2015, Vol. 31
2. 中国地震局地壳应力研究所, 北京 100085;
3. 中国科学院地球化学研究所, 贵阳 550002;
4. 中核集团核工业北京地质研究院地质矿产研究所, 北京 100029
2. Institute of Crustal Dynamics, China Earthquake Administration, Beijing 100085, China;
3. Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550002, China;
4. Division of Geology and Mineral Resources, CNNC Beijing Research Institute of Uranium Geology, Beijing 100029, China
作为中国最大的金矿集区，胶东地区产出了众多大型，甚至超大型(>100t)金矿，是中国最大的黄金产地(Zhou and Lü，2000; Qiu et al., 2002; Fan et al., 2003; 范宏瑞等，2005)，也是环太平洋中、新生代金成矿系统的重要组成部分(Goldfarb et al., 1998)。通常将胶东地区金矿划分为蚀变岩型(“焦家式”)和石英脉型(“玲珑式”)两种主要类型(裘有守等，1988)。目前，相关学者对典型的蚀变岩型和石英脉型金矿床已进行过大量研究(李兆龙和杨敏芝，1993; 卢焕章和池国祥，1995; McCuaig and Kerrich， 1998; Wang et al., 1998; Yang and Zhou， 2000，2001; Goldfarb et al., 2001; 翟明国等，2001; Hart et al., 2002; Qiu et al., 2002; 翟明国和樊祺诚，2002; Fan et al., 2003; Groves et al., 2003; Li et al., 2003; Meng，2003; Yang et al., 2003; Zhang et al., 2003; Phillips and Evans， 2004; Chen et al., 2005; 范宏瑞等，2005; 胡芳芳等， 2005，2006; 毛景文等，2005; 陈衍景等，2007)，并达成较为一致的认识。
寺庄金矿床是近几年来在焦家-新城金矿带南缘发现的又一处大型金矿床。矿区内西南延伸方向发育一条规模较大的蚀变矿化带，并在其胶东群围岩中发育有多处石英脉型的金矿化点。目前，该类石英脉型矿化的成因还不清楚。另外，胶东地区的金矿床往往发育有大规模的硅化蚀变带和石英脉，矿体直接产出于蚀变带或石英脉中。这说明金矿床的形成可能与热液中的硅具有紧密的联系。因而，研究石英在热液中的溶解行为，可以加深人们对与石英脉及硅化岩具有成因关系的矿床的认识(张生和李统锦，1997)。寺庄金矿受焦家断裂及其次级断裂控制，主要矿化类型为黄铁绢英质蚀变岩型矿化，但同时也发育有大量硫化物-石英脉型矿化。较典型的蚀变岩型或石英脉型金矿而言，寺庄金矿属于两者的过渡类型。本文通过对寺庄金矿进行详细的流体包裹体研究和稳定同位素分析，并结合已发表的胶东典型的蚀变岩型金矿-三山岛金矿和典型的石英脉型金矿-玲珑金矿详细的流体包裹体测温数据，使用最新提出的适用于H2O-CO2-NaCl三元混合流体的石英溶解度模型(卫清等，2012)，分别计算了寺庄及其他典型金矿成矿流体中的石英溶解度，以期从石英溶解度的角度，探讨寺庄金矿的矿床成因乃至整个胶东地区金矿的控制因素和成矿机制等问题。
1 区域及矿床地质背景
寺庄金矿床位于山东省莱州市朱桥镇寺庄村一带，南距莱州市28km(崔书学等，2008)，地处胶北地体西北缘，焦家金矿带南段，向西为郯庐(沂沭)深大断裂带(图 1)。最初由山东省地矿局第六地质队于1968年发现，截至2008年初，探明金储量近52t。矿区出露岩性较为简单，以新城-焦家断裂带为界，西侧(断裂上盘)为新太古界胶东群变质岩，岩性主要为云英闪长岩和中细粒的变辉长岩(图 2)，东侧(下盘)为中生代玲珑二长花岗岩，呈岩基状产出，与胶东群岩石呈断层接触；矿区西南部为第四系全新统松散沉积物覆盖；另外，在矿区东部有少量第三系黄县组含煤碎屑岩、泥岩出露(董金奎等，2012①
董金奎，邓军，范作鹏，杨立强，赵荣欣，王中亮，高海峰，龚庆杰. 2012. 胶东寺庄金矿区构造-矿化网络结构及深部找矿预测. 山东黄金集团有限公司地质科研项目。
 | 图 1 胶东区域地质及金矿分布图(据Fan et al., 2003改绘)Fig. 1 Regional geological map of Jiaodong Peninsula with locations of gold deposits(modified after Fan et al., 2003) |
 | 图 2 新城-焦家成矿带地质图(据Yang et al., 2012改绘)Fig. 2 Geological map of Xincheng-Jiaojia mineralization belt(modified after Yang et al., 2012) |
区内断裂以NE-NNE向为主，主干断裂自西向东分别为三山岛-仓上断裂、黄(县)-莱(州)断裂(由新城-焦家断裂带及其次级断裂望儿山断裂组成)、招(远)-平(度)断裂(图 1)。这三大断裂带及其次级断裂带控制着胶西北众多蚀变岩型和石英脉型金矿的产出。寺庄矿区内构造以脆性断裂为主，褶皱基本不发育。矿区内的断裂走向变化有NE向、近SN向和NW向三种(图 2)。NE向的焦家主干断裂带(图 2中F1断裂)是寺庄矿区内的一级断裂构造，矿区范围内长约4km，平面或剖面上呈舒缓波状延伸，走向15°~325°，倾向北西或南西，倾角30°~45°(崔书学等，2008)，其为焦家断裂在寺庄金矿区的出露部分，控制了矿区的构造格局以及钾化、绢英岩化蚀变带的发育和黄铁绢英岩矿体的产出，是最为重要的控矿断裂。在F1断层的上盘，发育有NW向的次级断裂，而较大规模的近SN-NE向次级断裂则发育在F1断层的下盘。焦家断裂带及其次级断裂总体产状多变、多组交汇，NE向断裂切割近SN向断裂，形成菱形断裂系，联合控制寺庄金矿床的形成、演化与总体展布(王恩敬等，2012)。
矿区内的蚀变带严格受断裂控制(图 2)，根据规模划分为主蚀变带和次级蚀变带。主蚀变带规模巨大，分布在F1断层两侧，在矿区长约4km，宽80~500m(局部膨大，可达800m)。主蚀变带产于玲珑黑云母花岗岩体中，中间为黄铁绢英岩化花岗岩带，向两侧依次为黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩带、黄铁绢英岩化花岗岩带、钾化花岗岩带。矿体主要产于F1断裂下盘的黄铁绢英岩带中(图 3a)，已探明的矿体形态简单，总体上呈脉状，平面上呈分支复合状态，在剖面上尖灭侧现；走向为近南北向和北东向，倾向北西西和北西，倾角上缓下陡(董金奎等，2012)。在主蚀变带东侧，受焦家主断裂次级断裂-邱家支断裂控制，发育有三条次级蚀变带(如图 2，自西向东分别为①号分支蚀变带、②号分支蚀变带、③号分支蚀变带)。其向西南与寺庄金矿区主蚀变带汇合，沿走向北东端歼灭，具有对称水平分带结构，中间为绢英岩化钾化花岗岩，向两侧逐渐过渡为钾化花岗岩和新鲜的黑云母花岗岩，分别有黄铁绢英岩型矿体和石英硫化物脉型矿体产出(图 3b)。矿区围岩蚀变作用强烈，主要为中低温的热液蚀变。本次工作以钻孔959为例，对其蚀变分带做了详细研究，并绘制了蚀变分带示意图(图 4)。钻孔Z4959孔深940m，512.5~640.8m见矿，矿体赋存于灰色黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩中。此孔揭露的焦家主断裂面深度为502m，主断裂内发育断层泥。主断面上盘为较强的肉红色粗粒钾长石化黑云二长花岗岩，下盘为深灰色(黄铁)绢英岩，原岩推测为细粒花岗质糜棱岩，由灰色绢云母和石英碎斑组成，含较多浸染状、短微脉状、小团块状微粒黄铁矿。断裂之上发育有面状钾长石化，之下为绢英岩化，其间穿插有较多黄铁矿微细脉，并残留早期钾长石化，硅化蚀变带夹于黄铁绢英岩化之中，亦可见黄铁矿微细脉穿插其中，钻孔并未见到明显的的碳酸盐化蚀变。钾化、硅化、绢英岩化为成矿前蚀变，黄铁绢英岩化为成矿期蚀变。其中，钾化位于蚀变带最外围，在手标本上多呈红色、肉红色，主要表现为含钾质热液对斜长石的交代和钾长石的增生加大；绢英岩化在手标本上呈现绿色-白色，强烈绢英岩化的岩石表现为黑云母消失，斜长石完全被绢云母交代；与钾化蚀变相类似，从蚀变带的中心向外围，硅化强度逐渐减弱，在手标本上呈现白色-浅绿色，强烈的硅化蚀变使得先前绢英岩化的岩石大部分，甚至完全被石英取代；黄铁绢英岩化是主要的矿化蚀变，主要发育于主构造产生的糜棱岩、碎裂岩带中，当热液温度下降到临界温度以下时，岩石受热液作用，其中的长石被水化分解，形成细鳞片绢云母。
 | 图 3 寺庄金矿区蚀变带剖面图(据董金奎等，2012) (a)主蚀变带剖面图；(b)次级蚀变带剖面图Fig. 3 Cross section maps of Sizhuang gold deposit altered belts(after Dong et al., 2012) (a)the cross section of main-altered belts;(b)the cross section of sub-altered belts |
 | 图 4 寺庄金矿床钻孔959蚀变分带示意图Fig. 4 The alteration zone’s sketch map of drill 959 at Sizhuang gold deposit |
野外岩芯及镜下显微观察发现，石英脉中的石英可分为早晚两期，早期石英为长石蚀变而成，与绢云母及呈浸染状的自形-半自形细粒黄铁矿共生，后多被金属硫化物细脉穿插、胶结(图 5d)，晚期石英为热液石英，半自形结构，内包裹绢云母，并发育浸染状颗粒细小的半自形黄铁矿(图 6l)。寺庄金矿床受焦家断裂带控制，发育破碎带蚀变岩型和石英硫化物脉型两种金矿石，其中以前者为主。矿石中可见压碎、包含、晶粒状、溶蚀等结构；主要的金属矿物为黄铁矿、自然金、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等；脉石矿物以石英、绢云母、长石、方解石为主(杨之利等，2007)。寺庄金矿的矿化阶段简单，基本上为一次成矿，在不同构造部位形成蚀变岩型或石英脉型矿体。结合野外及室内薄片观察，根据矿石结构、构造特点，脉体穿插，矿物共生组合等关系，寺庄金矿的成矿流体演化可划分以下两阶段：(1)石英-钾长石阶段，主要形成石英-钾长石脉和造成围岩的钾化、硅化，流体中基本不含矿，为成矿前阶段；(2)石英-黄铁矿-金阶段，主要形成黄铁绢英岩和石英-黄铁矿脉，此为寺庄金矿的主要矿化阶段。
 | 图 5 寺庄金矿床用于岩相学观察及包裹体测试部分矿石样品照片 (a)钾长石石英脉；(b)黄铁矿石英脉穿硅化花岗岩；(c)方解石+黄铁矿+石英脉；(d)黄铁矿石英脉穿早期白板石英Fig. 5 Ore sample pictures for petrography study and fluid inclusion measurement at Sizhuang gold deposit (a)quartz vein with potash feldspar;(b)silicification granite with pyrite and quartz vein;(c)calcite+pyrite+quartz vein;(d)pyrite and quartz vein with early white quartz |
 | 图 6 寺庄金矿床流体包裹体显微照片 (a、b)H型H2O包裹体；(c)H-C型两相富CO2包裹体；(d)H-C型三相富CO2包裹体；(e)H-C型两相H2O-CO2包裹体；(f)三角形、勺型等不规则形态包裹体；(g)H-C型三相H2O-CO2包裹体；(h、i)被改造拉长的包裹体；(j)发生颈缩(卡脖子)的包裹体；(k)穿过相邻晶体的微裂隙里发育有大量的次生包裹体；(l)晚期石英Fig. 6 Photomicrographs of fluid inclusions at Sizhuang gold deposit (a，b)H type fluid inclusions;(c)H-C type fluid inclusions with two phases;(d)H-C type fluid inclusions with three phases;(e)H-C type fluid inclusions;(f)irregular forms fluid inclusions with triangle and spoon shapes，etc.;(g)H-C type fluid inclusion with three phases;(h，i)a modified fluid inclusion(probably stretched);(j)a modified fluid inclusion(necking down);(k)secondary inclusions in micro fractures cutting through adjacent crystals;(l)the late-stage quartz |
由于蚀变岩型矿体的流体包裹体过于细小，难以观测，本次研究主要对石英脉型矿体进行流体包裹体测试。首先将样品磨制成厚约0.3mm的双面抛光薄片，然后对其中的15件样品进行岩相学观察，最后挑选出具有代表性的7件薄片进行激光拉曼光谱测试和流体包裹体显微测温(图 5)。
利用中国科学院地质与地球物理研究所固体矿产资源重点实验室流体包裹体实验室的Linkam THMS 600型冷热台完成了样品的流体包裹体显微测温工作。测试样品前，首先使用美国FLUID INC公司提供的人工合成流体包裹体标样对冷热台进行温度校正。该冷热台在-120~-70℃、-70~100℃、100~500℃温度区间的测定精度分别为±0.5℃、±0.2℃和±2℃。流体包裹体测温过程中，升温速率一般为0.2~10℃/min，含CO2包裹体在其相转变温度(如固态CO2熔化和笼合物熔化)附近升温速率降低为0.2℃/min，在水溶液包裹体冰点和均一温度附近升温速率降为0.2~0.5℃/min。流体包裹体成分(摩尔分数)、盐度、CO2密度、总密度和捕获压力利用MacFLINCOR(Brown and Hagemann， 1995)程序进行计算获得。同时，利用该实验室配备的法国HORIBA Scientific生产的LabRam HR800激光共焦显微拉曼光谱仪对寺庄金矿成矿流体进行了成分分析。该仪器是目前市场上焦长最长的单级拉曼光谱仪，焦长达到800mm，仪器使用Ar＋离子激光器，具有最高光谱分辨率，可见全波段≤0.65cm-1，激发波长为532nm、633nm，空间分辨率横向好于1μm，纵向好于2μm，低波数性能好于100cm-1，采用单窗口、多窗口及连续扫描作为其光谱采集模式。 2.2 流体包裹体岩相学
寺庄金矿的矿石主要为黄铁绢英岩型及黄铁矿-石英脉型。由于黄铁绢英岩中石英颗粒细小，其中的包裹体不发育或者过于微小，难以进行包裹体测试，因此黄铁矿-石英脉型矿石成为本研究主要的流体包裹体测温对象(图 5b-d)。石英是流体包裹体最为主要的寄主矿物。显微镜下观察后发现，在早期石英脉的微裂隙中(裂隙穿过了相邻的晶体)分布有大量的次生包裹体(图 6k)，并且有的包裹体受构造作用的影响，遭受了后期改造，使其形态和成分发生了改变，实际观测中可见包裹体被拉长(图 6h，i)，甚至出现卡脖子现象(图 6j)。研究应选择离裂隙较远且外形规则的包裹体进行测试，以降低构造作用对流体包裹体造成后期改造对测温数据的影响(刘玄等，2012)。
寺庄金矿石英中的包裹体可见液态和气态两种相态，广泛发育有两相和富H2O的三相包裹体。其形态既有近圆形、椭圆形等规则形态，又有三角形、勺型等不规则形态(图 6f)。包裹体比较小，大多为3~7μm之间(平均为4.5μm)，给显微测温工作带来了一定难度。根据包裹体的相比例、形态、大小、颜色、成分等特征，可将寺庄金矿的包裹体分为以下两种类型：
(1)H2O包裹体(H型)：主要为气液两相(VH2O+LH2O)包裹体，在石英脉中以呈线状分布的次生包裹体出现，充填度多大于75%(图 6a，b)。
(2)H2O-CO2包裹体(H-C型)：此类为寺庄金矿最主要的包裹体类型，包括富H2O的三相包裹体(图 6d，g)，室温下常呈两相(LH2O+LCO2)或三相(LH2O+LCO2+VCO2)，整体颜色发暗具有明显的黑色气液分界线，具中心亮点(图 6d)，通常VCO2+LCO2占包裹体总体积的20%~40%；少量H2O-CO2两相包裹体(图 6c，e)，室温时可呈单一气相(VCO2+VH2O)和液相(LH2O)，气相占包裹体总体积较小，一般为10%~20%(图 6e)。 2.3 流体包裹体激光拉曼光谱研究
单个包裹体的激光拉曼光谱测试主要选择寺庄金矿床具有代表性的H-C型包裹体进行。如图 7所示，测试结果显示除了寄主矿物石英的特征峰外，H-C型包裹体气相出现了CO2的特征峰(1283cm-1和1387cm-1)和液相H2O的特征峰(3310~3610cm-1)。激光拉曼光谱测试获得的流体成分与岩相学观察确定的H型、H-C型包裹体类型互为印证。前人研究显示，寺庄金矿成矿流体组成较相邻近的三山岛金矿而言，均属H2O-CO2-NaCl体系，但三山岛金矿CH4存在一定程度发育(姜晓辉，2011)，而寺庄金矿普遍不发育，只有少数样品获得了CH4的特征峰(图 7b)。
 | 图 7 胶东寺庄金矿床H2O-CO2型包裹体激光拉曼光谱 (a)典型的H-C型包裹体拉曼光谱；(b)含少量CH4组分的H-C型包裹体拉曼光谱Fig. 7 Laser Raman spectra of H-C type fluid inclusions of Sizhuang gold deposit (a)the laser Raman spectra of typical H-C type fluid inclusion;(b)the laser Raman spectra of H-C type fluid inclusion with trace CH4 |
根据对寺庄金矿床流体包裹体的显微观察，本研究选取石英硫化物脉的样品进行显微测温，重点测试对象为气液两相包裹体，获得的主成矿期温度为133~310℃，由此确定寺庄金矿床为一中温热液矿床，具体测温及计算结果详见表 1、表 2及图 8。各类包裹体的显微相变特征如下。
| 表 1 寺庄金矿床流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data results of fluid inclusions at Sizhuang gold deposit |
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| 表 2 寺庄金矿流体包裹体成分、盐度、CO2密度、总密度统计结果 Table 2 Statistical results of composition，salinity，CO2 density and bulk densityof all type fluid inclusions for Sizhuang gold deposit |
 | 图 8 寺庄金矿床均一温度直方图 (a)成矿前包裹体均一温度直方图；(a)成矿期包裹体均一温度直方图Fig. 8 Histogram showing the homogenization temperatures at Sizhuang gold deposit (a)histogram showing the homogenization temperatures of fluid inclusions before the mineralization period;(b)histogram showing the homogenization temperatures of fluid inclusions in the main mineralization period |
(1)成矿前：成矿早期仅可见H2O-CO2型包裹体。通过对测试样品进行激光拉曼分析后发现，寺庄金矿床成矿流体中偶见少量CH4成分，并且在实际冷却过程中，大多数包裹体都存在亚稳态现象，因此实验中对此类包裹体一般降温至-120℃。此类包裹体的CO2三相点温度为-57.6~-56.6℃(此结果与激光拉曼光谱测试确定的纯碳相物质为CO2结论一致，图 7a)。笼合物熔化温度为3.6~9.8℃，对应盐度为0.4%~11% NaCleqv，CO2在21.7~30.7℃部分均一至液相，包裹体的完全均一温度为185~346℃(图 8a)，主要集中在240~320℃，完全均一至液相。计算获得此类包裹体的成分以摩尔分数为单位为：0.82~0.94XH2O、0.05~0.17XCO2，CO2密度为0.28~0.50g/cm3，压力估算为260~2581bars。
(2)成矿期：寺庄金矿成矿期发育有H2O溶液型和H2O-CO2型两种主要的包裹体类型。实验中，由于次生H2O溶液包裹体体积过小(图 6k)，故选择原生H2O溶液包裹体进行测温。H2O溶液包裹体一般在-40℃附近时发生冻结，当温度升高至-12.7~-0.3℃附近时冰熔化，利用Flincor软件计算获得的相应盐度变化为0.5%~12% NaCleqv，总密度为0.57~1.0g/cm3，总体属于中低盐度范围，均一温度为162~285℃，主要集中在220~259℃之间，均一至液相；H2O-CO2型包裹体，在室温下可见LH2O+VCO2两相或LH2O+LCO2+VCO2三相类型。在室温下降温，LH2O+LCO2+VCO2型裹体中心气泡逐渐变大，-40℃附近时，水溶液相发生冻结，变成半透明状的冰；当温度进一步下降至-100℃时，液相CO2完全冻结，中心气泡呈发暗压扁状；回温过程中，固体CO2发生初熔，升温至-57.7~-56.6℃时，固体CO2完全熔化，非常接近纯CO2三相点温度(-56.6℃)，4.7~10.1℃时，CO2-H2O笼合物熔化分解，对应盐度为0%~9% NaCleqv，当温度继续升高至20.7~30.6℃时，CO2部分均一至液相，最后在133~310℃时完全均一(至液相)。计算获得此类包裹体的成分以摩尔分数表示为：0.47~0.93XH2O、0.05~0.53XCO2，CO2密度为0.32~0.66g/cm3，压力估算为414~2171bars。 3 稳定同位素研究 3.1 分析方法
研究选取了4件石英样品及2件黄铁矿样品，分别进行氢、氧同位素以及硫同位素测试，并结合前人研究结果(杨忠芳等，1998; 王义文等，2002b; 姜晓辉，2011; 刘玄等，2011)，分析寺庄金矿成矿物质来源及演化规律。石英样品均来自蚀变带下盘，既包括成矿早期的钾长石石英脉(表 3中的10SZ06、Z4974-5)，也包括主成矿期的石英-黄铁矿脉(表 3中的10SZ01、10SZ31)。黄铁矿样品来自石英黄铁矿脉(表 4中09SZ20、10SZ28)。测试结果以V-SMOW为标准，并根据石英-水同位素分流方程(Clayton et al., 1972)，计算不同阶段热液中水的δ18OH2O值。具体实验过程及方法详见刘玄等(2011)。
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| 表 3 寺庄金矿氢、氧同位素组成 Table 3 Hydrogen and oxygen isotope composition of Sizhuang gold deposit |
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| 表 4 胶东寺庄金矿硫同位素分析结果 Table 4 Sulfur isotope analyze results of Sizhuang gold deposit，Jiaodong peninsula |
寺庄金矿成矿前及主成矿期石英的氢同位素组成存在一定差异，变化于-77.7‰~-55.0‰之间，且成矿前与成矿期有明显的分馏效应。δ18O石英值变化于9.7‰~14.2‰之间，结合流体包裹体测温结果，计算获得了相应热液中水的氧同位素分馏值，变化于-0.5‰~6.1‰，具体结果详见表 3。在成矿流体的δD-δ18O图解上(图 9)，投点紧邻初始岩浆水左侧，离变质水较远，并向大气降水偏移。另外，范宏瑞等(2005)的研究认为，胶东金矿流体中的岩浆水可能由基性幔源岩浆脱水而成。综上，本文认为寺庄金矿成矿流体为岩浆水与大气降水的混合，且主要为岩浆水，演化到后期可能有部分大气降水的参与，这与前人研究结果基本一致(罗镇宽和苗来成，2002; Fan et al., 2003; 毛景文等，2005; 姜晓辉，2011)。
 | 图 9 寺庄金矿石英流体包裹体氢氧同位素关系图(底图据Taylor，1979)Fig. 9 Hydrogen and oxygen isotope composition of quartz fluid inclusions at Sizhuang gold deposit(the base map after Taylor，1979) |
结合前人研究成果(姜晓辉，2011)，本工作对寺庄金矿硫化物脉体中黄铁矿的硫同位素进行分析，结果表明，该矿床δ34S介于7.5‰~9.4‰之间，平均为8.5‰(表 4)，相对于一般岩浆岩高。与玲珑花岗岩及胶东群(王义文等，2002b)围岩硫化物的δ34S值较为接近，说明成矿流体具有大致相似的来源，落在基本一致的范围内。因此认为寺庄金矿床的硫具有混合源的特征，这也与前人研究认为胶东金矿与围岩胶东群、荆山群变质岩以及中生代各种花岗岩都具有相似且高的δ34S值特点相一致。另外，其他相关研究者进一步推测认为胶东中深成金矿床矿石硫直接来自中生代交代-深熔花岗岩，而间接来自胶东群、荆山群绿岩地体(王义文等，2002a; 罗镇宽和苗来成，2002)。
4 成矿流体中的石英溶解度
在热液过程中，二氧化硅具有很高的活动性。胶东地区的金矿往往伴随发育有大规模的硅化蚀变带和石英脉，矿体直接产出于蚀变带的夹层或直接与石英脉相伴生。前人对胶东地区金矿成矿流体物理化学性质进行详细的研究后发现，这些金矿床具有类似的地质特征和相似的流体性质，均属于中低温-中低盐度的H2O-CO2-NaCl±CH4±N2体系，形成温度介于200~400℃之间(卢焕章和池国祥，1995; McCuaig and Kerrich， 1998; Ridley and Diamond， 2000; Fan et al., 2003; Groves et al., 2003; Phillips and Evans， 2004; Chen et al., 2005; 范宏瑞等，2005; 胡芳芳等，2005; 陈衍景等，2007)。
溶解的石英在水热溶液中以硅酸盐水合物(基本上为H4Si(OH)40)的形式存在，只要含金热液的源区或含金热液通过的地区由硅酸盐组成，水-岩作用便可使岩石中的SiO2溶解到含矿热液中。富含矿质热液的大量渗流，不断改变着剪切带的流变行为和蚀变矿化作用，甚至生成容矿构造，使热液流体压力迅速下降而发生沸腾，导致石英迅速沉淀(Von Damm et al., 1991)。伴随着温度、压力、fO2、PH值，特别是热液化学性质等的改变，成矿阶段不混溶的流体发生相分离，导致了Au的沉淀，这也许是热液矿床中Au与SiO2广泛共生的一个原因。
最近，卫清等(2012)通过对Akinfiev and Diamond(2009)提出的石英溶解度模型做进一步修正，提出了一个形式简单，精度更高，适用范围更加宽泛的石英溶解度模型(适用于H2O-CO2-NaCl体系，高达1000℃，1.5GPa)。本次研究通过使用这一最新石英溶解度模型，定量计算了寺庄金矿成矿流体中的石英溶解度，发现其热液中SiO2的溶解度为0.015mol/kg。通过对寺庄金矿石英脉中的氢、氧同位素组成研究，我们认为其成矿流体主要来源于基性幔源岩浆通过脱水作用而产生的岩浆水，溶解的SiO2呈硅酸盐水合物形式在热液中迁移，伴随着成矿流体演化到后期可能有部分大气降水的加入，或是流体迁移至容矿构造压力下降而导致的沸腾作用使得成矿流体温度下降，造成热液中SiO2溶解度的降低，造成Si的沉淀，进而改变了残余热液的物理化学性质，使得Au-S络合物稳定保存条件被破坏，造成寺庄含金石英脉型矿化。这可能是寺庄乃至整个胶西北金矿都发育有强烈的硅化蚀变带以及石英脉甚至是石英脉型矿体的一个主要原因。另外，结合学科组前人对胶东其它典型金矿流体包裹体的显微测温结果(姜晓辉，2011)，笔者分别计算了其中的石英溶解度，并与寺庄金矿床做了对比(包括典型的蚀变岩型金矿-三山岛金矿和典型石英脉型金矿-玲珑金矿)。由图 10可见，同属于招远-莱州金矿区的三山岛及玲珑金矿，其成矿流体中的石英溶解度虽然与寺庄金矿同属一个数量级，但是整体偏高。这一方面可能是由于三山岛及玲珑金矿成矿流体温度、压力更高，因而更容易与硅酸盐围岩发生反应，溶解更多的SiO2；另一方面可能是由于三山岛及玲珑金矿流体通量较寺庄金矿更大，因而也能够溶解更多的SiO2，进而在合适的容矿构造中，随着热液物理化学性质的改变，形成规模更大的蚀变岩型和含金石英脉型矿化，这也许是三山岛及玲珑金矿规模较寺庄更大的一个原因。
 | 图 10 三山岛、寺庄及玲珑金矿床成矿流体中石英溶解度(mol/kg)与完全均一温度(K)关系图 图中直线限定的区域为主成矿期温度区间；曲线圈闭区域为三山岛、寺庄、玲珑三个矿床中SiO2溶解度相对于温度的变化范围Fig. 10 Molality of SiO2(aq)for quartz solubility as a function of total homogenization temperature(K)in ore-forming fluids of Sansh and ao，Sizhuang and Linglong gold deposits Straight line restricted region is the interval of the main mineralization period homogenization temperatures; encirclemented areas are the variation ranges for SiO2 solubility versus temperature of Sansh and ao，Sizhuang and Linglong gold deposits respectively |
热液金矿床中富CO2的包裹体通常标志着流体发生过相分离或沸腾作用，如若同时存在两组CO2密度相差很大，且均一温度又近似的包裹体，则其所代表的流体一定发生过相分离作用(Diamond，2001; 卢焕章等，2004; 刘玄等，2012)。激光拉曼光谱测试结果表明，寺庄金矿床成矿流体中的挥发分主要为CO2和H2O，仅部分发育有少量的CH4成分。主成矿期石英中广泛发育有富H-C型、H型包裹体，显微测温结果显示H-C型包裹体均一温度、压力分别为133~310℃(平均为245℃)、260~2581bars，平均盐度为3.1% NaCleqv，CO2平均密度为0.45g/cm3；H型包裹体均一温度为162~285℃(平均为225℃)，平均盐度为5.4% NaCleqv，总密度平均值为0.91g/cm3。两类包裹体均一温度非常接近，且在镜下常可观察到这两种类型的包裹体密切共生，表明其成矿热液可能为不混溶的H2O-CO2体系，这两类包裹体是流体发生相分离后通过不均一捕获形成的。由于沸腾时外压与流体内部饱和蒸汽压相等，因而沸腾包裹体群一般不需要进行压力校正(卢焕章等，2004)，其均一温度等于捕获温度，计算获得的压力可代表包裹体的捕获压力(刘斌和沈昆，1999; 刘玄等，2011)。根据以上分析，寺庄金矿成矿期流体属于中低温(133~310℃)、中低盐度(0~12% NaCleqv)的H2O-CO2-NaCl不混溶体系。成矿流体在沿剪切带运移上升的过程中，通过水解弱化、降低矿物颗粒摩擦系数等物理变化或化学反应，不断改变着岩石的变形机制(Tobin et al., 2001)，增加岩石的不均一性，导致扩容空间的产生，当成矿流体灌入后，热液压力迅速降低，导致流体相分离呈不混溶状态(刘玄等，2011)，可见流体相分离作用对寺庄金矿脉状矿化起重要作用。 5.2 石英溶解度的影响因素(T、P、X)
大量实验及理论研究均发现，水热流体中石英的溶解度主要受热液温度T、压力P及流体成分X的影响(卫清等，2012)。其中，温度T及压力P与石英溶解度呈现明显的正相关关系，即热液中的石英溶解度会随着热液温度的提升而增加，随着热液压力的升高而增加；而对于热液成分X，其对石英溶解度的影响则表现出较为复杂的变化规律。H2O-CO2-NaCl是自然界最为常见的水热流体体系，亦是重要且常见的成矿流体体系。除了温度T、压力P等因素外，流体中CO2、NaCl等端元组分的存在，也影响着石英在其中的溶解度。实验证明，CO2的存在总是降低流体中的石英溶解度(这可能是由于CO2是非电解质，加入CO2总是扩大流体体积，进而降低水解，降低石英的溶解度)；而NaCl对水热流体中石英溶解度的作用效果则表现得较为复杂。当温度低于300℃时，低浓度的NaCl对石英溶解度几乎无影响(Kennedy，1950)，而在近临界点及超临界条件下，当压力小于2000bar时，NaCl可明显提升石英溶解度(此作用的合理解释为：硅酸盐水合物的行为主要受它外围水分子的短距离相互作用控制。低水密度时，盐的加入，引起一个可见的流体体积收缩(Anderko and Pitzer， 1993)，降低了相互作用分子的平均距离，提升水合作用，进而增加SiO2的溶解度。此作用与纯水中等温升压的效果类似)。
 | 图 三山岛、寺庄及玲珑金矿成矿流体温度(K)、压力(P)及流体成分(X)关系 (a)成矿流体温度(K)、压力(P)关系；(b)成矿流体成分(X)关系Fig. 11 the relationship between temperature(K)，pressure(P) and composition(X)of ore-forming fluid with Sansh and ao，Sizhuang and Linglong gold deposits respectively (a)the relationship between temperature(K) and pressure(P);(b)the relationship of composition(X)of the ore-forming fluid |
通过统计分析三山岛、寺庄及玲珑金矿成矿流体温度(T)、压力(P)及流体成分(X)之间的相互关系(图 11)，我们发现：三山岛金矿成矿流体温度明显高于寺庄金矿，玲珑金矿成矿流体温度也较寺庄略高；在成矿流体压力方面，三山岛及玲珑金矿总体高于寺庄金矿；寺庄金矿成矿流体盐度较三山岛及玲珑金矿总体偏低，而这三个金矿主成矿期温度均低于临界温度(图 10)，因而在主成矿期温度条件下，NaCl的存对成矿流体中石英溶解度的影响很小，可忽略不计，但寺庄金矿成矿流体更加富集CO2气相组分。三山岛及玲珑金矿较高的流体温度(T)和压力(P)，以及寺庄金矿成矿流体更加富集CO2组分等，可能是造成三山岛及玲珑金矿成矿流体中的石英溶解度高于寺庄金矿的原因。
5.3 成矿流体中石英溶解度的意义
在胶东金矿的野外考察中，常可见发育有大规模的白色-浅绿色的硅化蚀变带及乳白色的石英脉。特别是在玲珑及乳山等典型的石英脉型金矿中，石英脉发育明显，常常产出数米宽的脉体。这些现象都暗示我们，石英的沉淀与胶东金矿之间存在一定的成因关系。利用最新的石英溶解度模型(卫清等，2012)计算发现，寺庄金矿成矿流体中的石英溶解度为0.015mol/kg(换算成质量百分数为0.09%)。可见，成矿期热液中的石英溶解度极低，因此热液物理-化学条件的微小变化就会导致大量的硅提前沉淀(这也与胶东金矿的地质事实相符，大部分胶东金矿都存在早期的白板石英脉，它们是成矿前形成的，其很可能就是由于热液物理-化学条件的细微改变而导致大部分硅的沉淀而形成的。而成矿期的硫化物脉往往是贫硅的，只在硫化物脉的周围发育有细小的烟灰色石英脉)。这样微量的石英沉淀，与本研究计算获得的成矿期热液中的石英溶解度数据较为一致。 5.4 矿床成因
前人通过对热液金矿床中Au的搬运形式进行细致而深入的研究，获得了较为一致的认识，即：Au主要以金氯络合物(AuCl-2)、金硫络合物(Au(HS)-2)的形式在热液中迁移(Henley，1973; Kyle and Seward， 1984; Seward and Tulloch， 1991)。而在胶东地区进行的野外考察中发现，与金矿密切伴生的硅化蚀变带或石英脉为金矿的主要载体。因此，对硅质相的识别和解释，可为人们提供一些有用的成矿作用方面的约束。
以上计算显示寺庄金矿成矿期流体是贫硅的，早期的白板石英脉是成矿前形成的。一方面，硅的沉淀代表着物理化学条件的改变(T、P、f(O2)、pH值、热液化学性质等)，它是金发生沉淀的前兆事件，也是通往金沉淀的必要步骤；另一方面，硅的沉淀改变了热液组分，破坏了金-硫络合物的稳定保存条件，使得金的溶解度降低进而从热液中沉淀出来。根据寺庄金矿石英脉中的氢、氧同位素组成，以及硫化物脉中黄铁矿的硫同位素组成，本研究认为，寺庄金矿床成矿期流体为岩浆水与大气降水的混合，且主要为岩浆水，演化到后期可能有部分大气降水加入，成矿物质可能来源于中生代岩浆作用。热液流体沿剪切带运移上升，与岩石发生水岩反应，弱化矿物晶格，使硅酸盐的Si-O强健转变为弱得多的Si-OH键，造成SiO2以硅酸盐水合物的形式进入流体相(基本上为H4Si(OH)40; 据曾贻善等，1997)。由于成矿期热液中的石英溶解度极低，因此，成矿热液物理化学条件的微弱变化，便会造成硅的大量沉淀，进而改变残余热液组分，破坏Au-S络合物的稳定保存条件，造成大规模的Au沉淀。
寺庄金矿金沉淀期间，出现过显著的温度下降(包裹体显微测温获得的成矿前流体均一温度为185~345℃，成矿期流体均一温为133~310℃)。造成成矿流体温度下降，可能有两个原因。其一，寺庄金矿成矿期流体主要为岩浆水，而演化到后期有部分较冷的浅部流体大气降水参与其中，成矿流体发生混合(稀释)，不同性质的流体混合使得对热液物理化学条件极为敏感的Si首先发生大量沉淀，进而触发了后续大规模金沉淀事件；其二，伴随着流体迁移至容矿构造，热液流体压力的迅速降低，导致成矿流体发生沸腾作用，使成矿流体达到CO2-H2O两相不混溶区，相分离作用引起了寺庄含金石英脉型矿化广泛发育。三山岛和玲珑金矿石英溶解度大于寺庄金矿，很可能是由于其主成矿期流体温度、压力更高，甚至具有更大的流体通量，使得更多的硅发生溶解，当热液物理化学条件微弱变化时，对环境变化极其敏感的Si首先从热液中沉淀出来，使得残余流体中Au-S络合物稳定保存条件发生破坏，Au的溶解度降低，进而在合适的容矿构造发生Au的大规模沉淀。 6 结论
(1)寺庄金矿主成矿期流体包裹体包括H2O型、H2O-CO2型两种主要类型；主成矿期温度为133~310℃，成矿流体盐度为0%~12% NaCleqv，属于中低温、中低盐度的H2O-CO2-NaCl不混溶流体体系。
(2)氢、氧同位素研究表明寺庄金矿成矿期流体为岩浆水与大气降水的混合，且主要为岩浆水，演化到后期可能有部分大气降水参与；硫同位素研究表明，成矿物质来源具有混合源的特征。
(3)寺庄及胶东其它金矿(三山岛金矿、玲珑金矿)成矿期流体中石英溶解度极低，这与胶东地质事实相符。石英的提前沉淀，改变了残余热液中Au-S络合物的稳定保存条件，使得Au的溶解度降低，进而在合适的容矿构造发生Au的大规模沉淀。
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;蔡亚春在实验室内样品的制备和测温工作中给予了诸多指导;杨奎锋、徐文刚在论文成文过程中给予了有益讨论;二位匿名审稿人提出了建设性修改意见;在此一并表示感谢！
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