胶东夏甸金矿床构造-热历史：成岩-成矿年代学与磷灰石裂变径迹热年代学综合约束*

杨伟 张良 张炳林 王偲瑞 李大鹏 叶广利 刘向东, 4 秦秀合

胶东金矿集区位于华北古陆东南缘与苏鲁造山带复合区域，是世界上唯一已知的前寒武纪变质地体内中生代晚期形成的巨型金矿集区(Groves and Santosh, 2016; Qiuetal., 2020; Yangetal., 2022; Wangetal., 2022)，已探明黄金资源储量达5000t，占中国黄金资源总储量三分之一以上，是全球第三大金矿集区(杨立强等, 2022; Deng and Wang, 2016; Dengetal., 2020a, b; Grovesetal., 2021; 宋明春等, 2020, 2022)。近年来该区研究主要聚焦于金成矿作用的源、运、储过程，揭示了胶东金矿床独特的矿床特征和成矿机制(Deng and Wang, 2016; 王庆飞等, 2019; Dengetal., 2020a, b, c, 2022; Grovesetal., 2020; Zhangetal., 2020a; Wangetal., 2022; Yangetal., 2022; Qiuetal., 2023b)，其不同于已有的造山型、侵入岩型和岩浆热液型等金成矿模型(Grovesetal., 1998; Dengetal., 2015a, Goldfarb and Pitcairn, 2022; Xuetal., 2021, 2022)，属于独特的金矿成因类型——胶东型金矿(Dengetal., 2020a)。胶东金矿床空间分布严格受控于NE向断裂控制，成矿期北东向断裂叠加于再活化的近东西向前寒武纪基底构造上，局部应力释放派生次级断裂裂隙构成多重自相似菱形格状断裂控矿系统(杨立强等, 2014, 2019; Dengetal., 2019, 2020a, b, c)。随着深部找矿和科研工作不断取得进展，胶东金矿床的形成-变化与保存和深部资源潜力成为科研工作者最为关心的科学问题(张琪彬等, 2022)，矿床形成后所经历的不同形式和不同程度的变化对矿床的时空定位具有直接影响(柳振江等, 2010; Qiuetal., 2023a)，所以针对矿床的研究应兼顾成矿作用过程与成矿后的变化与保存，这是全面认识矿床时空分布规律、厘定矿床成因机制、开展区域矿产勘查预测的前提(翟裕生等, 2000; 宋明春等, 2022; Dengetal., 2015b)。

热年代学方法是地质年代学的一个重要分支，该方法结合矿物学、岩石学与构造地质学等研究和计算机模拟技术，以封闭温度理论和实验测试方法为基础，主要是通过研究岩石中矿物时间-温度演化的热历史来获取地表到下地壳的地质体从形成、蚀变、抬升、剥蚀的完整演化历史(Yuanetal., 2001, 2009)，因此，热年代学可用于约束成矿时代及期次、成矿后隆升与剥蚀、矿床变化与保存等问题，从而为成矿系统的研究提供独特的见解(Chakurianetal., 2003; McInnesetal., 2005; Zhangetal., 2017, 2019, 2020b)。利用构造-热年代学方法对各类型矿床成矿后隆升与剥蚀过程的定量化评估已取得很多成效，例如Mártonetal.(2010)利用磷灰石、锆石裂变径迹方法，结合40Ar/39Ar年龄和区域地质背景，反演了位于保加利亚东部的Kesebir-Kardamos沉积盆地中浅成低温热液型金成矿系统的形成、保存及剥蚀过程，并预测了有利金矿保存的潜在找矿勘查靶区；Gongetal. (2021)通过磷灰石裂变径迹分析、磷灰石和锆石(U-Th)/He定年和热历史模拟，限定了西天山延东斑岩型铜矿床多阶段隆升剥蚀历史，揭示了古生代斑岩型矿床得以保存的原因；张琪彬等(2022)利用采自胶东焦家金矿床4个钻孔中-1100～-2000m标高的6件样品进行磷灰石与锆石裂变径迹分析，揭示出焦家金矿床自成矿至今的冷却和剥露历史，估算该矿床总剥蚀厚度为5.2±1.2km，并结合成矿深度和深部钻探验证等工作综合推断该区-5000m标高以浅具备良好的金成矿条件和巨大的找矿潜力；Liuetal. (2017)在胶东三山岛金矿床0～-3563m深度范围内间隔500m分别采集了12件蚀变岩样品进行磷灰石和锆石的 (U-T)/He热年代学分析，根据测试年龄随深度的变化规律，推测该矿床隆升剥蚀历史，估算该矿床总剥蚀量约为5.1km。

夏甸超大型蚀变岩型金矿床位于胶东招平金矿带中南段，目前已探明金资源储量达200余吨(Yangetal., 2016b)，矿体主体赋存于招平主断裂下盘的玲珑花岗岩中。该矿床成岩成矿时代已有较好限定(Zhangetal., 2010, 2020a; Yangetal., 2012, 2016b; Maetal., 2013, 2017)，Maetal. (2017)对该矿床中新鲜玲珑花岗岩的锆石进行LA-ICP-MS U-Pb定年，结果表明该岩体于159.5±0.9Ma侵位，与Zhangetal. (2010)和Maetal. (2013)的研究结果相近；Yangetal. (2012)对夏甸地区附近出露的郭家岭花岗岩的两件样品的锆石U-Pb定年结果显示该岩体于129±1Ma侵位结晶；夏甸金矿床中与载金矿物共生的热液绢云母40Ar/39Ar和热液独居石U-Pb年龄表明金成矿作用发生在约120Ma(Maetal., 2017; Zhangetal., 2020a)。然而，该矿床成岩-成矿演化与成矿后变化-保存过程尚缺乏有效约束，制约了对该成矿系统的认识和深部找矿勘查。为此，本文结合野外地质调研、已有年代学数据、岩相学和矿相学研究以及锆石U-Pb定年和磷灰石裂变径迹分析，剖析该矿床的构造-热历史，为深入认识该矿床形成、变化与保存全过程提供新佐证，为深部成矿潜力评价和找矿勘查工作提供科学依据。

1 区域地质与矿床地质

1.1 区域地质

胶东地区位于华北克拉通东南缘，西以郯庐断裂为界与鲁西相隔，东南与苏鲁超高压变质带与秦岭-大别造山带衔接，中间被NE向五莲-烟台断裂分为两部分(图1)，东为苏鲁地体北段，西为胶北地体(杨立强等, 2014; 张良, 2016)。胶北地体由胶莱盆地和胶北隆起组成(图1)，胶东地区85%以上的黄金资源分布于胶北隆起中。胶北隆起出露的前寒武纪变质基底岩性主要为新太古代胶东岩群TTG片麻岩组合、古元古代粉子山和荆山岩群以及新元古代蓬莱群变质-沉积岩序列组成(杨立强等, 2014)；该区侵入前寒武纪基底变质岩的中生代岩浆岩主要有三期(图1)：(1)晚侏罗世(约163～150Ma)黑云母二长花岗岩、二长闪长岩、石英闪长岩和花岗闪长岩(Yangetal., 2012; Maetal., 2013)，多呈大岩基产出，组成玲珑杂岩体，呈东西向展布；(2)早白垩世中期(约132～123Ma)似斑状花岗闪长岩由三山岛、上庄、北截、丛家和郭家岭等系列东西向排列的岩体组成，从西到东成分具有由花岗岩→花岗闪长岩→碱性岩变化的特征(刘跃等, 2014; 杨立强等, 2014)；(3)早白垩世晚期(约125～90Ma)发育碱性花岗岩和高钾中性-铁镁质岩脉(Gossetal., 2010; Lietal., 2012; Liuetal., 2018, 2020)，前者以胶北地体的艾山和雨山岩体等为代表，后者成群集中于金矿区。

图1 胶东金矿集区地质简图(据杨立强等, 2014修编)

胶北地体发育系列EW向基底构造带，主要为古老基底褶皱及与之伴生的断裂构造共同组成的褶断带，被系列NE-NNE向脆性断裂带叠加改造(杨立强等, 2019)。NE-NNE向断裂带是区内最重要的控矿构造，被认为是郯庐断裂带的次级断裂(Goldfarbetal., 2001; Qiuetal., 2002)，这些断裂带在区内空间上分布较均匀(图1)，间距约为35km，且在整个区域内彼此近似平行，由西向东分别为三山岛-仓上断裂带、焦家断裂带、招远-平度断裂带、蓬莱-栖霞断裂带，胶北地体内金矿床的分布严格受这些断裂的控制(杨立强等, 2014; Dengetal., 2020a, c)。研究表明这些控矿断裂经历了从挤压到剪压和剪张再到伸展的构造体制转换过程，大规模金成矿作用受控于NNW-SSE向主构造应力场引起的剪压-剪张构造体制转换过程(Goldfarb and Santosh, 2014; Dengetal., 2018, 2019; 杨立强等, 2019)。

Charlesetal. (2011, 2013)通过一系列地质和地球物理工作识别出了整体呈NNE向展布的非对称的玲珑变质核杂岩(图2)，东以招平拆离断层为界，西以焦家拆离断层为界(图2; Wuetal., 2020)，沿这两条拆离断层发育有一系列蚀变岩型和石英脉型金矿床(图2)，例如焦家、夏甸以及大尹格庄等超大型金矿。招平拆离断层走向为20°～40°，倾向SE(或SEE)，延伸距离约100km(图2)，该拆离断层由深部韧性变形带与浅部脆性变形带组成。深部韧性剪切作用改造了晚侏罗世和早白垩世深成岩以及新太古代变质岩，形成初糜棱岩和糜棱岩以及局部的超糜棱岩；浅部脆性变形带通常平行于下部韧性剪切带，由几条以角砾岩化或碎裂岩化带为代表的脆性断裂组成；脆性构造与韧性构造的交切关系表明，脆性构造的发育晚于韧性剪切活动，并沿韧性剪切带顶部发育(Wuetal., 2020)。

图2 胶北隆起地质简图(据杨立强等, 2019; Charles et al., 2013修编)及NW-SE向横切玲珑变质核杂岩剖面图(据Charles et al., 2011修编)

1.2 矿床地质

夏甸金矿床位于招平拆离断裂带中部(图2)，已探明黄金资源总储量超过200t(Yangetal., 2016b)，为胶东地区典型的蚀变岩型金矿。矿区内出露的主要岩性单元为新太古代胶东岩群黑云变粒岩、黑云斜长角闪片麻岩和角闪岩以及晚侏罗世玲珑花岗岩(图3a)，早白垩世郭家岭花岗闪长岩在夏甸矿区的西南部有露头，说明其很可能隐伏于该矿床深部(Zhangetal., 2010)，此外，该矿区还发育一系列早白垩世煌斑岩和闪长玢岩等中基性脉岩，多数分布在招平主断裂下盘，大多数走向呈NNE向，部分为NE向，倾向NW(图3a)。

图3 夏甸金矿床地质简图(a,据Yang et al., 2016b修编)、535勘探线剖面图(b)及-652m中段532穿脉剖面图，显示构造-蚀变-矿化结构以及采样位置(c)

矿体的空间展布受沿新太古代胶东岩群变质岩与中生代玲珑花岗岩岩性界面发育的招平拆离断层的控制(图2、图3)，Ⅶ号矿体为夏甸金矿金资源储量的最重要组成，占已探明储量的93%，实际上由13个单矿体组成，矿体严格受主断裂及其在下盘所伴生、派生的次级断裂、节理裂隙系统的控制(图3b, c；张炳林，2018)；矿体形态主要呈脉状、透镜状、网脉状的复杂特征，沿走向和倾向具有膨胀夹缩、尖灭再现的空间展布特征，沿倾斜方向向深部延伸长度大于沿矿体走向的延长(图3b)。

招平拆离断层早期正向拆离活动导致下盘经历了早期的糜棱岩化韧性变形作用形成糜棱岩化花岗岩，并控制了早期韧性变形域中的热液蚀变(图4)，期间伴随着下盘玲珑花岗岩沿拆离断层的剥蚀作用(Charlesetal., 2013; Yangetal., 2016b)。糜棱岩化花岗岩具有剪切花岗岩的典型特征，在镜下可观察到长石的σ残斑与重结晶的石英条带(图4)。主期热液蚀变和金成矿作用受控于晚期脆性变形，金成矿流体沿脆性构造裂隙对招平拆离断层上、下盘的地质体进行蚀变交代作用，上盘胶东岩群变质岩蚀变作用较弱，下盘紧邻主断裂的玲珑花岗岩发生强烈热液蚀变作用，各类碎裂蚀变岩沿断裂带广泛发育，形成宽达数百米的热液蚀变分带(图3c)，远离主断裂依次为(黄铁)绢英岩化带、硅化带、钾长石化带。

图4 夏甸金矿床糜棱岩化花岗岩样品正交偏光镜下变形特征

根据显微镜下岩相学与矿相学特征(图5)，可将主期热液蚀变作用分为四个类型：钾长石化蚀变、黄铁绢英岩化蚀变、碳酸盐化蚀变。早期的糜棱岩的韧性变形特征在成矿期碎裂蚀变岩中仍有所保留，说明晚期脆性变形叠加在早期韧性变形之上。钾长石化蚀变的镜下特征为少量斜长石被钾长石所交代，并伴随少量黄铁矿的形成(图5)，一般认为钾长石化蚀变发生在成矿前(Wenetal., 2016; 汪浩等, 2020)，为成矿作用的先导，钾长石化蚀变前后围岩的摩尔体积发生变化，导致钾长石化蚀变岩的抗压强度降低(徐兴旺等, 2002; Xuetal., 2004)，进而利于在成矿期因构造活动而产生断层、节理裂隙作为容纳成矿流体的渗透性构造；黄铁绢英岩化为主成矿阶段最重要的热液蚀变类型，与金矿化作用密切相关，显微镜下可观察到长石被交代形成细粒的绢云母、粗粒的白云母和石英，同时有大量载金矿黄铁矿形成(图5)；碳酸盐化蚀变发生在成矿作用晚期，一般以碳酸盐矿物细脉的形式穿切早期热液矿物(图5)，该阶段蚀变标志着矿化作用的结束。

图5 夏甸金矿床典型矿石样品蚀变-矿化显微镜下照片

2 样品采集与测试方法

2.1 样品采集

为了确定区域岩浆热事件的年龄，本研究在夏甸金矿床北耩矿段(E120°20′7.228″、N37°8′8.051″)-191m水平巷道井口采集了新鲜的玲珑黑云母花岗岩(XD15D001B1)，由于夏甸目前的井下工程巷道中未发现郭家岭花岗岩，所以郭家岭型花岗闪长岩样品(DYG24ZK1B2)采自距离夏甸金矿床北部约15km的大尹格庄金矿床深部钻孔(24ZK1；E120°23′37″、N37°18′49″)-1530m处岩心。将以上两件样品进行锆石LA-ICP-MS U-Pb定年。

为了建立夏甸金矿成矿后构造-热演化历史，选择夏甸金矿Ⅶ号矿体(E120°20′22.492″、N37°7′47.880″)-652m水平中段533穿脉采集样品进行磷灰石裂变径迹分析，该穿脉较好地揭露了主断裂带上盘、下盘、招平拆离断层带中的糜棱岩、碎裂岩、角砾岩以及与成矿相关的脆性构造裂隙和各种蚀变岩，系统采集了招平拆离断层上、下盘经历不同变形程度的岩/矿石样品总共7件(图3c)，从拆离断层下盘到上盘分别为：下盘未变形的黑云母花岗岩(XD08)；拆离断层带中的黄铁绢英岩(XD51)、黄铁绢英岩化花岗质糜棱岩(XD46)、黄铁绢英岩化超糜棱岩(XD38)和黄铁绢英岩化角砾岩(XD37)；以及上盘的斜长角闪岩(XD34)和断层泥(XD32)。每件样品至少重3kg，确保可以挑选出足够的磷灰石单矿物进行实验，对这7件样品全部进行了磷灰石裂变径迹测试。

2.2 锆石U-Pb定年

锆石LA-ICP-MS U-Pb定年的测试分析在合肥工业大学资源与环境学院LA-ICP-MS实验室完成。两件花岗岩类样品经人工破碎至80～100目，通过重液、电磁仪等方法分离分选出锆石；然后用双目镜挑选出无裂痕、包裹体含量少并且具有代表性的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面，待固化后打磨抛光至露出光洁平面；再进行透反射和阴极发光(CL)照像，根据图像特征来选择锆石测试点位，以避开内部裂隙、包裹体及不同成因区域的年龄，以期获得相对较准确的年龄信息。锆石定年分析所用的仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的激光剥蚀Newwave UP 213系统。

2.3 磷灰石裂变径迹测试

将样品粉碎到60目左右，通过传统的电磁选、重液选等手段提纯获得足够用于裂变径迹分析的磷灰石单矿物。裂变径迹测试在中国科学院高能物理研究所采用外探测器法(Gleadow and Duddy, 1981)完成。磷灰石单矿物颗粒用环氧树脂制靶，对其进行压平和抛光以揭露矿物颗粒内表面，同时进行光学光洁度处理。磷灰石样品在25℃条件下在5.0%的HNO3溶液中持续蚀刻30s，样品辐照在中国原子能科学院492热中子核反应堆进行，该反应堆镉金比大于100，热化充分。在对磷灰石样品的测试中，中子通量通过CN-5铀标准玻璃进行标定(Yuanetal., 2009)。辐照后，被作为外探测器的白云母在25℃条件下置于40%的HF溶液中连续蚀刻20min，从而揭露白云母中诱发的裂变径迹。最后在1000倍镜下测量自发和诱发的径迹密度以及测量标准监测玻璃的诱发径迹密度(标准径迹密度)，测量磷灰石样品内裂变径迹的长度信息。

为更好地确定样品年龄，每件样品通常选取多于20个晶粒进行测试，本次测试结果的中值年龄用Zeta校准方法(Hurford and Green, 1983)计算。CN-5铀标准玻璃的Zeta值为389.4±19.2(1σ)，通过Green (1981)的方法计算1σ误差。卡方(χ2)检验被用于评价所分析的颗粒是否属于同一组年龄(Galbraith, 1981)，当卡方检验值P(χ2)>5%时，认为所有单颗粒年龄同组。由于磷灰石裂变径迹退火的各向异性，仅测量菱形磷灰石晶体中平行于C轴的水平围限径迹长度。

3 数据结果与解释

3.1 锆石U-Pb定年

本研究所采集的玲珑花岗岩样品中的锆石具有明显的振荡环带结构，表现出典型的岩浆锆石特征(Wuetal., 2005)。锆石长径范围70～210μm，长宽比约为2:1～6:1，多呈长柱状(图6a)，Th/U比值极少数小于0.1，其余变化在0.1～1.55(表1)，部分锆石内部发育有不规则的晶核，个别表现出浑圆状形态，指示其为继承或捕获锆石。对玲珑黑云母花岗岩样品XD15D001B1中45个锆石测点进行了LA-ICP-MS U-Pb定年，获得的表面年龄变化范围为129±3.6Ma～2226±48.7Ma(表1)，其中17个测点的206Pb/238U年龄集中在135±4.0Ma～168±4.5Ma(表1)，在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上均投影在谐和线上或附近(图6c)，206Pb/238U加权平均年龄为151.7±2.1Ma(MSWD=1.03，2σ；图6d)。其余21个测点的年龄相对比较分散，其中16个测试点的206Pb/238U年龄为173±5.18Ma～795±20.7Ma(表1)，其余5个测试点有较老的年龄，207Pb/206Pb年龄为1739±72.5Ma～2518±52.5Ma(表1)。

表1 玲珑黑云母花岗岩(样品XD15D001B1) LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄数据

图6 典型锆石CL图像、LA-ICP-MS锆石 U-Pb谐和图与206Pb/238U加权平均年龄

本次研究所采集的郭家岭型花岗岩样品中的锆石具有典型的振荡环带结构，具典型的岩浆锆石特征(Wuetal., 2005)。锆石长径60～160μm，长宽比2:1～3:1，呈自形短柱状(图6b)，Th/U比值为0.2～1.02(表2)，部分锆石颗粒内发育不规则晶核，指示为继承锆石。对郭家岭花岗闪长岩样品DYG24ZK1B2中40个锆石测点进行了LA-ICP-MS U-Pb定年，获得的表面年龄变化于119±3.3Ma～2250±49.1Ma(表2)，其中18个有效测点的206Pb/238U年龄集中在121±3.4～135±4.0Ma(表2)，在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上均投影在谐和线上或附近(图6e)，206Pb/238U加权平均年龄为125.8±1.6Ma(MSWD=0.98，2σ；图6f)。

表2 郭家岭花岗闪长岩(样品DYG24ZK1B2) LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄数据

综上所述，本次研究所获玲珑黑云母花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为151.7±2.1Ma，郭家岭花岗闪长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为125.8±1.6Ma，除了这些集中在约150Ma代表玲珑型花岗岩和约130Ma代表郭家岭型花岗岩的岩浆岩结晶年龄外，在玲珑花岗岩和郭家岭花岗岩的样品中均获得了较老的继承锆石的年龄。

3.2 磷灰石裂变径迹数据

夏甸金矿床磷灰石裂变径迹(AFT)年龄如表3和图7所示，上下盘和拆离断层带样品年龄并未有明显差别，所有的AFT年龄都具有中-低年龄分布特征，雷达图显示所有样品的单个晶粒年龄范围分布较广，但是所有样品均通过了P(χ2)检测，P(χ2)值分布在22.9%～99.9%之间，这表明用于计算中值年龄的单个颗粒年龄来自一个年龄群体(Galbraith and Laslett, 1993)。整体来看，所有样品的AFT中值年龄主要集中于两个时期：(1)来自玲珑拆离断裂带和下盘未变形黑云母花岗岩以及上盘弱变形斜长角闪岩6件样品的AFT年龄范围为32.5±1.7Ma(1σ)～23.6±2.9Ma(1σ)之间；(2)招平拆离断层上盘距主断裂面30m处次级断层中断层泥样品XD32的AFT年龄为17.8±2.2Ma(1σ)，明显小于主体年龄区间，可能是断层活动导致的热异常引起年龄重置和重新冷却计时。

图7 磷灰石裂变径迹年龄雷达图

6件磷灰石样品被用于裂变径迹长度测量(表3、图8)，径迹长度分别为13.8±0.2μm(XD08)、13.0±0.3μm(XD46)、13.8±0.3μm(XD32)、12.5±0.2μm(XD38)、12.4±0.3μm(XD34)和12.0±0.3μm(XD51)。样品径迹长度均为单峰分布，略具负偏斜特征，径迹长度平均值低于14μm(范围12.0±0.3μm～13.8±0.3μm)，标准偏差范围为1.4～1.9μm。与其他样品相比上盘次级断层中断层泥样品(XD32)的平均径迹长度(MTL)较长，而且U含量较低(5.78×10-6)，说明次级断层可能经历了强烈的构造活动，使其封闭体系完全重置，故下文不再对此样品的数据进行讨论。所有样品的AFT年龄差异很大，而MTL差异很小，表明除了XD32外，其余所有样品单调缓慢通过磷灰石裂变径迹部分退火带(125～60℃; Gleadow and Duddy, 1981)，并经历了相似的热历史。

图8 磷灰石裂变径迹长度直方图

表3 夏甸金矿床磷灰石裂变径迹年龄数据

3.3 热历史模拟

本研究实验测试获得6件样品裂变径迹长度信息，选取测量径迹条数>100的XD38的样品进行热历史模拟，以确保热历史模拟结果具有较高的可靠性。采用Ketchametal. (2007)的退火模型和蒙特卡洛方法，利用磷灰石单颗粒径迹长度、年龄、退火带温度等参数在HeFTy软件中进行热历史模拟。为充分利用测试数据结果，尽量减少人工干扰，获得更加贴合实际的模拟热历史，热历史模拟设置了较为宽泛的参数：(a)现今穿脉中岩石温度20±5℃；(b)磷灰石裂变径迹年龄±3σ对应温度120～60℃。当模拟获取足够100条好的热历史曲线时，软件自动终止模拟，此时已经获取了上千条可以接受的热历史曲线，为热历史反演模拟结果提供了可靠的支撑。热历史模拟结果显示AFT模拟年龄和测试年龄之间的拟合度值(GOF)为1，说明热历史模拟结果可靠。热历史模拟最佳路径显示(图9)，样品在约21.5Ma前冷却速率较为缓慢，其后经历了一次短暂的冷却速率提升过程，在12.5Ma时冷却速率进一步加快。

图9 基于AFT数据的热历史模拟

4 讨论

4.1 早白垩世构造-岩浆演化与金成矿事件

胶东金矿集区作为世界上最大的花岗岩容矿的金矿区之一，超过95%的金矿赋存在中生代花岗岩类中(Zhai and Santosh, 2011; Goldfarb and Santosh, 2014; Yangetal., 2018b)，大多数金矿床的产出受控于沿玲珑花岗岩与前寒武纪变质岩的岩性界面发育的断裂构造带，如焦家、大尹格庄和夏甸金矿等超大型金矿床；少数金矿床的产出受控于沿玲珑与郭家岭花岗岩的岩性界面发育的断裂构造带，比如三山岛、新城等超大型金矿床。因此金矿化与中生代岩浆活动的关系成为了胶东金矿集区的研究热点之一(Tanetal., 2012; Yangetal., 2018b)。然而，胶西北中生代金矿床与岩浆岩的紧密空间关系并不意味着两者有成因联系。Zhangetal. (2020a)综合分析了关于胶东地区岩浆活动和成矿作用的年龄数据，排除了玲珑花岗岩与金矿化事件之间的成因关系。新的高精度年代学数据表明120Ma是胶东主要金成矿期(Maetal., 2017; Fengetal., 2018; Yangetal., 2018b; Zhangetal., 2020a; Dengetal., 2020b)，玲珑花岗岩侵位比金成矿早30～40Myr，虽然金成矿时间接近于郭家岭花岗岩的侵位峰期，但两者之间仍存在约8Myr的间隔，金成矿事件发生在岩浆作用间歇期(Zhangetal., 2020a; Dengetal., 2020a, b)。另外，胶东金矿床流体包裹体显微测温数据显示成矿流体的最高温度约为350℃(Fanetal., 2003; Wenetal., 2015)，低于岩浆流体的温度(通常>573℃)，成矿流体密度也低于岩浆热液的平均密度(Songetal., 2015)，流体包裹体氢-氧同位素数据和热液黄铁矿He-Ar同位素数据表明成矿流体主要来自富集地幔，矿石和蚀变岩Sr-Nd-Pb同位素数据表明成矿流体和成矿物质源于富集岩石圈地幔(杜佛光, 2019)。因此，已有地质-地球化学与地质年代学证据不支持金成矿作用与玲珑和郭家岭岩体之间的成因联系。

夏甸金矿床主要发生了晚侏罗世和早白垩世两期岩浆作用，玲珑花岗岩为夏甸金矿床的主要赋矿围岩，而郭家岭花岗闪长岩仅在夏甸矿区西南有露头(Zhangetal., 2010)，在离夏甸金矿床北边15km的大尹格庄金矿24ZK1钻孔的-1530m处发现了郭家岭花岗闪长岩的存在，说明夏甸金矿床深部也很可能发育有郭家岭岩体。针对这两类岩体的源区性质、侵位时代与地球动力学机制前人已经做了大量的工作(苗来成等, 1998; 张田和张岳桥, 2008; 王栋, 2012; Jiangetal., 2012; Yangetal., 2012, 2018b; Maetal., 2013; Lietal., 2015)。综合本文和前人对夏甸地区(附近)玲珑花岗岩与郭家岭花岗岩的锆石U-Pb定年结果，表明玲珑花岗岩在160±2.9Ma～151.7±2.1Ma之间侵位(表4、图10；Yangetal., 2012, 2018b; Maetal., 2013, 2017)，郭家岭花岗岩在129±1Ma～125.8±1.6Ma之间侵位(表4、图10；Yangetal., 2012)。

图10 夏甸金矿床中生代地质事件年龄

表4 夏甸金矿床中生代地质事件年龄统计

热年代学证据显示玲珑花岗岩在约158Ma侵位后缓慢冷却，而郭家岭花岗岩在约128Ma侵位后经历了快速冷却，40Ar/39Ar热年代学数据表明在约124～123Ma时玲珑花岗岩与郭家岭花岗岩都已经冷却到约300±50℃(Lietal., 2003; Charlesetal., 2013)，因此处在该时期的侵入岩体引发的P-T条件最有利于使金在接近韧-脆性过渡带的位置沉淀(Zhangetal., 2020a)。具体来说，成矿作用起始时期作为赋矿围岩的玲珑和郭家岭岩体自身300±50℃的温度导致其能干性较弱，容易发生韧性变形而渗透性结构不发育，夏甸金矿床发育成矿前韧性剪切带及岩浆成因黑云母和石英发育韧性变形组构证明了这一点(图4；Yangetal., 2016b)；夏甸金矿床矿石中热液独居石U-Pb年龄和热液白云母40Ar/39Ar年龄显示成矿作用发生在120Ma左右(Maetal., 2017; Zhangetal., 2020a)。该时期在构造应力和超静岩压力的成矿流体作用下导致在岩石尺度发生脆性变形作用并在矿物颗粒尺度发育延伸裂隙，引发了流体相分离和硫化作用，形成胶东地区典型的“石英-硫化物脉型”、“黄铁绢英岩型”等金矿化类型(Yangetal., 2016a, 2018a; Dengetal., 2020a)。

4.2 金矿床热历史及变化保存过程

根据不同矿物某种同位素体系封闭特性的不同，建立冷却温度与年龄的冷却曲线，可用来反演某地区或地质体的热演化历史(Grimmeretal., 2002; 柳振江等, 2010; Balestrierietal., 2011; Falkowskietal., 2016)，反演过程通常需结合多种热年代学方法来进行综合约束。另外，热年代学可以用于定量化评估矿床的成矿后隆升-剥蚀(McInnesetal., 2005)，为学者们研究矿床的保存潜力提供了良好的借鉴(Yuanetal., 2001; 张琪彬等, 2022)。

根据前文收集整理的夏甸地区各类热年代学数据，可恢复该金矿床的冷却-剥蚀历史(图11、图12)。区域伸展作用初始时期，下地壳部分熔融形成的重熔岩浆在伸展构造背景下侵位形成玲珑花岗岩体(图11；约163～151Ma；Yangetal., 2012, 2018b; Maetal., 2013, 2017)，该岩体以约19℃/Myr的冷却速率在约143Ma时(玲珑花岗岩白云母40Ar/39Ar年龄；Yangetal., 2016b)冷却至白云母40Ar/39Ar封闭温度400℃(图11、图12)；其后伴随着沿招平拆离断层正向拆离和剥蚀过程中以25.0±9.1℃/Myr的冷却速率在135.0±3.1Ma时(锆石裂变径迹年龄；Yangetal., 2016b)冷却至锆石裂变径迹封闭温度240±50℃(图11)，需要说明的是该ZFT结果是被玲珑花岗岩中受控于早期韧性变形的热液蚀变所重置的原岩ZFT年龄(张良, 2016; Zhangetal., 2020a)；约129±1Ma至125.8±1.6Ma之间郭家岭岩体侵位(图11；Yangetal., 2012)，在一定程度上加热了玲珑岩体(图11；刘跃等，2014；Wangetal., 2014)，郭家岭花岗岩侵位时期，其本身及玲珑岩体经历了韧性变形(表4、图10；Charlesetal., 2013)，同时发生了受控于韧性变形的早期热液蚀变作用(图11、图12；Zhangetal., 2020a)；其后于约120Ma沿招平拆离断层发生了大规模的热液蚀变和金成矿作用(图11；Maetal., 2017; Zhangetal., 2020a)，此时赋矿围岩已经冷却至ZFT封闭温度240℃以下(Yangetal., 2016b)。

图11 夏甸金矿床冷却历史

图12 夏甸金矿床早白垩世以来冷却-剥蚀过程(据Yang et al., 2016b修编)

上述构造-热事件终止后，后期仍有断裂活动发生，并被切割矿体的断层泥所记录，但该事件绝对时限不详。锆石(U-Th)/He数据指示该矿床于104.5±15.0Ma～86.1±10.8Ma(2σ)冷却至193～175℃(表4、图11；Zhangetal., 2020a)，冷却速率大于3.7℃/Myr，由于锆石裂变径迹和(U-Th)/He封闭温度有部分重叠，冷却速率上限不可知。最终该矿床大致于32.5±3.4Ma～23.6±5.8Ma(2σ)(AFT中值年龄)冷却到125～60℃(磷灰石裂变径迹封闭温度；图11)，冷却速率为1.48℃/Myr，并逐步冷却至现今近地表温度25±5℃(图11、图12)。AFT热历史模拟结果表明(图9)，矿床于约21.5Ma时冷却至80±5℃，其后冷却速率加快，于约12.5Ma冷却至65±5℃，之后冷却速率进一步提升(图9)。21.5Ma至今的冷却速率为2.55℃/Myr，明显快于104.5±15.0Ma～86.1±10.8Ma至32.5±3.4Ma～23.6±5.8Ma的冷却速率。AFT热历史模拟结果所显示的两个冷却速率的提升过程与25Ma以来中国东部大陆玄武岩喷发活动增强(李曙光和汪洋, 2018)有关，在该区域性地质活动的影响下胶东地区在该时期构造岩浆活动较为强烈(张琪彬等, 2022)，导致地壳抬升冷却速率增大；12.5Ma冷却速率的进一步提升对应邻区渤海盆地中大多数凹陷(如辽西、辽东、渤东、黄河口和山南凹陷)在15～10Ma期间沉积速率提升的过程(汤良杰等, 2008)，新近纪郯庐断裂轻微的正断活动可能导致了其上盘一侧渤海盆地的相对快速的沉降和沉积，而其下盘的胶北隆起区恰恰是相对快速的冷却和剥蚀(张田和张岳桥, 2008; 詹润和朱光, 2012)。

Yangetal. (2016b)对本文中全部样品进行了锆石裂变径迹年龄分析，中值年龄在135.0±3.0Ma(1σ)～130.1±2.2Ma(1σ)之间(去除样品XD32的数据)。本研究在成矿期44℃/km的地温梯度和现今17～20℃/km的地温梯度基础上(唐军，1998; Yangetal., 2016b)，大致将平均地温梯度设为35℃/km计算成矿后冷却和抬升速率。由同一样品的ZFT年龄和AFT年龄限制的时期内，冷却速率或剥蚀速率可以通过矿物对的封闭温度计算(Kohnetal., 2002)，计算公式如下：

Vc=ΔT/Δt

Ve=Vc/G

上式中，Vc为冷却速率；Ve为剥蚀速率；ΔT为AFT法与ZFT法的封闭温度差；Δt为AFT法和ZFT法得到的年龄差值；G为地温梯度。

计算结果表明，135.0±3.0Ma～130.1±2.2Ma与32.5±1.7Ma～23.6±2.9Ma期间的平冷却速率约为1.3℃/Myr～1.9℃/Myr，平均冷却速率约为1.6℃/Myr，平均剥蚀速率约为0.046km/Myr，平均总剥蚀量约为5km(图12)。在正常地温梯度30℃/km的基础上，对比目前夏甸金矿-652m中段的温度(25℃，0Ma)，可以计算在AFT中值年龄至今这段时期的冷却速率和剥蚀速率，结果表明AFT中值年龄之后这段时期的平均冷却速率约为3.4℃/Myr，平均抬升速率较低，平均剥蚀速率为0.113km/Myr，平均总剥蚀量约为3km(图12)。综上所述，由于缺乏主成矿期的锆石裂变径迹年龄数据来计算主成矿期至今的平均剥蚀速率，故利用本文中已获得的135.0±3.0Ma～130.1±2.2Ma至32.5±1.7Ma～23.6±2.9Ma的平均剥蚀速率作为135.0±3.0Ma～130.1±2.2Ma至主成矿期(120Ma)的平均剥蚀速率，计算该期间(约15Ma)的总剥蚀量，结果显示该期间总剥蚀量约为0.66km。因此，夏甸金矿自形成至今的总剥蚀量约为7km。

4.3 深部成矿潜力评估

胶东型金矿床空间分布严格受断裂控制，构造控矿特征与典型造山型金矿床较为类似(Goldfarb and Santosh, 2014)。Grovesetal. (1998)提出造山型金矿床地壳连续成矿模式，该模型表明即使造山型金矿床部分原生浅成矿体已被剥蚀，其深部中-深成矿体仍可能具有较大资源潜力。前人基于胶东金矿床流体包裹体温压数据限定的成矿深度结果表明该区矿床以中成至浅成型为主(Fanetal., 2003; Wenetal., 2015; Yangetal., 2017; Guoetal., 2017)，中成和浅成矿床的共存表明胶东金矿集区金矿化形成的深度范围较大(Zhangetal., 2020b)。柳振江等(2010)开展了胶西北金矿集区磷灰石裂变径迹分析，以揭示该区矿床成矿后隆升与剥蚀程度，研究结果表明自110Ma以来沿三山岛、焦家和招平断裂带分布的大型、特大型矿床剥蚀速率较低，最大剥蚀量不超过4.5km，尚未达到最大成矿深度；山东省地质科学院在焦家金矿床深部实施的ZK01钻探工程在-2810～-2854m处揭露到多层工业矿体(于学峰等, 2019)；这说明在目前已证实的-2000m标高以深(张琪彬等, 2022)，尚有较大的找矿潜力。与区域成矿后构造演化和隆升剥蚀历史一致，夏甸金矿床冷却和剥蚀历史显示该金矿床成矿后冷却缓慢，对应剥蚀速率相对较小，现今钻探工程探明矿体最大深度约为1.5km(550ZK6，最大见矿深度-1573.53m)，估算的成矿深度为5～12km(林文蔚和殷秀兰, 1998; Yangetal., 2014a)，说明其深部仍有较大找矿潜力，建议结合矿体空间分布规律，合理布置探矿工程对深部隐伏矿体进行勘查。

5 结论

本文利用赋矿玲珑和郭家岭花岗岩新的锆石U-Pb年龄以及磷灰石裂变径迹热年代学数据并结合已有热年代学资料建立了夏甸金矿床的构造-热演化历史，揭示了该矿床成岩-成矿以及成矿后隆升-剥蚀过程，探究了深部找矿潜力，取得以下主要结论：

(1)岩石组构特征与锆石U-Pb和已有黑/白云母40Ar/39Ar年龄指示160～151Ma赋矿玲珑花岗岩侵位并缓慢冷却，129～125Ma郭家岭花岗闪长岩侵位并发生同岩浆韧性变形；其后郭家岭岩体快速冷却；约124Ma赋矿玲珑和郭家岭花岗岩均冷却到了350±50℃，区域韧脆性变形转换。与载金矿物共生的热液绢云母40Ar/39Ar和热液独居石U-Pb年龄表明120Ma大规模脆性变形叠加，深源含金流体于拆离断层韧-脆性转换带至脆性角砾岩带间发生强烈热液蚀变和金成矿。

(2) 6件未受极端异常热事件影响的样品AFT中值年龄范围为32.5±3.4Ma～23.6±5.8Ma(2σ)，表明矿床大致于该时代冷却至125～60℃；AFT热历史模拟显示在21.5Ma和12.5Ma该矿床分别经历了两次冷却速率的升高，与同时期中国东部大陆区域伸展和玄武岩喷发活动的增强相关联，在该事件的影响下胶东地区构造岩浆活动相较于前一阶段明显增强，导致地壳抬升冷却速率明显加快，新近纪郯庐断裂轻微的正断活动导致12.5Ma冷却抬升速率进一步提升。

(3)夏甸金矿床成矿后剥蚀速率较低，自主成矿期至今的平均剥蚀速率约为0.059km/Myr，总剥蚀量约为7km，鉴于现今钻探工程探明矿体最大深度约为1.5km，且估算的成矿深度为5～12km，推断该金矿床深部仍有较大的找矿潜力。

致谢论文的完成得益于中国地质大学(北京)邓军院士、杨立强教授、袁万明教授和邱昆峰教授的指导和帮助；野外工作得到了夏甸金矿相关工作人员的大力帮助及支持；研究生谢东、巨蕾协助完成了数据收集和整理工作；两位匿名审稿人提出了宝贵的修改意见；谨此致谢。