胶东焦家深部金矿矿床地球化学特征及有关问题讨论

宋明春, 宋英昕, 沈 昆, 姜洪利, 李世勇



胶东焦家深部金矿矿床地球化学特征及有关问题讨论

宋明春1,2, 宋英昕3,4*, 沈 昆2,4, 姜洪利5, 李世勇6

(1. 山东省地质矿产勘查开发局, 山东 济南 250013; 2. 国土资源部 金矿成矿过程与资源利用重点实验室, 山东 济南 250013; 3. 中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083; 4. 山东省地质科学试验研究院, 山东 济南 250013; 5. 山东省第六地质矿产勘查院, 山东 威海 264209; 6. 山东省物化探勘查院, 山东 济南 250013)

在开展焦家深部金矿找矿的同时, 采集349.12～1212 m深度钻孔岩芯样品, 研究了矿床地球化学特征。深部金矿床近矿围岩的岩石化学成分位于花岗岩成分范围内, 具有钾玄岩系列和超钾质系列特点。将蚀变岩石与花岗岩的成分相比较, 得出蚀变过程中加入、带出的元素, SiO2、H2O、K2O和Fe2O3加入到蚀变带内, 而Al2O3、CaO和Na2O等组分被带出。蚀变岩与花岗岩微量元素特征相似, 具有埃达克岩的特征,从花岗岩到蚀变岩: 大离子亲石元素Sr含量明显降低, Ba含量呈降低趋势, Rb含量呈升高趋势; 高场强元素Zr、Hf含量呈降低趋势。稀土分布模式总体表现为右倾型, 轻稀土分馏明显, 重稀土较平坦, 多具Eu正异常。金矿石硫同位素值较稳定,34SCDT=11.08‰～12.58‰, 具有混合硫特征。氢同位素组成DV-SMOW= -83.68‰～-116.95‰, 氧同位素组成18OV-SMOW=12.04‰～16.28‰, 显示了以大气降水为主或岩浆水与大气水的混合水特征。流体包裹体组成主要为H2O(盐水)包裹体、其次为H2O-CO2(±CH4)包裹体和纯CO2包裹体, 偶见含固相(石盐或方解石)的水溶液包裹体。流体不混溶是深部金矿床流体包裹体的重要特征。从花岗岩到矿体, 随着蚀变和矿化作用增强, 包裹体爆裂曲线显示了负的蒸发晕和负异常。研究认为, 早白垩世伟德山花岗岩岩浆活动所引起的流体活化是导致金矿成矿的直接原因; 胶东蚀变岩型金矿与石英脉型金矿稳定同位素和流体包裹体地球化学特征有较大差异, 指示两者的成矿条件不同。

矿床成因论; 蚀变岩; 花岗岩; 焦家深部金矿床; 山东省

0 引 言

胶东是我国最重要的金矿集中区, 金矿资源储量和黄金产量均占全国四分之一以上。焦家金矿田是胶东金矿的重要组成部分, 矿田内集中分布有焦家、新城、河西、河东、东季、龙埠、马塘、上庄、望儿山、寺庄等特大型、大型金矿床及许多中小型金矿床。这些金矿床主要分布于地表以下400 m深度以浅地段, 称为浅部金矿。21世纪以来, 地质工作者在地表以下500 m深度以深开展了找矿探索。2005年以来, 深部找矿取得重大突破, 在第二矿化富集带探明了寺庄深部、马塘深部、焦家深部等大-特大型金矿[1–4]。使该区再次成为地学界关注的热点。

前人对焦家金矿田进行了大量研究, 对金矿的地球化学特征也进行过较多研究[5–12], 但对深部金矿床地球化学特征尚未开展研究。作者等在近年来参加深部找矿的同时, 采集了焦家深部金矿床349.12～1212 m深度钻孔岩芯样品, 研究了矿床地球化学特征及成矿地质条件。

1 区域地质背景

焦家金矿位于胶东半岛西北部莱州市和招远市之间, 其南侧距莱州城区约28 km。胶东半岛处于华北板块和大别-苏鲁造山带结合部位, 前者包括胶北隆起和胶莱盆地2个构造单元, 后者在胶东地区称为威海隆起(图1)。胶北隆起主要由前寒武纪变质岩系组成, 胶莱盆地为白垩纪陆相火山-沉积盆地, 威海隆起主要由含榴辉岩的新元古代花岗质片麻岩组成。中生代花岗岩类侵入岩在3个构造单元中均较发育。

焦家深部金矿床位于原焦家金矿床(浅部)的西北部, 是浅部金矿沿焦家断裂倾向方向向深部的延伸部分。矿区附近分布的主要地质体有: 新太古代变质岩系、侏罗纪玲珑花岗岩和少量白垩纪郭家岭花岗岩, 另外有第四系沿海边和河流分布(图1)。新太古代变质岩系由TTG质花岗片麻岩、变辉长岩(斜长角闪岩)和少量胶东岩群组成, 花岗岩中发育伟晶岩、细晶岩、石英闪长玢岩、闪长玢岩、辉绿玢岩和煌斑岩等脉岩。

区域主要控矿构造为焦家断裂和三山岛断裂, 与焦家断裂近平行分布的一组NE走向断裂构造构成金矿的次级控矿构造。焦家金矿的主要控矿断裂——焦家断裂平均走向30o, 倾向北西, 大致沿新太古代变质岩系与侏罗纪玲珑花岗岩的接触带分布, 但有的地段穿切玲珑花岗岩和郭家岭花岗岩, 破碎蚀变带宽80～200 m不等。

图1 焦家金矿田区域地质图

1–第四系; 2–新太古代变质岩系(左上角图中为前寒武纪变质岩系); 3–含榴辉岩的新元古代花岗质片麻岩(角图); 4–白垩纪郭家岭花岗岩; 5–侏罗纪玲珑花岗岩; 6–中生代花岗岩类(角图); 7–构造蚀变带; 8–断裂; 9–地质界限/不整合地质界限; 10–浅部金矿位置(直径大者代表大型、特大型金矿, 直径小者代表中小型金矿); 11–新探明的深部金矿床范围; 12–采集样品的勘探线位置及编号。

F1–三山岛断裂; F2–焦家断裂; A–上庄金矿; B–新城金矿; C–河东金矿; D–河西金矿; E–龙埠金矿; F–东季金矿; G–焦家金矿; H–望儿山金矿; I–马塘金矿; J–寺庄金矿; K–三山岛金矿; L–新立金矿; M–仓上金矿。

1–Quaternary; 2–Neoarchean metamorphic complex; 3–Neoproterozoic granitic gneiss; 4–Cretaceous Guojialing granite; 5–Jurassic Linglong granite; 6–Mesozoic granites; 7–Beresitization alteration zone; 8–Fault; 9–Geological boundary; 10–Position of shallow gold deposit; 11–Range of deeply-seated gold deposit; 12–Sampling exploration lines and number. F1–Sanshandao fault; F2–Jiaojia fault; A–Shangzhuang gold mine; B–Xincheng gold mine; C–Hedong gold mine; D–Hexi gold mine; E–Longbu gold mine; F–Dongji gold mine; G–Jiaojia gold mine; H–Wangershan gold mine; I–Matang gold mine; J–Sizhuang gold mine; K–Sanshandao gold mine; L–Xinli gold mine; M–Cangshang gold mine.

2 矿化蚀变岩石和围岩的地球化学特征

分析样品采自焦家深部金矿床112勘探线(ZK622、ZK603、ZK604)、144勘探线(ZK606、ZK608、ZK615)钻孔中的矿体及近矿围岩(蚀变岩、蚀变花岗质碎裂岩、蚀变花岗岩、花岗岩)。由核工业实验室测试, 岩石化学分析采用X射线荧光光谱法(型号为飞利浦PW2404 X射线荧光光谱仪); 微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)法(型号为ElementⅠ)。

2.1 主元素

焦家深部金矿床矿化蚀变岩石和近矿围岩的主元素分析结果见表1, 选择蚀变较弱的近矿围岩——花岗岩和蚀变花岗岩进行化学成分投点。在(K2O+Na2O)-SiO2图解上(图2a), 近矿围岩主要投影在花岗岩区, 与正常玲珑花岗岩相比, 近矿围岩离散程度较大、投点范围较宽; 在K2O-Na2O图解中(图2b), 样品多投点于钾玄岩系列区, 部分投点于超钾质岩系列区, 而用于对比的区域玲珑花岗岩样品多投点于钾玄岩区, 指示近矿围岩具有明显的钾化特点。

表1 焦家深部金矿床矿体及近矿围岩主元素含量(%)

图2 焦家深部金矿床近矿围岩的(Na2O+K2O)-SiO2图解(a)和K2O-Na2O图解(b)

底图岩石分区分别据Middlemost[13]和Rickwood[14]; 玲珑花岗岩数据引自文献[15]。

金矿的围岩蚀变本质上是一个水化过程。根据主元素化学成分, 利用A·鲁德尼科的原子体积法, 计算蚀变岩形成过程中化学组分的加入-带出平衡。将深部金矿床花岗质围岩按照蚀变破碎程度划分为花岗岩(未发生蚀变破碎)、蚀变花岗岩(绢英岩化花岗岩)、蚀变花岗质碎裂岩(绢英岩化花岗质碎裂岩)和蚀变岩(黄铁绢英岩)四种类型, 按照各种岩石类型化学成分平均值, 将蚀变岩石与花岗岩比较得出元素在蚀变过程中加入、带出的量。反映在蚀变岩元素组分变化图解中, 随着蚀变程度增强, Si4+曲线变化幅度最大, 其次为H1+、K1+、Fe3+、Na1+、Ca2+和Al3+(图3)。这种变化特征指示, 从新鲜花岗岩→绢英岩化花岗岩→绢英岩化花岗质碎裂岩→黄铁绢英岩, 由于含H2O流体(热液)的作用, 富含SiO2、H2O、K2O和Fe2O3的流体加入到蚀变带内, 而原花岗岩内的Al2O3、CaO和Na2O等组分则被带出。由此看来, 焦家式金矿的赋矿岩石——蚀变岩是由玲珑花岗岩经过破碎、受以H2O为主的流体活动改造而成的。

2.2 微量元素

微量元素分析结果(表2)表明, 矿化蚀变岩石与花岗岩微量元素丰度大致相似。在相对于洋中脊玄武岩标准化蛛网图上(图4), 花岗岩、蚀变花岗岩、蚀变花岗质碎裂岩、蚀变岩与矿石微量元素变异曲线极为相似。说明这些岩石原岩是一致的, 蚀变矿化作用对微量元素含量的影响不大。

图3 深部金矿床蚀变岩组分含量变化图解(据杨敏之[8])

A–花岗岩; B–蚀变花岗岩; C–蚀变花岗质碎裂岩; D–蚀变岩。

A–granite; B–altered granite; C–altered granitic cataclasite; D–altered rocks.

表2 焦家深部金矿床矿体及近矿围岩微量元素含量(µg/g)

图4 深部金矿床矿体及近矿围岩微量元素相对于洋中脊玄武岩标准化蛛网图

微量元素变异曲线呈右倾形态, 大离子亲石元素Rb、Ba和高场强元素Ce、Hf呈“V”型谷, P2O5、TiO2和Cr呈峰值; K2O、Rb、Ba、Th和Ce等的含量显著高于洋中脊玄武岩, P2O5、TiO2、Sm、Y、Sc和Cr等明显低于洋中脊玄武岩, 其他元素含量与洋中脊玄武岩接近。

从花岗岩、蚀变花岗岩、蚀变花岗质碎裂岩到蚀变岩, 大离子亲石元素Sr含量明显降低, Ba含量呈降低趋势, Rb含量呈升高趋势; 高场强元素Zr、Hf含量呈降低趋势; 元素B呈升高趋势。岩石的Y含量总体较低(Y =1.40～15.60 µg/g), 与埃达克岩较为接近, 且具有源于大洋板片埃达克岩的某些特征(图5), 相似于长江下游含矿的埃达克岩[17]。

2.3 稀土元素

稀土元素分析结果(表3)表明, 金矿体及近矿围岩稀土元素总量变化较大, ∑REE=10.26~126.46 µg/g。由花岗岩到蚀变岩, 稀土元素总量显示出减少趋势(2件花岗岩样品∑REE平均值为83.23 µg/g, 7件蚀变岩样品∑REE平均值为67.12 µg/g)。花岗岩、蚀变花岗岩、蚀变花岗质碎裂岩、蚀变岩与矿石的稀土分布模式极为相似(图6), 总体表现为右倾形态, 轻稀土分馏明显, 重稀土较平坦, 多具Eu正异常(Eu=1.02~7.52),个别出现Eu负异常(Eu=0.63~0.82), 指示这些岩石具有明显的渊源关系。

以往研究表明, 焦家式金矿中石英和黄铁矿的Eu值可正可负, 但钾长石化阶段Eu正异常明显[19]; 邓格庄金矿床的蚀变围岩为弱Eu正异常[20]; 正常的玲珑花岗岩为Eu负异常至无明显Eu异常[19,21]。可见, 焦家深部金矿床矿石及其围岩的Eu异常特征与胶东其他金矿相似, 且显示出从花岗岩到蚀变岩, 随着蚀变增强由Eu负异常渐变为Eu正异常的特点, 暗示碱性氧化成矿环境与Eu正异常形成有关。这种特征与蒙古斑岩型铜钼矿床[22]相似。

图5 Sr/Y-Y图解(a, 底图据Defant et al.[16])和Sr/Y-(La/Yb)N图解(b, 底图据Liu et al.[17])

图6 深部金矿床矿石及近矿围岩稀土元素球粒陨石标准化分布模式(球粒陨石数值据Boynton[18])

表3 焦家深部金矿床矿体及近矿围岩稀土元素含量(µg/g)及有关参数

3 稳定同位素地球化学

采自钻孔中的8件矿石样品送至中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室进行稳定同位素测试, 结果列于表4中。

3.1 硫同位素

用于测试的黄铁矿呈稀疏浸染状分布于岩石中, 矿物形态呈微细粒不规则粒状至半自形粒状, 浅黄色, 粒度0.01～2 mm。测得的硫同位素值较稳定, 变化范围小,34SCDT=11.08‰～12.58‰, 极差1.50‰, 表现了34S变异小和富集34S的特征, 说明硫均一程度较高。焦家深部金矿床硫同位素值高于浅部金矿床28个样品的硫同位素平均值(10.06‰), 位于浅部金矿床硫同位素范围(8.70‰～11.80‰)的高值端, 与三山岛金矿床硫同位素平均值(11.40‰)[23]接近(图7)。

据统计, 胶西北14个金矿床, 所有单个矿床的34S均为正值, 变化范围为0.20‰～12.60‰, 与围岩花岗岩和前寒武纪变质岩系的34S值接近(图7), 因此推测硫源主要为容矿的花岗岩类和前寒武纪变质岩[23]。深部金矿床矿石硫同位素组成位于中生代花岗岩和前寒武纪变质岩的硫同位素组成范围的高值部分(图7), 其含量变化范围明显小于花岗岩和变质岩, 说明深部金矿床中硫的来源不是单纯的地幔硫或地壳硫, 而应属混合硫。地幔来源的岩浆混染了前寒武纪变质岩组成的地壳物质, 还可能有海水混入, 形成了富34S的混合硫。

3.2 氢、氧同位素

焦家深部金矿床的氢同位素组成DV-SMOW=-83.68‰～-116.95‰,氧同位素组成18OV-SMOW=12.04‰～16.28‰。氢同位素低于焦家矿田值(-60.07‰～-95.80‰)和胶西北金矿床矿石石英包裹体流体氢同位素值(-46.90‰～-95.80‰)[23]。氧同位素值则略高于焦家矿田值(18O石英=10.00‰～14.70‰), 而与玲珑矿田值接近(18O石英= 10.70‰～16.60‰)[23]。

表4 焦家深部金矿床矿石稳定同位素组成

注: SJH–黄铁绢英岩; SγJH–黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩。

在胶西北主要金矿田D-18O关系图上(图8), 除玲珑金矿田有较多样品位于岩浆水区外, 其他矿田样品均显示了大气降水与岩浆水混合的特征。焦家深部金矿床样品投点于胶西北其他金矿样品的右下方, 位于250 ℃大气降水演化线右侧和200 ℃岩浆水演化线下方, 显示了以大气降水为主或岩浆水与大气水的混合水特征。

4 流体包裹体地球化学

4.1 流体包裹体的组成和密度

流体包裹体的组成和密度主要通过显微测温并结合激光拉曼探针分析结果(表5和表6)估算。分析表明, 包裹体组成主要为H2O(盐水)包裹体、其次为H2O-CO2(±CH4)包裹体和纯CO2包裹体, 偶见含固相(石盐或方解石)的水溶液包裹体。

H2O(盐水)包裹体, 冰点降为-1.7～-6.8 ℃, 由此换算的盐度为1.4%～10.24%NaCl, 相当于中-低盐度水溶液。结合均一温度计算的流体密度变化于0.619～0.979 g/cm3。

图7 胶西北金矿床及围岩硫同位素组成

除焦家深部资料为本次工作获得外, 其余资料据李俊建[23]。

在有富CO2气相包裹体和富水的H2O-CO2包裹体共存的样品中, 前者的气相比例可达65%～≥90%, 后者多在20%～35%。其中一个样品中的富CO2气相包裹体和富水的H2O-CO2包裹体分别在286～301 ℃和279～305 ℃均一到气相和液相; 另一个样品中有2个H2O-CO2包裹体的气相比例分别为30%和85%, 它们分别在288 ℃和292 ℃均一到气相和液相; 而在第三个样品中的富CO2气相包裹体和富水的H2O-CO2包裹体, 则在236～250 ℃之间分别均一到液相和气相。在同一个小区域中流体包裹体的相比例变化很大, 而且具有小气相比例的富液相包裹体与具有大气相比例的富气相包裹体在近于相同的温度下分别均一到液相和气相, 这种现象是流体发生沸腾的重要证据。

图8 胶西北金矿床δD-δ18O关系图解

除焦家深部金矿床数据为本次工作获得外, 其余数据引自文献[23]。底图据Taylor[24]和林文蔚等[25]。图中向左下方收敛的曲线为大气降水与花岗岩相互作用形成的流体相中氢氧同位素变化趋势线(200～350 ℃演化线), 收敛于MW(岩浆水的组成标志点)的一簇曲线是以岩浆水的初始组成为18O=7‰作为约束条件所计算的曲线，曲线EFMW上方为岩浆水区，曲线AB右侧为高18O岩浆水或变质水区域，胶东金矿多数投点于CD线之上，图中带数字的虚线为水/岩比值等值线，Oi岩为岩石初始氧同位素值。

流体包裹体测温结果, H2O(盐水)包裹体的均一温度主要分布在两个区间, 即360～200 ℃和176～128℃, 而集中在340～270 ℃。可能反映了不同时期的流体事件。早期与绢英岩化和金成矿作用有关的水溶液包裹体的均一温度较高(346～267 ℃), 而密度较低(0.619～0.874 g/cm3), 均一压力为14.60～6.32 MPa; 与金多金属硫化物形成有关的水溶液包裹体的均一温度在250～200 ℃之间, 其均一压力为4.0～1.6 MPa(但实际捕获温度、压力应该高于上述限值)。而晚期H2O包裹体的均一温度为176～128 ℃, 密度升高(0.919～0.973 g/cm3), 均一压力仅为0.25～0.91 MPa(约2.5～9.1大气压), 可能代表金成矿后的流体作用。

4.2 石英爆裂曲线特征

对ZK603、ZK608、ZK615、ZK704和ZK 715等钻孔石英中流体包裹体爆裂曲线进行了研究。结果显示, 不同类型岩石石英中流体包裹体的爆裂特征明显不同。以ZK603钻孔为例, 围岩花岗岩具有高的爆裂频次、明显的主爆裂峰和高的相变峰, 而随围岩蚀变的增强, 从钾化花岗岩到绢英岩化花岗岩, 再到黄铁绢英岩(硅化带或矿体中心), 石英爆裂曲线具有如下变化趋势(图9): 总爆裂频次逐渐降低; 相变峰由很高、高, 到逐渐变低, 而到硅化带或矿体中心则无相变峰存在; 主爆裂峰也由大变小, 直到矿体无爆裂峰(或只有极微弱的峰); 叠加的小峰有从高温向低温转移之趋势: 从主爆裂峰右翼(高温区)出现锯齿状小峰(钾化带)到主峰左翼(低温区)出现多个小峰(绢英岩化带)。而到了矿体下盘爆裂频次又有所增加。

在所研究的焦家金矿床其他钻孔中也见到相同的变化趋势, 从远离矿体的花岗岩到蚀变带, 再到矿体, 随着蚀变和矿化作用增强, 总爆裂频次降低, 爆裂峰和相变峰也逐渐降低, 直到消失; 在矿体部位的爆裂曲线呈现低平的波状曲线乃至直线, 从而显示负的蒸发晕和负异常。因此, 可以利用爆裂强度和爆裂曲线形态特征来区分未受构造和热液蚀变影响的花岗岩围岩、蚀变岩石和矿体, 用以指导深部找矿。

表5 焦家深部金矿床流体包裹体显微测温结果

表6 H2O-CO2包裹体的激光拉曼探针分析结果

注: 由核工业北京地质研究院流体包裹体实验室张敏(仪器型号LABHR-VIS LabRAM HR800)完成测试。

5 讨 论

5.1 金矿与花岗岩的关系

以往地质工作者认为, 胶东焦家式金矿是混合岩化重熔岩浆热液成因, 并认为, 在重熔花岗岩(玲珑花岗岩)形成过程中, 金在流体相中的大规模富集是金矿得以发育的根本原因之一[26]。本文对深部金矿床蚀变岩的岩石地球化学特征研究表明, 蚀变岩是由玲珑花岗岩经过破碎、流体活动改造而成的。

图9 ZK603钻孔从围岩花岗岩经过钾化带、绢英岩化带到矿体石英爆裂曲线的变化

图中虚线对应于α-石英/β-石英相转变温度的爆裂峰, 即相变峰, 数字为相变峰的爆裂频次。

这说明, 蚀变作用和金矿化是在玲珑花岗岩形成之后发生的, 玲珑花岗岩形成时的混合岩化重熔作用不可能是金矿成矿的直接原因。同位素年代学研究表明, 玲珑花岗岩形成于160~140 Ma[27], 金主成矿期年龄为125~115 Ma[3], 金矿的形成时间明显晚于玲珑花岗岩, 与地球化学研究指示的地质事件的关系是一致的。另外, 由于金矿成矿流体系统的温度(集中在200～350 ℃)远低于岩浆温度(大于573 ℃), 因此, 成矿流体系统的发育深度应浅于岩浆系统[28]。据此推断, 胶西北金矿成矿时, 其直接围岩——玲珑花岗岩已抬升至流体成矿的深度, 成矿流体活动不是玲珑花岗岩重熔岩浆活动所引起的。胶东地区广泛分布煌斑岩和中基性岩墙, 成岩时代为123～103 Ma, 与金矿成矿时代几乎完全吻合[29], 与这些浅成岩墙有关的深成岩体——伟德山花岗岩的同位素年龄集中于127～105 Ma[3]。伟德山花岗岩大量分布于胶东主要金成矿区的外围和深部, 其形成时间与金矿一致, 产出的空间位置位于金矿的深部。据此认为, 伟德山花岗岩岩浆活动所引起的流体活化是导致金矿成矿的直接原因, 流体从围岩中萃取成矿物质在成矿有利部位富集成矿; 而玲珑花岗岩则为金矿形成提供了部分物质来源。

5.2 稳定同位素变化及其原因

研究发现, 胶西北金矿床硫同位素变化具有明显规律性, 表现出自东向西34S值递增[30]和从石英脉型到破碎带蚀变岩型矿石重硫含量相对略有增高的特点[29]。前人获得的玲珑、焦家、三山岛金矿的34S值分别为 4.90‰～8.50‰、8.70‰～11.84‰、和11.0‰～12.60‰[31], 本次获得的焦家深部金矿床34S值为11.08‰～12.58‰。焦家深部金矿床34S值高于浅部金矿床平均值, 与三山岛金矿床平均值接近。关于34S值自东向西递增的原因, 有学者认为是由于海水硫和表生硫参与了成矿作用所 致[30,32]。毛景文等[29]认为, 可能石英脉型矿石基本代表了成矿原始流体系统的同位素组成, 而蚀变岩型矿石在成矿时与围岩中的硫发生了同位素交换, 导致34S值增高。胶西北硫同位素显示了混合硫源的特征。地质调查发现, 以玲珑金矿为代表的石英脉型金矿赋存于玲珑花岗岩体内部, 而以焦家金矿为代表的蚀变岩型金矿赋存于玲珑花岗岩边缘断裂构造带中。因此, 我们认为焦家式蚀变岩型金矿34S值增高的原因, 应与其形成位置接近变质地层, 混合了较多与海相变质地层——荆山群、粉子山群有关的表生硫有关。由于胶西北地区东部有较多石英脉型金矿, 而西部均为蚀变岩型金矿, 所以硫同位素值显示了自东向西的规律变化。焦家深部金矿床硫同位素值与三山岛金矿硫同位素值一致的原因, 应是三山岛金矿形成时的地质条件与焦家深部金矿床相似。石英脉型金矿与蚀变岩型金矿硫同位素值的明显差异表明, 石英脉型金矿形成的深度相对深,表生硫混入少, 蚀变岩型金矿形成的深度相对浅, 表生硫混入多。

蚀变岩型金矿与石英脉型金矿氢、氧同位素组成的差异, 指示其含矿热液中水的来源不同。蚀变岩型金矿床的成矿流体中大气水所占比例较高, 是因为这类矿床受断裂控制, 控矿断裂带规模大、切割深、破碎程度高, 有利于大气水的下渗、加热和循环, 演化为成矿流体。而玲珑金矿田石英脉型矿床的成矿流体以岩浆水为主, 指示石英脉型金矿成矿深度大, 与地表连通性差, 不利于大气降水的渗入(可能因为石英脉型金矿位于岩体内部, 流体与玲珑花岗岩发生了同位素交换而具有岩浆水特征)。除个别样品外, 深部金矿床氢、氧同位素组成与焦家金矿田一致, 指示深、浅部金矿床的成矿流体来源没有实质性变化。

5.3 流体包裹体特征及影响因素

深部金矿床流体包裹体特征与焦家式蚀变岩型金矿类似, 而与玲珑式石英脉型金矿特征有明显差异。深部金矿床盐度为1.40%～10.24%NaCl, 三山岛金矿(蚀变岩型)盐度为0.00%～8.10%NaCl[33],大尹格庄金矿(蚀变岩型)为1.00%～10.00%NaCl[34], 玲珑金矿(石英脉型)流体包裹体的盐度是3.40%～19.20%NaCl[35]。前人[36]已经注意到蚀变岩型金矿盐度小于玲珑式金矿盐度的现象, 认为这种差异与成矿方式有关, 充填作用发生的时间短, 只有成矿元素浓度高(盐度大)的流体才能形成有效富集; 而交代作用持续时间长, 成矿元素浓度低(盐度小)的流体也可形成有效富集而成矿。笔者认为, 蚀变岩型金矿盐度与石英脉型金矿盐度的差异还与成矿地质条件有关, 深、浅部蚀变岩型金矿、焦家带、招平带、三山岛带蚀变岩型金矿均处于早前寒武纪地质体与中生代花岗岩之间的大型伸展构造带主构造带上, 成矿的物理化学条件一致, 因此流体包裹体特征类似; 石英脉型金矿形成于伸展构造下盘的花岗岩中, 在蚀变岩型金矿之下, 成矿的温度、压力较高, 易形成较高盐度的流体活动。

流体不混溶是深部金矿床中流体包裹体所揭示的重要特征, 这与胶东地区蚀变岩型金矿的普遍规律一致, 而与玲珑式金矿略有不同, 后者主要表现为在相对稳定的环境下伴随含矿流体降温降压而发生矿物结晶和分异成矿的特征[35]。蚀变岩型金矿显示的流体不混溶的原因是, 自深部上升的含矿流体进入较开放的构造空间, 因压力骤然降低而发生沸腾和相分离作用[34,37]。焦家式与玲珑式金矿流体包裹体的这种差异指示, 焦家式金矿形成的深度略浅、构造空间较开放。

热液矿床通常从近矿围岩到矿体, 流体活动增强, 流体包裹体爆裂强度(频次)增加, 在矿体部位显示有明显的爆裂峰, 表现出正的热晕和蒸发晕。而焦家深部金矿床从远离矿体的花岗岩到蚀变带再到矿体, 随着蚀变和矿化作用增强, 显示了负的蒸发晕和负异常。造成这种现象的原因, 可能与蚀变岩中石英形成温度较低, 流体包裹体较小有关。据观察, 花岗岩中石英流体包裹体大小一般为小于等于3 μm到15 μm不等, 大者可达20～30 μm以上; 蚀变花岗岩中石英流体包裹体以小于等于2 μm到8 μm居多, 少量长条状包裹体长可达到15～20μm左右; 绢英岩中所含石英流体包裹体以小于1～5 μm居多, 少数可达8～10 μm; 金-多金属硫化物绢英岩中石英流体包裹体多数小于1～3 μm, 少数略大于3 μm。由此表明, 从围岩到矿体, 石英中流体包裹体逐渐变小。与金-多金属硫化物沉淀有关的石英主要为乳浊状细粒石英, 石英呈乳浊状是由于其中含有成千上万极其微小(远小于1 μm)的流体包裹体, 引起光线漫反射所致。要使这些包裹体爆裂的内压力极高(大于3000 MPa), 即使升温到600 ℃也不会爆裂。因此金-多金属硫化物矿体一般无爆裂显示。焦家断裂规模大, 位于不同岩石构造单元的接触界面, 断裂带内裂隙发育, 与地表连通性较好。成矿流体运移到断裂带时, 快速降温、沸腾、扩散, 产生大量极其微小的流体包裹体。前人[36]和我们的研究表明, 石英脉型金矿流体包裹体的体积大于蚀变岩型金矿, 因此蚀变岩型金矿与石英脉型金矿流体包裹体爆裂曲线特征不同。

6 结 论

(1)焦家深部金矿床近矿围岩的岩石化学成分位于花岗岩范围内, 具有钾玄岩系列和超钾质系列特点。在矿化蚀变过程中, SiO2、H2O、K2O和Fe2O3等组分加入到蚀变岩内, Al2O3、CaO和Na2O等组分被带出。焦家式金矿的赋矿岩石——蚀变岩是由玲珑花岗岩经过破碎、受以H2O为主的流体活动改造而成的, 而伟德山花岗岩岩浆活动所引起的流体活化是导致金矿成矿的直接原因。

(2)蚀变岩与围岩微量元素、稀土元素特征相似, 微量元素含量相似于长江下游含矿的埃达克岩。蚀变岩稀土元素总量较低, 具有明显的正Eu异常特征,可能是受碱性氧化成矿环境影响所致。

(3)焦家深部金矿床硫同位素具有混合硫源特征, 重硫含量与蚀变岩型金矿一致, 明显高于石英脉型金矿。指示蚀变岩型金矿形成的深度相对浅, 表生硫混入多。深部金矿床氢、氧同位素组成与焦家金矿田一致, 显示了以大气降水为主或岩浆水与大气水的混合水特征, 而与石英脉型金矿以岩浆水为主的特征不同, 指示蚀变岩型金矿成矿时与地表连通性较好, 有利于大气降水渗入。

(4)焦家深部金矿床的流体包裹体组成主要为H2O(盐水)包裹体、其次为H2O-CO2(±CH4)包裹体和纯CO2包裹体, 偶尔可见含固相(石盐或方解石)的水溶液包裹体。流体不混溶是深部金矿床流体包裹体的重要特征。从花岗岩到矿体, 随着蚀变和矿化作用增强, 包裹体爆裂曲线显示了负的蒸发晕和负异常。焦家深部金矿床的流体不混溶特征与焦家式蚀变岩型金矿类似, 而与玲珑式石英脉型金矿以结晶分异为主的特征有差异, 指示焦家式金矿形成的深度略浅、构造空间较开放。

本文是山东省地质矿产勘查开发局“胶西北矿集区深部大型-超大型金矿找矿和成矿模式研究”项目的部分成果, 是在山东省第六地质矿产勘查院提交的《山东省莱州市寺庄金矿床深部详查报告》、《山东省莱州市焦家金矿床深部详查报告》、《山东省莱州市朱郭李家矿区金矿详查报告》等成果基础上完成的, 感谢这些项目、成果的参与者对深部找矿和本文的贡献。同时感谢审稿专家提出的宝贵意见。

[1] 宋明春, 孟庆宝, 杨承海, 焦秀美, 崔书学, 杨之利, 姜洪利. 胶东寺庄矿区深部特大型金矿的发现及其找矿意义[J]. 中国地质, 2007, 34(增刊): 220–224.Song Ming-chun, Meng Qing-bao, Yang Cheng-hai, Jiao Xiu-mei, Cui Shu-xue, Yang Zhi-li, Jiang Hong-li. The discovery of oversize deep gold deposit in the Sizhuang field, Shandong Peninsula and its prospecting significance [J]. Geol China, 2007, 34(suppl): 220–224 (in Chinese).

[2] 宋明春, 崔书学, 杨之利, 姜洪利, 杨承海, 焦秀美. 山东焦家金矿带深部找矿的重大突破及其意义[J]. 地质与勘探, 2008, 44(1): 1–8.Song Ming-chun, Cui Shu-xue, Yang Zhi-li, Jiang Hong-li, Yang Cheng-hai, Jiao Xiu-mei. Great progress and far-reaching of significance deep exploration in the Jiaojia metallogenic belt, Shandong Province [J]. Geol Prospect, 2008, 44(1): 1–8 (in Chinese with English abstract).

[3] 宋明春, 崔书学, 周明岭, 姜洪利, 袁文花, 魏绪峰, 吕古贤. 山东省焦家矿区深部超大型金矿床及其对“焦家式”金矿的启示[J]. 地质学报, 2010, 84(9): 1349–1358.Song Ming-chun, Cui Shu-xue, Zhou Ming-ling, Jiang Hong-li, Yuan Wen-hua, Wei Xu-feng, Lü Gu-xian. The deep oversize gold deposit in the Jiaojia field, Shandong Province and its enlightenment for the Jiaojia gold type [J]. Acta Geol Sinica, 2010, 84(9): 1349–1358 (in Chinese with English abstract).

[4] 宋明春, 崔书学, 伊丕厚, 徐军祥, 袁文花, 姜洪利. 山东省胶西北金矿集中区深部大型-超大型金矿找矿与成矿模式[M]. 北京: 地质出版社, 2010: 57–149.Song Ming-chun, Cui Shu-xue, Yi Pi-hou, Xu Jun-xiang, Yuan Wen-hua, Jiang Hong-li. Prospecting and Metallogenic Model of Large- and Super-large-scale Deep-seated Gold Deposits in Northwestern Shandong Peninsula Concentration Region of Gold Deposits [M]. Beijing: Geological Publishing House, 2010: 57–149 (in Chinese).

[5] 李士先, 刘长春, 安郁宏, 王为聪, 黄太岭, 杨承海. 胶东金矿地质[M]. 北京: 地质出版社, 2007: 214–271.Li Shi-xian, Liu Chang-chun, An Yu-hong, Wang Wei-cong, Huang Tai-ling, Yang Cheng-hai. Geology of Gold Deposits in Shandong Peninsula [M]. Beijing: Geological Publishing House, 2007: 214–271 (in Chinese).

[6] 卢焕章, 袁万春, 张国平, 李院生, 龙洪波. 玲珑-焦家地区主要金矿床稳定同位素及同位素年代学[J]. 桂林工学院学报, 1999, 19(1): 1–8.Lu Huan-zhang, Yuan Wan-chun, Zhang Guo-ping, Li Yuan-sheng, Long Hong-bo. Stable isotopes studies and age dating of gold deposits and Linglong granites in Linglong-Jiaojia area, Shandong China [J]. J Guilin Inst Technol, 1999, 19(1): 1–8 (in Chinese with English abstract).

[7] 杨忠芳, 徐景奎, 赵伦山. 胶东区域地壳演化与金矿成矿作用地球化学[M]. 北京: 地质出版社, 1998: 101–125.Yang Zhong-fang, Xu Jing-kui, Zhao Lun-shan. The Evolution of Regional Crust and the Geochemistry on Gold Mineralization Jiaodong [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1998: 101–125 (in Chinese with English abstract).

[8] 杨敏之. 金矿床围岩蚀变带地球化学——以胶东金矿为例[M]. 北京: 地质出版社, 1998: 55–105.Yang Min-zhi. The Geochemistry of Wall Rock Alteration Zone of Gold Deposits — As Exemplified by Jiaodong Gold Deposits [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1998: 55–105 (in Chinese with English abstract).

[9] 王炳成, 徐金芳, 郑文深, 张理刚, 陈振胜, 刘敬秀. 山东省地质矿产研究文集: 胶东金矿的氢氧同位素地球化学特征[M]. 济南: 山东省科学技术出版社, 1996: 141–151.Wang Bing-cheng, Xu Jin-fang, Zheng Wen-shen, Zhang Li-gang, Chen Zhen-sheng, Liu Jing-xiu. Collection of Research of Geology and Mineral Resources in Shandong Province: Hydrogen, Oxygen Isotope Geochemistry Exploration Guides of the Gold Deposits in Jiaodong [M]. Jinan: Shandong Science and Technology Press, 1996: 141–151 (in Chinese with English abstract).

[10] 孙丰月, 石准立, 冯本智. 胶东金矿地质及幔源C-H-O流体分异成岩成矿[M]. 长春: 吉林人民出版社, 1995: 1–170.Sun Feng-yue, Shi Zhun-li, Feng Ben-zhi. Gold ore Geology, Lithogenesis and Metallogenesis Related to the Differentiation of Mantle-derived C-H-O Fluid in Shandong Peninsula[M]. Changchun: Jilin People’s Publishing House, 1995: 1–170 (in Chinese).

[11] 姚凤良, 刘连登, 孔庆存, 宫润潭. 招掖金矿带的稳定同位素地质及金矿床成因[J].长春地质学院学报, 1983 (4): 7–18.Yao Feng-liang, Liu Lian-deng, Kong Qing-cun, Gong Run-tan. Stable isotope geology and origin of gold deposits in Zhaoye gold ore belt, Shandong [J]. J Changchun Coll Geol, 1983 (4): 7–18 (in Chinese).

[12] 钱建平, 陈宏毅, 孙涛, 刘纯, 白艳萍. 山东招远前孙家金矿床地质和元素地球化学研究[J]. 地球化学, 2010, 39(3): 213–228. Qian Jian-ping, Chen Hong-yi, Sun Tao, Liu Chun, Bai Yan-ping. Study on geology and element geochemistry of Qiansunjia gold mine in Zhaoyuan, Shandong, eastern China [J]. Geochimica, 2010, 39(3): 213–228 (in Chinese with English abstract).

[13] Middlemost E A K, Naming materials in the magma/igneous system [J]. Earth Sci Rev, 1994, 37(3/4): 215–224.

[14] Rickwood P C. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements [J]. Lithos, 1989, 22(4): 247–263.

[15] 宋明春, 徐军祥, 王沛成. 山东省大地构造格局和地质构造演化[M]. 北京: 地质出版社, 2009: 130–135.Song Ming-chun, Xu Jun-xiang, Wang Pei-cheng. Tectonic Framework and Geologic Evolution of the Shandong Province [M]. Beijing: Geological Publishing House, 2009: 130–135 (in Chinese).

[16] Defant M J, Drummond M S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subduction lithosphere [J]. Nature, 1990, 347(6294): 662–665.

[17] Liu Sheng-ao, Li Shu-guang, He Yong-sheng, Huang Fang. Geochemical contrasts between early Cretaceous ore-bearing and ore-barren high-Mg adakites in central-eastern China: Implications for petrogenesis and Cu-Au mineralization [J]. Geochim Cosmochim Acta, 2010, 74(24): 7160–7178.

[18] Boynton W V. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies [C]. Henderson P. Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam: Elsevier, 1984: 63–114.

[19] 李厚民, 沈远超, 毛景文, 刘铁兵, 朱和平. 石英、黄铁矿及其包裹体的稀土元素特征——以胶东焦家式金矿为例[J]. 岩石学报, 2003, 19(2): 267–274.Li Hou-min, Shen Yuan-chao, Mao Jing-wen, Liu Tie-bing, Zhu He-ping. REE features of quartz and pyrite and their fluid inclusions: An example of Jiaojia-type gold deposits, northwestern Jiaodong Peninsula [J]．Acta Petrol Sinica, 2003, 19(2): 267–274 (in Chinese with English abstract).

[20] 应汉龙. 胶东金青顶和邓格庄金矿床的稀土元素地球化学特征及其对成矿热液来源的指示[J]. 地质地球化学, 1996, 23(1): 39–42.Ying Han-long. REE geochemistry and derivation of hydrothermal fluids of the Jinqingding and Denggezhuang gold deposit, eastern Shandong Peninsula [J]. Geol Geochem, 1996, 23(1): 39–42 (in Chinese).

[21] 桑隆康. 玲珑花岗岩的成因与演化[J]. 地球科学, 1984, 24(1): 101–114.Sang Long-kang. The petrogenesis and evolution of Linglong granites [J]. Earth Sci, 1984, 24(1): 101–114 (in Chinese with English abstract).

[22] 方维萱, 杨社锋, 刘正桃, 韦星林, 张宝琛. 蒙古查干苏布尔加(Tsagaan Suvarga)大型斑岩型铜钼矿床含矿蚀变岩常量、微量和稀土元素地球化学特征及意义[J]. 中国稀土学报, 2007, 25(1): 85–94.Fang Wei-xuan, Yang She-feng, Liu Zheng-tao, Wei Xing-lin, Zhang Bao-chen. Geochemical characteristics and significance of major elements, trace elements and REE in mineralized altered rocks of large scale Tsagaan Suvarga Cu-Mo porphyry deposit in Mongolia [J]. J Chinese Rare Earth Soc, 2007, 25(1): 85–94 (in Chinese with English abstract).

[23] 李俊建. 华北陆块主要成矿区带成矿规律和找矿方向[M]. 天津: 天津科学技术出版社, 2006: 297–312. Li Jun-jian. Metallogeny and Prospecting Direction of Main Metallogenic Belts in North China Block [M]. Tianjin: Tianjin Science and Technology Press, 2006: 297–312 (in Chinese).

[24] Taylor H P. The application of oxygen and hydrogen isotope studies to problems of hydrothermal alteration and ore deposition [J]. Econ Geol, 1974, 69(6): 843–883.

[25] 林文蔚, 殷秀兰. 胶东金矿成矿流体同位素的地质特征 [J]. 矿物岩石学杂志, 1998, 17(3): 249–259. Lin Wen-wei, Yin Xiu-lan. Isotope geological characteristics of mineralizing fluids of gold deposits in Jiaodong area and a discussion on the application conditions of P. H. Taylor’s equation [J]. Acta Petrol Mineral, 1998, 17(3): 249-259 (in Chinese with English abstract).

[26] 林文蔚, 赵一鸣, 赵国红, 彭聪, 赵维刚. 玲珑花岗质杂岩的时代、空间形态、源岩及其数学模拟[J]. 岩石矿物学杂志, 1997, 16(2): 97–111.Lin Wen-wei, Zhao Yi-ming, Zhao Guo-hong, Peng Cong, Zhao Wei-gang. Ages, spatial forms, source rocks and mathematical modeling of Linglong granitic complex [J]. Acta Petrol Mineral, 1997, 16(2): 97–111 (in Chinese with English abstract).

[27] 苗来成, 罗镇宽, 关康, 黄佳展. 玲珑花岗岩中锆石的离子质谱U-Pb年龄及其岩石学意义[J]. 岩石学报, 1998, 14(2): 198–206.Miao Lai-cheng, Luo Zhen-kuan, Guan Kang, Huang Jia-zhan. The Implication of the SHRIMP U-Pb age in zircon to the petrogenesis of the Linglong granite, east Shandong Province [J]. Acta Petrol Sinica, 1998, 14(2): 198–206 (in Chinese with English abstract).

[28] 陈衍景, Franco Pirajno, 赖勇, 李超. 胶东矿集区大规模成矿时间和构造环境[J]．岩石学报, 2004, 20(4): 907–922.Chen Yan-jin, Franco Pirajno, Lai Yong, Li Chao. Metallogenic time and tectonic setting of the Jiaodong gold province eastern China [J]. Acta Petrol Sinica, 2004, 20(4): 907–922 (in Chinese with English abstract).

[29] 毛景文, 李厚民, 王义天, 张长青, 王瑞廷. 地幔流体参与胶东金矿成矿作用的氢氧碳硫同位素证据[J]. 地质学报, 2005, 79(6): 839–857.Mao Jing-wen, Li Hou-min, Wang Yi-tian, Zhang Chang-qing, Wang Rui-ting. The relationship between mantle-derived fluid and gold ore formation in the eastern Shandong Peninsula: Evidence from D-O-C-S isotopes [J]. Acta Geol Sinica, 2005, 79(6): 839–857 (in Chinese with English abstract).

[30] 王义文, 朱峰三, 宫润潭. 构造同位素地球化学——胶东金矿集中区硫同位素再研究[J]. 黄金, 2002, 23(4): 1–15.Wang Yi-wen, Zhu Feng-san, Gong Run-tan. Tectonic isotope geochemistry — Further study on sulphur isotope of Jiaodong gold concentration area [J]. Gold, 2002, 23(4): 1–15 (in Chinese with English abstract).

[31] 王铁军, 阎方. 胶东地区岩浆热液型金矿成矿流体演化与成矿预测[J]. 地质找矿论丛, 2002, 17(3): 169–174. Wang Tie-jun, Yan Fang. Ore fluid evolution and ore prediction of magmatic hydrothermal gold deposits in Jiaodong area [J]. Contrib Geol Mineral Resour Res, 2002, 17(3): 169–174 (in Chinese with English abstract).

[32] 黄德业. 胶东金矿成矿系列硫同位素研究[J]. 矿床地质, 1994, 13(1): 75–87. Huang De-ye. Sulfur isotope studies of the metallogenic series of gold deposits in Jiaodong (eastern Shandong) area [J]. Mineral Deposits, 1994, 13(1): 75–87 (in Chinese with English abstract).

[33] Fan Hong-rui, Zhai Ming-guo, Xie Yi-han, Yang Jin-hui. Ore-forming fluids associated with granite-hosted gold mineralization at the Sanshandao deposit, Jiaodong gold province, China [J]. Mineralium Deposita, 2003, 38: 739–750.

[34] 沈昆, 胡受奚, 孙景贵, 凌洪飞, 赵懿英, 孙明志. 山东招远大尹格庄金矿成矿流体特征[J]. 岩石学报, 2000, 16(4): 542–550.Shen Kun, Hu Shou-xi, Sun Jing-gui, Ling Hong-fei, Zhao Yi-ying, Sun Ming-zhi. Characteristics of ore-forming fluids of the Dayingezhuang gold deposit in eastern Shandong, China [J]. Acta Petrol Sinica, 2000, 16(4): 542–550 (in Chinese with English abstract).

[35] 赵宏光, 孙景贵, 凌洪飞, 胡受奚. 胶东金矿成矿流体性质及其地质意义[J]. 地质与勘探, 2005, 41(5): 27–33.Zhao Hong-guang, Sun Jing-gui, Ling Hong-fei, Hu Shou-xi. Characteristics and geological significance of ore-forming fluids in the Jiaodong gold deposits [J]. Geol Prospect, 2005, 41(5): 27–33 (in Chinese with English abstract).

[36] 张海泉. 山东胶东地区焦家式金矿床中含金石英大脉流体包裹体的特征[J]. 地质通报, 2005, 24(5): 456–461.Zhang Hai-quan. Fluid inclusions in gold-bearing quartz veins of Jiaojia-type gold deposits in the Jiaodong, Shandong [J].Geol Bull China, 2005, 24(5): 456–461 (in Chinese with English abstract).

[37] 申萍, 沈远超, 李光明, 刘铁兵, 曾庆栋, 李厚民. 胶东金牛山金矿床构造-流体-成矿体系研究[J]. 地质科学, 2004, 39(2): 272–283. Shen Ping, Shen Yuan-chao, Li Guang-ming, Liu Tie-bing, Zeng Qing-dong, Li Hou-min. A study on structure-fluid- mineralization system in the Jinniushan gold deposit, east Shandong [J]. Chinese J Geol, 2004, 39(2): 272–283 (in Chinese with English abstract).

Geochemical features of deeply-seated gold deposit and discussions on some associated problems in Jiaojia gold ore field, Shandong Peninsula, China

SONG Ming-chun1,2, SONG Ying-xin3,4*, SHEN Kun2,4, JIANG Hong-li5and LI Shi-yong6

Shandong Provincial Bureau of Geology and Mineral Resources, JinanChina2. Key Laboratory of Gold Mineralization Processes and Resources Utilization, Ministry of Land and Resources of the People’s Republic of China, Jinan 250013, China; 3. School of the Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 4. Shandong Institute & Laboratory of Geological Sciences, Jinan 250013, China; 5. No.6 Exploration Institute of Geology and Mineral Resources, Weihai 264209, China; 6. Shandong Institute of Geophysical and Geochemical Exploration, Jinan 250013, China

We studied geochemical features of drillhole specimens between depths of 349.12-1212 m in the deeply-seated gold deposit of Jiaojia gold ore field. Petrochemical composition of altered rocks in the deeply-seated gold deposit is similar to that of granite. Strongly altered rocks belong to ultrapotassic and weekly altered rocks belong to shoshonite series. Through comparison of petrochemical composition of altered rocks and granite, we find that the alteration zone gained SiO2, H2O, K2O and Fe2O3but lost Al2O3, CaO and Na2O during alteration. Trace elements characteristics of altered rocks are similar to that of granite and adakite. Sr, Ba, Zr and Hf contents of the altered rocks are lower than those of the granite, and Rb contents are higher. The altered rocks are relatively enriched in LREE, depleted in HREE, and have positive Eu abnormity. The sulfur isotope composition of the gold ore ranges between 11.08‰－12.58‰34SCDT, indicating a mixed source. TheirDV-SMOWand18OV-SMOWvalues range from -83.68‰－-116.95‰ and 12.04‰－16.28‰, suggesting that they were mainly derived from meteoric water or mixed with magmatic and meteoric water. The fluid inclusions are dominantly saline water inclusions, followed by H2O-CO2(±CH4) and pure CO2inclusions, occasionally with daughter mineral-bearing inclusions. Fluid immiscibility is crucial characteristics of deeply-seated gold ore. From granite to ore body, decrepitation curves of fluid inclusions show negative anomalies of vapor aureole occurring together with increasing of alteration and mineralization.This paper proposes that fluids derived from the Early CretaceousWeideshan granite caused the gold mineralization,the conditions of which are different for altered-rocktype and quartz vein type gold deposits in the Shandong Peninsula.

ore genesis; altered rock; granite; Jiaojia deeply-seated gold deposit; Shandong Province

P588.121

A

0379-1726(2013)03-0274-16

2012-10-06;

2013-01-09;

2013-01-22

山东省地质矿产勘查开发局科研和勘查项目([2007]25)

宋明春(1963–), 男, 博士、研究员, 地质矿产勘查专业。E-mail: mingchuns@163.com

SONG Ying-xin, E-mail: 13705317191@163.com, Tel: +86-531-86403464