，密度0.8~0.97g/cm3；Ⅲ型包裹体CO2的部分均一温度26.8~29.8℃，完全均一温度177~361℃，盐度5.1%~7.0% NaCleqv，密度0.65~0.93g/cm3。
(6) 石英黄铁矿和多金属硫化物脉(主成矿期第Ⅲ+Ⅳ阶段)Ⅰb型包裹体的均一温度170~340℃，盐度2.9%~10.5% NaCleqv，密度0.70~0.93g/cm3；Ⅲ型包裹体CO2的部分均一温度25.8~30.1℃，完全均一温度260~282℃，盐度4.3%~8.7% NaCleqv，密度0.78~0.84g/cm3。
(7) 石英碳酸盐脉(第Ⅴ成矿阶段)Ⅰb型包裹体的均一温度203~278℃，盐度1.7%~7.2% NaCleqv，密度0.87~0.93g/cm3；Ⅲ型包裹体CO2的部分均一温度28.7℃，完全均一温度223℃，盐度8.3% NaCleqv，密度0.9g/cm3。
显然，该金矿属于典型的中低温、中低盐度、中低密度热液脉型矿床。从热液蚀变到充填成矿各阶段，均一温度总体显示降低趋势。另外，早阶段石英流体包裹体的均一温度具多峰性(图 6a)，可能为多阶段流体叠加扰动所致。成矿流体的盐度变化范围不大，从蚀变期到主成矿期总体上亦有降低趋势(图 6b)。相应地，成矿流体的密度也呈逐渐减低的趋势(图 6c)。
3.4 激光拉曼探针分析邓格庄金矿成矿流体的气相成分类型包括CO2-CH4-H2O(图 7a)、CO2-H2O(图 7b, c)、CO2(图 7d)和CO2-CH4(图 7e)四种，以CO2为主，H2O和CH4次之。在拉曼谱图上除了寄主矿物石英的特征峰外，在拉曼位移1285~1290cm-1和1388~1393cm-1显示了清晰的CO2特征峰，另外还有宽泛的H2O特征峰(3310~3400cm-1)(图 7a-c)，主成矿期还在2915~2919cm-1出现了少量的CH4特征峰(图 7a)。这些特点与包裹体冷冻法试验过程观察到的相变结果一致。
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图 7 邓格庄金矿包裹体激光拉曼探针分析谱图 (a)主成矿期Ⅰb型包裹体；(b)成矿早期Ⅰb型包裹体；(c)成矿晚期Ⅰb型包裹体；(d) Ⅱb型包裹体；(e) Ⅲ包裹体 Fig. 7 Laser Raman spectrum of fluid inclusions in the Denggezhuang gold deposit |
邓格庄金矿石英的δ18O值变化范围在14.8‰~15.9‰之间，流体包裹体中的δD值变化范围在-87.6‰~-80.7‰之间。根据热液矿物(石英)-水体系的氧同位素分馏方程：1000lnα石英-水=3.09×106/T-2-3.29(张理刚, 1985)，结合流体包裹体显微测温结果，计算出成矿流体的δ18OH2O值变化范围在5.87‰~7.49‰之间(表 2)。
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表 2 邓格庄金矿石英的氢氧同位素测试结果 Table 2 The O-H isotopic compositon of quartz in the Denggezhuang gold deposit |
邓格庄金矿6件方解石样品δ13CV-PDB变化范围在-3.6‰~0.7‰之间，δ18OV-SMOW变化范围在1.3‰~9.1‰之间(表 3)。空间上，δ13C V-PDB 从上至下有逐渐增大的趋势，δ18OV-SMOW变化趋势不明显。
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表 3 邓格庄金矿方解石的碳氧同位素测试结果 Table 3 The C-O isotopic compositon of carbonate in the Denggezhuang gold deposit |
硫同位素测试分析结果见表 4。矿石硫化物的δ34S变化范围为8.4‰~13‰，平均值10.23‰，δ34S值的总体变化范围较小。其中黄铁矿δ34S变化范围为10‰~10.8‰，方铅矿δ34S值是8.4‰和9‰，闪锌矿δ34S值是10.4‰和13‰，磁黄铁矿δ34S值是10‰和10.4‰。
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表 4 邓格庄金矿硫化物样品δ34S测试结果 Table 4 The S isotopic compositon of sulfides in the Denggezhuang gold deposit |
邓格庄金矿的流体包裹体岩相学和激光拉曼分析研究表明，该矿床流体包裹体类型比较单一，主要为Ⅰ型包裹体，少量富气相Ⅱ型包裹体，主成矿期可见Ⅲ型和Ⅳ型包裹体，气相成分以CO2为主，H2O次之，主成矿期出现了少量的CH4，成矿流体总体属CO2-H2O-NaCl体系。各个阶段流体包裹体的不同相比例和不同类型组合，可能反映了不混溶流体的不均匀捕获(胡芳芳等, 2007; 谢贤洋等, 2016)。
流体包裹体显微测温结果显示，成矿流体以中低温(167~369℃)、中低盐度(1.7%~16.3% NaCleqv)、中低密度(0.65~0.97g/cm3)的盐水体系为特征。热液蚀变期钾长石化阶段流体包裹体均一温度为262~369℃，盐度为4.6%~13.7% NaCleqv，密度为0.65~0.90g/cm3；热液成矿期第Ⅰ成矿阶段流体包裹体均一温度为248~320℃，盐度为5.6%~12.3% NaCleqv，密度为0.77~0.91g/cm3；第Ⅱ成矿阶段流体包裹体均一温度为167~361℃，盐度为4.3%~9.5% NaCleqv，密度为0.65~0.97g/cm3；第Ⅲ+Ⅳ成矿阶段流体包裹体均一温度为170~340℃，盐度为2.9%~10.5% NaCleqv，密度为0.70~0.93g/cm3；第Ⅴ成矿阶段流体包裹体均一温度为203~278℃，盐度为1.7%~8.3% NaCleqv，密度为0.87~0.93g/cm3；从热液蚀变期至成矿期，成矿温度和盐度降低，密度变化不大，总体略有降低的趋势(图 8)。邓格庄金矿的流体特征与我国中温岩浆热液型金矿的流体特征相似(Deng et al., 2014, 2015a; Yang et al., 2016a; Wen et al., 2015, 2016; Li et al., 2014; 薛建玲等, 2017)。
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图 8 邓格庄金矿流体包裹体盐度-均一温度关系图 Fig. 8 Salinity and homogenization temperature of fluid inclusion in Denggezhuang gold deposit |
邓格庄金矿石英流体包裹体δ18OH2O值变化范围在5.87‰~7.49‰之间(图 9)，成矿流体符合Sheppard et al. (1969)提出的岩浆水特征(δ18OH2O=5.5‰~9.5‰)。从石英流体包裹体δD-δ18OH2O同位素图解上(图 9)可以看出，邓格庄金矿成矿流体的氢氧同位素数据点均分布于岩浆水中及其左下部，从成矿早期至成矿晚期由岩浆水向大气降水漂移，说明本区成矿流体以岩浆水为主，成矿后期在地壳浅部遭受到有少量大气降水的混合。
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图 9 邓格庄金矿石英流体包裹体氢氧同位素图解(底图据Taylor, 1997) Fig. 9 δD vs. δ18OH2O diagram of the Denggezhuang gold deposit (after Taylor, 1997) |
通过对邓格庄金矿矿石的硫化物硫同位素测定显示，硫同位素数据范围较窄，绝大多数的值集中在+8.4‰~+10.8‰之间，各阶段δ34S值变化不大，呈现明显的塔式分布(图 10)。邓格庄金矿中黄铁矿、方铅矿、磁黄铁矿和闪锌矿δ34S值的变化具有相似的特征，说明四者具有相同或者相似的硫源，并且没有引起硫同位素的强烈分馏，仍保持着高温均一的特征，这与胶东西北部金矿的硫同位素特征(Li et al., 2015)相似，应当来源于岩浆，但又与鲁西早侏罗世金矿的硫同位素有所不同(Li et al., 2018)。邓格庄金矿与胶东牟乳成矿带其他金矿、昆嵛山二长花岗岩、胶东群和荆山群变质岩，以及中生代脉岩δ34S值相近，具有岩浆热液硫同位素变化小的特点，说明老地层对成矿流体中的硫有贡献，金矿与赋矿主岩有一定的继承性。金成矿事件与胶东地区壳幔混合型花岗岩浆作用有关，δ34S值相对较高是由于含矿溶液上升结晶过程伴生花岗岩和变质岩混染的结果。
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图 10 邓格庄金矿硫同位素组成及对比图 除本次测试数据外，其余数据薛建玲，2013；图 11同 Sulfur isotope compositions from the Denggezhuang gold deposit and comparision diagram of the δ34S |
邓格庄金矿6件方解石样品δ13CV-PDB值为-3.6‰~+0.7‰，变化范围较小，与许多热液矿床中形成的碳酸盐类似，表明碳可能来自深部或来自碳酸盐与有机质的CO2的混合作用(Hoefs, 1997)。因方解石的δ13C值变化范围较窄，且大于有机质的碳同位素组成，故可排除有机质碳为方解石提供主要碳的可能性，即有机质不是方解石中碳的主要提供者。δ18OV-SMOW值为1.3‰~9.1‰，变化范围相对较大。碳氧同位素组成投点位于花岗岩之碳源区中(图 11)，和花岗岩与火成碳酸盐和地幔包体左侧呈近水平线展布，同牟平-乳山成矿带其他金矿基本一致，接近胶东煌斑岩、斜云煌岩等中生代中基性脉岩，但明显不同于胶东寒武纪灰岩。碳、氧同位素的这种近水平分布形式可能由2个原因所致(郑永飞和陈江峰, 2000)：(1) CO2的脱气作用；(2)流体与围岩之间的水-岩反应。如果碳、氧同位素的分布形式是由CO2的脱气作用所致，则因热液流体一般以H2O为主，CO2的去气对流体氧同位素组成的影响并不明显，而对碳同位素组成的影响是显著的，从而形成的方解石，其碳同位素组成变化也应显著。显然，这与本区的实际情况不符。在热液流体中，方解石的溶解度随温度的降低而升高，随压力的降低而降低(Hoefs, 1997)，在封闭体系中的单纯冷却不能使方解石从热液流体中沉淀，因此本区方解石的沉淀应主要是由水-岩反应和温度降低耦合作用所致。热液方解石最初起源于花岗岩的热液，运移的过程中，逐渐与围岩(应主要是荆山群的大理岩)发生水-岩交换反应，造成了热液中δ18O值逐渐增加，δ13C变化不明显，也促进了热液方解石的沉淀。
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图 11 牟平-乳山成矿带金矿碳-氧同位素组成图解 Fig. 11 Carbon and oxygen isotope compositions from the deposits in the Muping-Rushan gold belt |
铅同位素地球化学特征表明，铅源主要来源于与俯冲造山作用有关的以下地壳为主的壳幔混合铅，反应了深源物质在成岩成矿过程中起到了重要的作用。氦氩同位素地球化学特征表明，邓格庄金矿成矿流体主要来源于地壳，同时有部分地幔流体的参与，氦氩同位素示踪流体和氢氧同位素来源的结果一致(薛建玲等, 2012, 2013)。
邓格庄金矿体围岩为昆嵛山花岗岩，虽然同位素等证据表明其与荆山群和金矿体具有一定的同源性，但由于其成岩年龄(155.8Ma)与成矿年龄(120Ma)相差近40Ma(薛建玲, 2013)，所以成矿物质是从围岩中直接萃取而来的可能性不大。且本区金矿体为热液充填大脉型金矿体，具有多个成矿阶段，反映了多期多阶段流体扰动叠加的特征，这些特征均说明了围岩并非邓格庄金矿成矿母岩，成矿物质主要是由深部流体带来的。胶东牟乳成矿带金矿床容矿围岩为壳源和壳幔混合源成因的花岗岩(Zhang et al., 2008)，因此可以认为地幔流体中包括了部分岩浆水和地幔组分。本区成矿同期的脉岩发育，与矿体紧密共生，能对金矿成矿热液的运移起到导矿和容矿作用。前人普遍认为脉岩起源于上地幔和壳幔过渡带(Zhang et al., 2008; 孙丰月等, 1995)，某种程度代表着成矿流体中深源物质的加入。另外金矿广泛发育的钾长石化围岩蚀变为成矿前期蚀变，是成矿流体与围岩发生强烈水岩反应的结果。围岩蚀变过程可能更多地参与冷却过热的成矿流体，改变成矿流体的酸碱度和氧化还原性，使成矿物质在有利的容矿空间沉淀富集。同时本区金矿含金石英脉中流体包裹体富含CO2流体包裹体，也反映了成矿流体具有深源性(Hoefs, 1997)。
中生代胶东地体所属的华北陆块与周缘板块相互作用，以及古太平洋板块俯冲，引发了早白垩世华北岩石圈减薄(翟明国等, 2004; Deng and Wang, 2016; Li et al., 2013, 2014; Fan et al., 2016)，地幔上涌，地壳大规模伸展隆起，壳幔物质发生剧烈的交换和混合作用，为深源物质上升参与成矿提供有利的地质背景和物质条件。
因此本区金矿成矿物质并非来源于看似关系密切的围岩，而是源于深部流体，具有壳幔混合的特征，成矿流体以岩浆水为主，少量的大气降水参与了成矿过程。
5.3 矿床成因与成矿机制邓格庄金矿从成矿流体的深源性、大纵深脉状成矿(成矿深度5~7km)(薛建玲, 2013)、富CO2等方面考虑与造山型金矿相似(Zhang et al., 2016)。但成矿流体不是以变质流体为主，成矿的动力学背景也不是典型的造山过程。野外地质调查表明，矿区强烈发育昆嵛山复式岩体，矿体直接赋存在昆嵛山花岗岩体内，此外还广泛发育同时代的岩基状斑状花岗岩和各类中基性脉岩，空间上与金矿体紧密伴随，表明成矿作用与岩体有密切关系。流体包裹体结合氢氧同位素结果显示成矿流体主要为岩浆流体，并发生了部分混合作用，充填作用和混合作用可能是邓格庄金矿成矿物质大规模沉淀的机制。硫同位素研究显示，硫同位素数据范围较窄，呈现明显的塔式分布，这暗示邓格庄金矿成矿物质主要来源于岩浆作用；碳氧同位素研究显示，碳同位素数据变化范围较小，氧同位素数据变化范围大，表明热液方解石最初起源于花岗岩的热液；与典型的造山型金矿的硫、碳氧同位素特征不同。
邓格庄金矿体赋存于金牛山断裂带西侧的次级断裂中，围岩蚀变具明显分带特征，自含金石英脉(矿体)向两侧依次为(黄铁)绢英岩化-钾长石(赤铁矿)化-未蚀变二长花岗岩。在热液蚀变期钾长石化阶段，在相对高温(262~369℃)且偏碱性的条件下(碱性矿物钾长石发育)，流体中的金呈氧化态，不能发生沉淀，蚀变岩中原处于还原态赋存在硅酸盐矿物中的金也可部分转为氧化态，以AuCl和(K/Na)AuS为主要迁移形式活化迁移。到热液充填成矿期随着温度(普遍 < 250℃)和pH(中性矿物绢云母发育)的降低，金可能以HAu(HS)20或Au(HS)2-为主要迁移形式(Zajacz et al., 2010; 张德会, 2015)，伴随着硫逸度升高，黄铁矿出现，流体向还原条件转变，金硫络合物解体，自然金开始沉淀。成矿晚期伴随碳酸盐矿物出现，流体的氧逸度开始升高，金的沉淀结束，标志着整个成矿过程进入尾声。
目前获得的资料表明，邓格庄金矿是与白垩系岩浆岩有关的，受断裂构造控制，并以大面积钾长石化为特征标志的中温岩浆热液型矿床。成矿过程可能是古太平洋板块俯冲诱发了早白垩世华北岩石圈减薄事件(翟明国等, 2004; Deng and Wang, 2016; Li et al., 2013, 2014, 2015; Fan et al., 2016; Li and Santosh, 2017)，地幔软流圈岩浆和流体上涌，壳幔解耦，下地壳重熔过程中产生具有岩浆热液性质的混合流体，以白垩世岩浆为主要载体向上运移分离并沉淀出成矿物质的结果(Deng et al., 2018)。深部流体由深部挤压断裂，在循环上侵过程中与围岩发生大规模的水岩反应，当成矿流体继续上侵进入张剪性断裂空间时，由于温度、压力等条件的改变，成矿流体迅速发生沸腾，形成不同阶段的流体填充(高太忠等, 2001)。
6 结论(1) 邓格庄金矿属于典型的中低温、中低盐度、中低密度热液脉型矿床。均一温度在167~369℃之间，峰值240~280℃；盐度变化范围为1.7%~16.3% NaCleqv；密度为0.65~0.97g/cm3，平均0.81g/cm3。
(2) 邓格庄金矿成矿流体的气相成分类型包括CO2-CH4-H2O、CO2-H2O、CO2-CO2和CO2-CH4四种，以CO2为主，H2O次之，主成矿期出现了少量的CH4，成矿流体总体属CO2-H2O-NaCl体系。表明该地区成矿流体可能为一套富含CO2和CH4等还原性质的热液体系。
(3) 碳氢氧同位素结果表明成矿流体以岩浆水为主，少量的大气降水参与了成矿过程，充填作用和混合作用可能是金矿成矿物质大规模沉淀的机制。
(4) 硫同位素(δ34S值的变化范围是为8.4‰~10.8‰)显示主要为岩浆硫，成矿物质可能来源于深部岩浆。
(5) 地质证据结合测试数据表明邓格庄金矿是与白垩系岩浆岩有关的，受断裂构造控制，并以大面积钾长石化为特征标志的中温岩浆热液型矿床。
致谢 论文的完成得益于刘学飞等老师的悉心指导；野外工作得到烟台牟平金矿工作人员的大力支持和帮助；实验过程中得到了核工业北京地质研究院流体包裹体实验室欧光习等老师的指导；评审专家审阅论文并提出宝贵修改意见；在此一并表示衷心的感谢。
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