胶东夏甸金矿床金红石成因判别与U-Pb定年*

叶广利 杨立强 张良 王偲瑞, 2 魏瑜吉 谢东 杨伟 刘玉桥

金红石为一种重要的副矿物，广泛存在于各类岩石中(Hanaor and Sorrell, 2011; Plavsaetal., 2018)。在金红石中，不同价位的Fe、Al、Sb、Nb、V、W、Zr、Sn、Ta、Hf、Cr和U等阳离子常以类质同象的方式替换Ti离子(Zacketal., 2002)，故其微量元素含量尤其是高场强元素的含量能够限定其形成时的物化条件与地质过程(Smith and Perseil, 1997; Spandleretal., 2003)。金红石在热液金矿床中十分发育，主要由常见的暗色矿物黑云母、角闪石和榍石等因热液作用蚀变而成(Doyleetal., 2015; Pietal., 2017; Agangietal., 2019; Xuetal., 2021)。热液金红石中较高的铀含量使其U-Pb测年成为可能，可有效的限定金成矿时代(Meinhold, 2010)。然而，对于金红石的成因判别依然存在诸多不足，例如难以厘清金红石与诸多载金矿物之间的复杂生长关系和其微量元素特征(Meinhold, 2010; Plavsaetal., 2018)，亟需深入研究以深入金红石矿物学和地球化学研究、加强金红石助力找矿工作。

夏甸金矿为胶东金矿区重要的蚀变岩型金矿床之一，金红石在该矿床中广泛发育，且不同岩/矿石中金红石矿物共生组合和矿物学特征具有明显差异，说明该矿床的金红石的发育有多期性，所以夏甸金矿是理想选区，既可以开展金红石成因判别，也可以进行定年的研究。研究者已经系统地剖析了赋矿围岩和矿石中金红石的晶体结构、标型特征和化学成分(陈辉等, 2018)，为研究金红石成因做好了充足的准备。以前人工作和野外调研为基础，本文将通过详细的岩相学、矿物综合分析系统(TIMA)和电子探针(EPMA)研究，比较不同类型金红石矿物的共生组合、矿物学特征与地球化学特征，以期得到金红石成因的判别标准，并开展热液金红石U-Pb定年，限定夏甸金矿床成矿时代，为深化对矿床成因的理解奠定基础，研究将为胶东及类似造山型金矿床金红石成因判别与成矿时代限定提供有益借鉴。

1 地质背景

1.1 区域地质

胶东半岛是我国最重要的黄金产地，已有150多个金矿床被陆续发现，已探明金矿资源5000余吨(Qiuetal., 2020; Dengetal., 2020a)。胶东金矿主要以中生代花岗岩为赋矿围岩，约95%的黄金资源蕴藏其中(Goldfarbetal., 2019; Qiuetal., 2020, 2023a)。胶东位于太平洋板块的西缘，华北克拉通的东南缘(邓军等，2000；Dengetal., 2017a, b; 杨立强等, 2014)，西侧为郯庐断裂。五莲-青岛-烟台断裂为地幔岩浆和次地壳流体侵位提供了一级构造(Dengetal., 2020b)，将该区分为胶北地体和苏鲁地体两个构造单元(图1a；Deng and Wang, 2016; Yangetal., 2014)，其中胶北地体又进一步分为胶北隆起和胶莱盆地，大部分金矿床产于前者之中，汇聚了胶东金成矿省85%以上的黄金资源储量(王中亮, 2012)。胶北隆起中主要的变质岩建造有新太古代胶东群变质岩、古元古代粉子山群和荆山群变质沉积序列，下元古界粉子山群和荆山群与胶东群呈不整合接触关系。胶东群主要由TTG岩系及少量角闪岩和基性麻粒岩组成,荆山群由泥质片麻岩、长英质片麻岩、石英岩、钙质硅酸盐、大理岩和少量角闪岩、麻粒岩组成(Dengetal., 2018)。从侏罗纪往后，古太平洋板块俯冲到欧亚大陆之下，胶东半岛经历了大规模NW-SE向区域伸展(Charlesetal., 2013)，引发了晚侏罗世和早白垩世岩浆活动(Yangetal., 2018)，并伴随了大规模的金成矿事件(Goldfarb and Santosh, 2014; Goldfarb and Groves, 2015; Dengetal., 2015a; Yangetal., 2016a, 2022)。这两个岩浆活动时期对应了该区两种主要赋矿的花岗岩，晚侏罗世的玲珑型花岗岩以黑云母花岗岩为主，侵入胶西北前寒武变质基底岩石中；早白垩世早期的郭家岭型花岗岩分布不广泛，同时发育较多火山岩。主要由EW向、NNE-NE向断裂以及NW向三个方向的基底断裂构成该区的控矿格架，自西向东每间隔30～50km依次分布了三山岛、焦家和招平断裂，这些断层沿着前寒武纪变质基底和中生代花岗岩或花岗岩之间的界面发育，并控制矿床的分布与产出(图1b; Dengetal., 2008, 2009, 2011, 2015b; 王中亮, 2012; Zhangetal., 2020b)。

图1 胶东区域地质图(据Yang et al., 2016b, 2017, 2018; Zhang et al., 2019; Qiu et al., 2020, 2023a; Deng et al., 2020a修改)

1.2 矿床地质

夏甸金矿床位于招平断裂带中南段，金资源储量大于200t，品位一般为4～8g/t(江少卿, 2007; 王硕等, 2014)。招平主控矿断裂沿太古宙胶东群变质岩和中生代玲珑花岗岩的岩性界面发育(图2)。上盘变质岩岩性主要为角闪岩、片岩、英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)片麻岩和麻粒岩。下盘的赋矿岩体玲珑花岗岩是黑云母花岗岩。NE-NNE向次级断裂在矿区较为发育，如北东向的上店断裂、大罗家断裂、大丁家断裂、丰仪断裂、范家疃断裂等(图2)。矿体受招平主断裂带及其下盘系列断层、节理裂隙的控制，其主要发育在主断裂下盘0～100m范围的黄铁绢英岩化蚀变带内，主要由Ⅰ、Ⅱ、Ⅴ、Ⅶ号矿体和Ⅶ号支脉组成。大多数矿体的产状几乎与主裂面平行，少数矿体与主裂面斜交。矿体主要以脉状、透镜状和网脉状断续分布，膨胀夹缩、分支复合尖灭再现现象也较突出。

图2 夏甸金矿床地质简图(据王培福, 2006; Yang et al., 2016c修改)

夏甸金矿床的矿石类型主要以黄铁绢英岩型和碎裂角砾岩型为主。矿化类型主要有细脉-网脉状矿化及细脉-浸染状矿化两种。矿石矿物的类型主要有自然金、自然银、银金矿、黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿和辉钼矿等(图3、图4)。脉石矿物主要包括石英、绢云母、钾长石、斜长石、白云母和绿泥石等，副矿物主要包括石墨、金红石、独居石和磷灰石等(图3、图4)。基于热液矿物共生和交代关系，夏甸金矿的成矿过程从早到晚可划分为四个阶段：第一阶段为石英-黄铁矿-绢云母阶段，该阶段发育大量的石英及颗粒粗大的黄铁矿；第二阶段为含金黄铁矿-石英-绢云母阶段，发育黄铁矿、石英和银金矿，同时形成少量黄铜矿等硫化物；第三阶段为绢云母-石英-多金属硫化物阶段，石英、黄铁矿和黄铜矿和等载金矿物此阶段大量发育，同时发育少量方铅矿、闪锌矿和辉钼矿等金属硫化物，该阶段少量金红石与黄铁矿、黄铜矿及石英共生；第四阶段是石英-碳酸盐阶段，成矿温度低，形成石英和大量碳酸盐矿物，代表金矿化作用晚期(图4)。

图3 夏甸金矿床矿物岩石学特征

图4 夏甸金矿床中金红石分类及矿物组合

2 样品制备与分析方法

2.1 样品采集

本文选取了2种不同岩性的样品，即石墨云母片岩和黄铁绢英岩。黑云母片岩1件109B15，取自主矿区-860m水平546勘探线石门大巷(E120°20′6.213″、N37°8′8.323″)；绢英岩样品5件，包括主矿区-780m水平544勘探线沿脉的111B1(E120°20′8.310″、N37°8′9.023″)、-780m水平544勘探线沿脉的025B1(E120°20′8.340″、N37°8′9.053″)、-662m水平539勘探线沿脉的008B2-1(E120°20′8.910″、N37°8′9.823″)、-662m水平539勘探线沿脉的008B2-2(E120°20′8.980″、N37°8′9.879″)和取自北耩矿段-72m水平3号脉2028采场的113B2(E120°20′7.228″、N37°8′8.051″)。结合BSE图像，在显微镜下仔细挑选无裂隙、无蚀变和表面均一的金红石颗粒，粒径≥30μm。本次实验均以探针片为载体，对金红石进行Raman、EPMA和LA-ICP-MS U-Pb定年实验分析。

2.2 分析方法

金红石的拉曼光谱分析在中国地质大学(北京)的资源勘查实验室进行，仪器型号是Renishaw inVia，激光器激发波长为514nm，光谱计数计数时间为15s，激光束斑直径为1μm。

金红石的TIMA(TESCAN Intergrated Mineral Analyzer)实验是在南京宏创地质勘查技术服务有限公司进行的。采用配有4个能谱探头(EDAX Element 30)的Mira-3扫描电镜完成，实验前薄片喷碳。实验中加速电压为25kV，电流为9nA，工作距离为15mm，使用铂法拉第杯自动程序校准BSE信号强度和电流，使用Mn标样校准EDS信号。测试中使用解离模式，同时获取BSE图和EDS数据，每个点的X射线计数为1000。5μm大小的像素，9μm的能谱步长。

金红石的主量元素实验测试是由南京宏创地质勘查技术服务有限公司利用日本电子JXA-iSP100型号的电子探针完成。测试过程中采用15kV加速电压，20nA电流，3～5μm束斑直径。

金红石原位微区微量元素和U-Pb年龄也在南京宏创地质勘查技术服务有限公司使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)完成测试。激光剥蚀平台采用Resolution SE型193nm深紫外激光剥蚀进样系统(Applied Spectra，美国)，配备S155型双体积样品池。采用电感耦合等离子体质谱仪Agilent 7900(Agilent，美国)。详细的调谐参数见(Thompsonetal., 2018)，测试前采用50μm束斑直径、10Hz剥蚀频率、3.5J/cm2能量密度、3μm/s扫描速度的激光参数对校正标样NIST612进行剥蚀，调节气流以获得高的信号强度(238U ～6×105cps)、低的氧化物产率(ThO/Th<0.2%)。选用100μm束斑线扫NIST610对待测元素进行P/A调谐。测量质量数49Ti、51V、53Cr、90Zr、93Nb、120Sn、121Sb、178Hf、181Ta、184W、202Hg、204Pb、206Pb、207Pb、208Pb、232Th、238U，扫描时间约0.23s。金红石样品固定在环氧树脂靶或探针片上，抛光后在超纯水中清洗，分析前用分析级甲醇擦拭样品表面。采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀(剥蚀深度～0.3μm)，以保证样品表面不被污染。本次测试在束斑直径30μm、剥蚀频率5Hz、能量密度3J/cm2的激光条件下分析样品。采用Iolite程序进行数据处理(Patonetal., 2010)，金红石RMJG作为校正标样(Zhangetal., 2020a)，每隔10～12个样品点分析2个RMJG标样。气体空白采集20s，信号区间35～40s，按指数方程进行深度分馏校正(Patonetal., 2010)，普通Pb校正采用207Pb方法进行。以NIST610作为校正标样，BCR作为监测标样。49Ti作为内标计算微量元素含量，内标值根据化学式得出。

3 结果

3.1 金红石的Raman分析

本文通过拉曼实验分析，结果显示TiO2存在三种同质多象体，分别为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ型(图4、图5)。其中，Ⅰ型包括和石英、绿泥石、榍石和黑云母共生的锐钛矿和板钛矿，锐钛矿全部是榍石的退变质矿物，颗粒细小狭长(1～20μm)且颗粒之间呈紧密团簇状，其拉曼峰值特征为143cm-1、196cm-1、395cm-1、513cm-1和636cm-1(图5a中实线E)，板钛矿也是榍石的退变质矿物，颗粒较大(3～200μm)，颗粒分布稀疏，其拉曼的特征峰主要有154cm-1、247cm-1、300cm-1、321cm-1、464cm-1、547cm-1和639cm-1(图5b中实线F)；Ⅱ型为与黑云母、石英和多硅白云母共生的高硅金红石，颗粒呈长条形，表面较脏且多发生断裂，其拉曼的特征峰主要有141cm-1、238cm-1、443cm-1和608cm-1(图5c中实线G)；Ⅲ型为与黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、石英、绢云母、辉钼矿和石墨等矿物共生的低W金红石，颗粒粒径从10～100μm不等，主要呈他形块状，且在硫化物裂隙及边缘较为发育，其拉曼的特征峰主要有233cm-1、444cm-1、609cm-1和700cm-1(图5d中浅灰色实线H)和高W金红石颗粒粒径为10～300μm不等，呈他形块状，其拉曼的特征峰主要有243cm-1、440cm-1、612cm-1和814cm-1(图5d中黑色实线Ⅰ)。

图5 夏甸金矿床中标准TiO2的3种同质多象(锐钛矿、板钛矿和金红石；Meinhold, 2010)的拉曼光谱对比显示

3.2 金红石U-Pb年龄

本次选取了主成矿期的025B1、008B2-1、008B2-2和111B1四件探针片进行U-Pb年龄分析实验，对其25颗束斑直径为30μm的原位金红石颗粒进行了测试。分析结果见表1，年龄反谐和图见图6。通过Tera-Wasserburg图分析得出，数据点的回归下交点年龄值为119.3±8.4Ma(MSWD=2.9)。所得的年龄误差较大，原因是其U、Pb含量很低，207Pb/206Pb比值也很低。

表1 夏甸金矿金红石LA-ICP-MS U-Pb定年分析结果

图6 金红石的U-Pb年龄图

3.3 金红石BSE及Mapping分析

BSE和EPMA结果显示存在W含量截然不同的两类金红石，其中高W金红石W的含量可达1.672%～6.125%，平均3.480%，低W金红石W含量为0.002%～0.788%，平均0.204%(表2、表3)。另外，金红石与W、Fe和Cr关系更密切，与V关系较为密切，与Si、Nb和Al关系不密切(图7)。从图4j-k和图8可以看出，低W金红石向高W金红石的蚀变演变过程，成矿期热液流体沿着金红石的裂隙和边缘，对金红石进行脉动式充填或交代，硫化物在金红石裂隙中结晶，硫化物多的地方金红石亮度高(图4j、图7a、图8a)。为了进一步研究高W金红石和低W金红石的变化关系，对金红石的BSE强度与W浓度进行了图像分析，结果显示金红石中W含量的多少决定其亮暗程度，图8b中的5个探针的W含量值的变化与图7a中的亮暗程度的变化基本吻合，图8c中BSE校准灰色强度曲线与EPMA映射校准W强度曲线的变化趋势基本一致。

图7 夏甸金矿Ⅲ型金红石的BSE图(a)和微量元素EPMA Mapping图(b-i)

图8 BSE强度与W浓度的关系

表2 夏甸金矿高W金红石EPMA结果(wt%)

表3 夏甸金矿低W金红石EPMA结果(wt%)

夏甸金矿床中的独居石与黄铁矿等成矿期矿物共生(图4l)，独居石的发育意味着成矿热液流体中含有大量的气体和挥发分，流体中的Pr3+，Sm3+，Nd3+，Er3+和Ho3+等阳离子经常替代独居石中的Ce3+，导致轻稀土在岩浆中少，而在热液流体中偏多。

4 讨论

4.1 热液金红石的成因

常见的原生富钛矿物包括黑云母、钛磁铁矿、钛铁矿和榍石(Scott, 2005; Fengetal., 2020)。由于金成矿过程中有大量含S和CO2热液流体的参与，导致某些矿物蚀变成金红石(Force, 1981; Scott, 2005)。本文通过对夏甸金矿床中金红石共生矿物组合、结构特征和化学组分的研究，指出夏甸金矿床中金红石有两种钛的来源：①继承了胶东群前寒武纪变质岩中的榍石，含石墨石英片岩中发育榍石，而石英、黑云母及绿泥石与榍石共生，且榍石几乎都已经退变质成板钛矿和锐钛矿(图4a-c)，如方程式(1)(Scott, 2005; Force, 1981)；②花岗岩岩中的黑云母经热液流体的改造形成金红石(图4d-f)，与石英和多硅白云母共生，如方程式(2)(Scott, 2005; Force, 1981)；

CaTiSiO5(榍石)+CO2=TiO2(锐钛矿、板钛矿)+CaCO3+SiO2

(1)

K(Fe, Mg, Ti)3(Si3AL)O10(OH)2(黑云母)+S2→K(Mg, Fe)3(Si3Al)O10(OH)2(金云母)+FeS2(黄铁矿)+TiO2(金红石)

(2)

前人在证实金红石热液成因方面做了大量研究，主要有以下几个证据：金红石颗粒大小相似，成簇状分布，类似于典型的热液金红石(Pietal., 2017; Agangietal., 2019)；所选金红石颗粒在BSE下显示出片状的和不规则的特征，这是由于W、Nb、Fe和Ti在热液交代的环境中所形成的元素分区；高W的含量被认为是一个热液金红石的典型化学特征(Clark and Williams-Jones, 2004)。金矿中的金红石不仅可以从含矿热液中沉淀形成，而且还可以继承寄主岩石，虽然不同岩石和矿石中金红石的微量元素有差异(Scottetal., 2011; Agangietal., 2019)，但仍然无法区分金矿床中热液金红石，部分原因是金红石的形成年龄与围岩接近(Jemielitaetal., 1990)。本文研究的夏甸金矿床中的金红石与银金矿、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿和辉钼矿等热液金属矿物共生，此外金红石还显示交代结构和不规则环带，这表明它是热液金红石。

热液金红石中微量元素的含量不仅可以作为判断成矿性的矿物地球化学指标，而且可以明确热液流体特征和金红石来源。前人以金红石Zr和W含量的多少为标准，将金红石分成了岩浆金红石、变质金红石和热液金红石三大类，例如，热液金红石Zr(10×10-6～300×10-6)、W(1000×10-6～50000×10-6)；变质金红石Zr(300×10-6～700×10-6)、W(300×10-6～3000×10-6)；岩浆金红石Zr(400×10-6～8000×10-6)、W(4000×10-6～80000×10-6)(Zhengetal., 2022)。夏甸金矿床热液金红石的Zr(80×10-6～500×10-6)、W(1000×10-6～50000×10-6)，为便于分析讨论，此次研究将判断热液金红石的Zr和W含量范围适当扩大，即W含量低于7000×10-6为低W金红石，高于7000×10-6是高W金红石(表4、表5、图9)。

表4 夏甸金矿高W金红石LA结果(×10-6)

表5 夏甸金矿低W金红石LA结果(×10-6)

图9 热液金红石、变质金红石和岩浆金红石的W与Zr含量对比图(据Zheng et al., 2022修改)

高W金红石的出现往往代表其晶格内部发生一定的替换关系，而解析元素替代机制对于理解热液流体特征具有重要意义(Chenetal., 2022)。本文以金红石的单点探针数据为基础(表2、表3)，假设氧的阳离子数为2，铁主要以Fe3+的形式计算各个元素阳离子百分比。由二元图判别可知，靠近斜率为1的点存在1个V3+和1个Nb5+结合替换2个Ti4+的关系，即V3++Nb5+↔2Ti4+，而剩余分析点可能存在V的其他价态(V4+或V5+)，使V的阳离子数偏高而远离替代关系线(图10a)；W与V的关系图显示(图10b)，高W金红石中存在2个V3+与1个W6+结合替换3个Ti4+的关系，即2V3++W6+↔3Ti4+，而低W金红石则显示1个V3+和1个5+其他阳离子结合替换2个Ti4+，即V3++M6+↔2Ti4+；高W金红石内部的W6+和Fe3+存在较明显的线性关系(图10c)，即2个Fe3+和1个W6+结合替换3个Ti4+，即2Fe3++M6+↔3Ti4+；而低W金红石未显示这种替代关系；靠近斜率为2的直线附近的点存在2个3+价态阳离子(Fe、Cr、V)和1个W6+结合替换3个Ti4+的关系(图10d)，即2(Fe、Cr、V)3++W6+↔3Ti4+。此外，低W金红石中，Nb5+和M3+组合与Ti4+具有斜率为-0.83的负相关关系，表明Ti4+在金红石晶体位置的占比降低与Nb的替代直接相关，Nb可以通过M3++Nb5+↔2Ti4+的类似反应取代金红石中Ti4+晶格位置(图10e)；高W金红石中，W6+和两个M3+组合与Ti4+具有斜率为-1.37的负相关关系，表明Ti4+在金红石晶体位置的占比降低与W的替代直接相关，金红石中W的渗入机制存在2M3++W6+↔3Ti4+的替代关系(图10f)，这与Chenetal.(2022)得出热液流体中的高场强元素替换了金红石的钛离子观点一致。

图10 金红石阳离子百分数丰度二元图

前人(Dengetal., 2002; 王中亮, 2012)对胶东金矿床的成矿流体来源和流体包裹体进行了大量研究，发现整个胶东金矿成矿热液流体属于中低温、低盐度的CO2-H2O-NaCl型热液，且流体包裹体实验测得流体中含有F-和Cl-，而F-和Cl-可以携带大量的高场强元素和难熔元素，如Nb，Ta，Zr，V，Fe，Hf，P，Ti，Sn和W等元素(Chevychelovetal., 2005; Agangietal., 2020; Chenetal., 2022)，这为难熔元素Nb5+、V3+和W3+等阳离子置换金红石中的Ti4+提供了很好的前提条件(图10)。因此，本文提出造山型金矿中热液金红石的成因机制的假设：在金成矿期的早阶段，富钛或含钛矿物的分解或重新平衡导致了低W金红石的沉淀(图11a)；而成矿主阶段热液流体携带难熔元素及部分高场强元素多次脉动式上涌，流体中的V3+、W6+、Fe3+、Cr3+和Nb5+等离子以2M3++W6+↔3Ti4+为主要置换机制与早阶段金红石中的Ti4+进行置换形成高W金红石。高W金红石常伴随夏甸金矿床中主要的石英-硫化物阶段的矿物生长(图11b)，且微量元素数据显示了其W含量超过7000×10-6，Zr含量范围为200×10-6～600×10-6。总结前人成果，认为高W金红石为热液成因，与金矿化关系更为密切。

图11 高W金红石形成模型图

4.2 金成矿时代

关于夏甸金矿床中的金红石的成因类型，上文已经通过三点证据，证明了它是热液金红石。近年来，卡林型、浅成热液型和造山型金矿矿石中金红石的U-Pb年龄已被用于厘定金成矿的时间(Agangietal., 2019; Zhengetal., 2020; Gaoetal., 2021)。关于胶东金成矿时代前人做了大量工作，比如白云母40Ar-39Ar年龄(Yangetal., 2014; 张良, 2016)、钾长石40Ar-39Ar年龄(Yangetal., 2017)、辉钼矿的Re-Os年龄(Maetal., 2017)、磷灰石裂变径迹年龄(Zhangetal., 2016; Qiuetal., 2023)和热液独居石原位U-Pb年龄(Dengetal., 2020a)等数据，表明胶东大多数金矿床形成于120±5Ma(Yangetal., 2014; Dengetal., 2020b; Zhangetal., 2020c)。岩相学和矿相学表明，夏甸金矿床中的金红石与黄铁矿、黄铜矿和辉钼矿等共生，本次热液低W金红石U-Pb年龄为119.3±8.4Ma(图6)，位于成矿期范围内。金红石U-Pb的封闭温度范围是400～500℃(Chew and Spikings, 2015)，而夏甸金矿成矿早期黄铁矿的沉淀温度至少300～350℃、热液蚀变的温度可以高达500℃(Passchier and Trouw, 1996)，主成矿期下限约为240～300℃(许亚青等, 2013)，因而，可以推测出夏甸金矿中的热液金红石结晶于热液高温的成矿早阶段，对金成矿年龄起到了一定程度的约束作用。

5 结论

(1)本文通过3点证据证实夏甸金矿床中的金红石为热液成因，它与黄铁矿、黄铜矿和闪锌矿等共生，金红石与金矿化时间大致一致。证据如下：金红石颗粒呈簇状分布，类似于典型的热液金红石；所选金红石颗粒在BSE下显示出片状的和不规则的特征，这是由于W、Nb、Fe和Ti在热液交代的环境中所形成的元素分区；W的含量高被认为是热液金红石的一个典型化学特征。

(2)夏甸金矿床热液金红石可以划分为两种，高W金红石和低W金红石，金红石中的与W6+、Fe3+、Cr3+、V3+、Cr3+、Nb5和Ta5+等离子之间存在密切的替代关系，主要有以下几种线性关系：V3++Nb5+↔2Ti4+；2V3++W6+↔3Ti4+；V3++M6+↔2Ti4+；2Fe3++M6+↔3Ti4+；2(Fe、Cr、V)3++W6+↔3Ti4+；M3++Nb5+↔2Ti4+；2M3++W6+↔3Ti4+。本文尝试性地提出造山型金矿中的金红石内部赋存高场强元素的成因机制：在金成矿期的早阶段，富钛或含钛矿物的分解或重新平衡导致了低W金红石的沉淀；而成矿主阶段热液流体携带难熔元素及部分高场强元素多次脉动式上涌，流体中的V3+、W6+、Fe3+、Cr3+和Nb5+等离子以2M3++W6+↔3Ti4+为主要置换机制与早阶段金红石中的Ti4+进行置换形成高W金红石。高W金红石常伴随夏甸金矿床中主要的石英-硫化物阶段的矿物生长，且微量元素数据显示了其W含量超过7000×10-6，Zr含量范围为200×10-6～600×10-6。结合前人认识综合分析，得出高W金红石为热液成因，与金矿化关系更加密切。

(3)夏甸金矿床热液低W金红石U-Pb年龄为119.3±8.4Ma，位于成矿期范围内。金红石U-Pb的封闭温度范围是400～500℃，而夏甸金矿成矿早期温度位于至少300～500℃、主成矿期下限约为240～300℃，因而，推测出夏甸金矿中的热液金红石可能结晶于热液高温的成矿早阶段，对金成矿年龄起到了一定程度的约束作用。

致谢论文的完成得益于得到山东省地质矿产勘查开发局、山东黄金集团股份有限公司和夏甸金矿工作人员给予的大力支持及帮助；感谢廊坊市地科勘探技术服务有限公司和河北省地质测绘院实验室的所有辛勤付出的员工；感谢南京宏创地质勘查技术服务有限公司在实验方面给予的帮助；感谢硕士研究生巨蕾、汪浩、李嘉、汪龙、刘银龙、孙克非、蒋祥永等在野外工作上给予的帮助；感谢张雅南、陈奇、孙敏、齐宁远等博士研究生给予的讨论与帮助；感谢审稿专家的辛勤付出。