胶东大柳行金矿矿床特征及成因探讨

2021-11-04黄鑫

西北地质 2021年4期

黄鑫

(1.山东省煤田地质规划勘察研究院，山东济南 250104;2.中国地质大学资源学院，湖北武汉 430074;3.山东省非煤矿山事故防范技术研究中心，山东济南 250104)

胶东金矿集区位于胶东半岛东部，已发现金矿床200余处，累计探明金矿资源储量近5 000 t，是中国第一和世界第三大金矿集区。胶东的含金石英脉型(玲珑式)和破碎带蚀变岩型(焦家式)金矿在全国范围内基本达成了共识。随着胶东东部金矿勘查取得突破，发现了一批新的金矿床，提出了一些新的金矿化类型。例如，角砾岩型、碳酸盐脉型等，但限于研究程度，认识并不统一。目前，对胶东金矿成因类型讨论最多的是造山型金矿(Groves D I et al.，1998)和胶东型金矿(翟明国等，2004)。

本次工作研究的大柳行金矿床位于蓬莱-栖霞成矿带的南部，该带相对于其东西2个成矿带(招远-莱州成矿带和牟平-乳山成矿带)缺乏大型超大型金矿床(申玉科等，2019)，多以中小型石英脉型金矿床为主(薛建玲等，2012)，其研究程度也相对较为薄弱。笔者拟通过详尽的矿床地质特征、岩相学、流体包裹体及相关稳定同位素等方面的研究(陈国忠等，2017；安生婷等，2020；刘洋等，2017；张国宾等，2018；柯昌辉等，2020；肖凡等，2020；张运强等，2012；李杰等，2016)，探讨大柳行金矿床成矿过程及成矿流体和成矿物质来源问题。

1 区域及矿区地质背景

矿区位于蓬莱市区东南部约34 km的大柳行镇大柳行村,位于华北板块(Ⅰ)、胶辽隆起区Ⅲ(Ⅱ)、胶北隆起Ⅲa(Ⅲ)、胶北断隆Ⅲal(Ⅳ)、胶北凸起Ⅲ3 a1(Ⅴ)的东北部边缘(王世进等，2009)，蓬莱东南部金成矿带中部(翟裕生等，2011)；区内地层简单，断裂构造发育，岩浆岩广布(图1)。

1.二级单元界线；2.三级单元界线；3.四级单元界线；4.不整合界线；5.单元代号；6.隆起区；7.凹陷区；8.研究区位置图1 研究区大地构造位置图Fig.1 Geotectonic location map of the study area

矿区地层简单，仅见新生代第四系分布于山前洼地，为残坡积物；岩性主要为含砾砂质黏土、黏土质粉砂夹砂砾石层；构造发育，断裂构造控制了区内矿脉(体)的分布，按其空间展布可分为北东向、北北东向、南北向3组，构成区内主要构造格架，为区内主要控矿构造。矿区东南部以南北向构造为主，北西部以北北东向为主，北东向次之；岩浆岩广布，主要为郭家岭序列罗家单元的斑状中细粒含黑云二长花岗岩及燕山晚期的各种脉岩。区内脉岩主要为闪长玢岩、石英脉(存在于黄铁绢英岩化碎裂岩中)及煌斑岩(李兆龙等，1990；胡伟华等，2008；邓军等，1999；孔会磊等，2021)(图2)。

图2 研究区地质图Fig.2 Geological map of the study area

2 矿床地质

2.1 矿体特征

圈定12 个矿体，其中(7)-1、(8)-1、(259)-1、(291)-1 号矿体为主要矿体(图3)，资源量分别占矿床矿石量的33.13%、26.42%、26.79%和11.20%。

图3 资源量估算范围叠合图Fig.3 Resource estimation range overlay

(7)-1号矿体：赋存于-40～-558 m，控制最大长度为433 m，最大斜深为520 m，最小埋深为133 m；呈脉状，总体走向近南北，倾向东，倾角平均为80°左右；厚度为0.38～1.18 m，平均厚度为0.76 m；矿体单样品Au品位为1.05×10-6～26.40×10-6，平均品位为5.61×10-6，矿体沿走向及沿倾向均未封闭。

(8)-1号矿体：赋存标高为-40～-554 m，控制最大长度为412 m，最大斜深为531 m，最小埋深为135 m；呈脉状，总体走向近南北，倾向东，倾角平均为75°左右；厚度为0.39～1.17 m，平均厚度为0.73 m；矿体单样品Au品位为1.55×10-6～28.90×10-6，平均品位为6.33×10-6，矿体沿走向及沿倾向均未封闭。

(259)-1号矿体：赋存标高-47～-569 m，区内控制走向长为420 m，最大斜深为620 m，最小埋深为141 m；呈脉状，总体走向30°，倾向南东，倾角平均为55°左右；厚度为0.36～1.13 m，平均厚度为0.78 m；矿体单样品Au品位为1.00×10-6～83.60×10-6，平均品位为5.69×10-6，矿体沿走向及沿倾向均未封闭。

(291)-1号矿体：赋存标高-49～-353 m，区内控制走向长为270 m，最大斜深为302 m，最小埋深为128 m；呈脉状，总体走向5°，倾向南东，倾角平均为60°左右；矿体厚度达0.45～1.13 m，平均厚度为0.68 m；矿体单样品Au品位为1.75×10-6～16.50×10-6，平均品位为5.74×10-6，矿体沿走向及沿倾向均未封闭。

2.2 矿石特征

依据本次岩矿鉴定资料可知，该矿床矿石矿物成分较简单，由金属矿物和非金属矿物组成。在金属矿物组合中以硫化物类矿物为主，主要是黄铁矿，次为少量的黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、磁黄铁矿等。依据电子探针分析结果(表1)，金矿物主要为银金矿、自然金；非金属矿物主要有石英、长石、绢云母、绿泥石、方解石等。

金矿物主要为银金矿、自然金，反射色为亮金黄色；赋存状态主要为包体金，次为晶隙金、裂隙金，与金属硫化物共生。岩矿鉴定样中，以尖角粒状、枝叉状为主，肉眼容易辨认(图4)。金颗粒以中细粒为主，分布不均，偶见于高品位矿石。

共采取了12 件光谱分析样品，分布于4个主矿体中，主要采取-206 m、-286 m和-400 m中段的黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩，对各种元素含量进行梳理(表2)。

矿石通过光谱半定量分析及参考周边相似类型矿床的有用组分特征，确定组合分析项目为Ag、Cu、Pb、Zn、S；钻孔按照单工程组合、坑道按照相邻取样点组合，分别将矿体内参与资源量估算的全部基本分析样品副样按样长比例2～10 个组合成1 件样品，重量约200g。As 在周边其他矿床中均达不到标准，对选矿不构成影响，所以本次未化验As 的含量。本次工作共采取组合分析样73 件，分析结果见表3。

表1 大柳行矿区电子探针分析结果表Tab.1 Table of results of electron probe analysis in Daliuhang mining area

图4 金矿物的赋存状态照片Fig.4 Photos of occurrence state of gold minerals

表2 矿石光谱分析结果统计表Tab.2 Statistics table of ore spectral analysis results

表3 组合分析结果统计表Tab.3 Statistical results of combined analysis

由表3可看出，可以综合回收的组分为Ag、S，其他元素达不到综合回收的要求。

矿石结构主要有压碎结构、半自形-他形结构、交代溶蚀结构、包含结构、填隙结构、乳滴状结构等。矿体中常见的矿石构造类型为细脉浸染状构造，斑杂状构造、致密块状构造等。

本矿床矿石以黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩为主，局部夹黄铁矿石英脉。矿石呈灰白色、灰色、浅灰绿色，变余碎裂结构，斑杂状构造。黄铁矿呈细粒浸染状，与硅化石英呈细脉状、脉状分布，构成细脉浸染状、脉状构造。金属矿物以黄铁矿为主，少量黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、磁黄铁矿；非金属矿物以石英、长石、绢云母为主，少量方解石。

2.3 成矿阶段划分

根据脉体穿切关系(耿瑞等，2012；李洪奎等，2012，2017)、矿物共生组合和结构构造特征，大柳行金矿床可划分为3个成矿阶段：即早期石英-黄铁矿阶段、中期石英-多金属硫化物阶段、晚期石英-碳酸盐阶段。

石英-黄铁矿阶段：含矿热液沿破碎带运移，与碎裂岩交代，长石转变成绢云母和硅化石英，角闪石、黑云母变为绿泥石，自形黄铁矿晶出。由于构造持续作用，黄铁矿产生裂隙，金矿物沿裂隙沉淀。

石英-多金属硫化物阶段：该阶段蚀变矿化强烈，多金属硫化物呈细脉状、团块状、浸染状产出，金矿物大量形成，是最主要的成矿阶段。

石英-碳酸盐阶段：成矿期后残余低温热液沿后期构造裂隙充填形成碳酸盐或石英细脉，穿插于早期形成的矿化岩石中。该阶段基本无金质析出。

3 金矿成因探讨

3.1 成矿流体来源

本次在大柳行金矿的采矿和探矿平巷沿矿体(脉)进行了采样，采集了主成矿期矿石样品6件，分布于4条主矿体内，采集样品均为黄铁矿化石英脉2件和黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩4件。采样方法为打块法，2类样品内包裹体特征几乎无差异。

3.1.1 流体包裹体类型和形态特征概述

本次流体包裹体岩相学研究主要对象为石英流体包裹体。共对6个样品测试76个包裹体数量(王佳良，2013；丁正江等，2015；卢焕章等，2004；Chen G Y et al.，1989；游军等，2018)。

按相态将其分为单相包裹体(Ⅰ)、气液两相包裹体(Ⅱ)及三相包裹体(Ⅲ)。以呈透明无色的纯液包裹体(Ⅰa)与呈无色-灰色的富液体包裹体(Ⅱa)及含子矿物富液体包裹体(Ⅲb)为主，部分视域内较为发育呈无色-灰色的H2O-CO2三相包裹体(Ⅲa)与呈深灰色的气体包裹体(Ⅰb)，局部视域可见少量呈灰色-深灰色的富气体包裹体(Ⅱb)(图5)。

单相包裹体(I)：可分为纯液相(Ia)和纯气相(Ib)包裹体，以纯液相(Ia)为主，大小一般为4～10 μm，随机分布，呈浑圆形。

气液两相包裹体：以富液包裹体为主，主要为浑圆形、椭圆形、长条形或不规则多边形，大小一般为4～12 μm，集中于 5～10 μm，气液比为15%～30%，以25%～25%为主，偶见气液比≥50%的富气包裹体。

三相包裹体：主要为H2O-CO2三相包裹体和含子矿物富液体包裹体，以浑圆形、长条形和不规则形为主，成群或均匀密集分布，大小一般为4～15 μm，集中在6～12 μm。原生包裹体居多，部分包裹体受矿物裂隙影响发生破裂，属次生包裹体。

3.1.2 流体包裹体测温、盐度和压力

笔者对富液体包裹体(Ⅱa)、H2O-CO2三相包裹体(Ⅲa)、含子矿物富液体包裹体(Ⅲb)进行了包裹体测温，结果见图6。并采用Hall(Hall D L et al.，1988)等提出的盐度计算方法，利用FLINCOR计算机程序估算了成矿压力(Touret J et al.，1979；Sterner S M et al.，1991)。

可以看到大柳行金矿床石英流体包裹体(李杰等，2016；王成辉等，2012；邵主助等，2019；邓碧平等，2015)均一温度在184～341 ℃，主要集中于200～340 ℃，计算得到盐度为0.88%～11.46%，主要集中于3%～8%NaCl范围；包裹体捕获压力值为252～312 Mpa，集中于260～290 Mpa。其中，富液体包裹体(Ⅱa)均一温度在184～343 ℃，主要集中于200～340 ℃；H2O-CO2三相包裹体(Ⅲa)均一温度在197～366 ℃，主要集中于240～360 ℃；含子矿物富液体包裹体(Ⅲb)均一温度在215～337 ℃，主要集中于220～320 ℃。

3.1.3 流体包裹体密度、深度计算

根据实验的测温数据和盐度数据可计算流体的密度。计算的对象分为不同盐度的气液两相包裹体和含(富)CO2三相包裹体。

图5 石英流体包裹体镜下照片Fig.5 Photograph of quartz fluid inclusion lens

图6 矿床流体包裹体均一温度直方图Fig.6 Homogeneous temperature histogram of fluid inclusions in a deposit

对于气液两相包裹体，流体的密度由均一温度和盐度决定。根据测得的流体包裹体均一温度和盐度数据，在饱和水蒸气NaCl-H2O溶液密度图上投点(图7)，得到气液两相溶液包裹体的密度集中在0.68～0.96 g/cm3。对于含CO2三相包裹体，流体密度的计算是根据刘斌和沈昆的密度公式(刘斌等，1999)，经计算，含CO2三相包裹体密度为：0.64～0.94 g/cm3。总体来看，该矿床流体包裹体密度主要集中在0.68～0.94 g/cm3，属低密度流体。

深度的估算根据Sheperd(Sheperd T J et al.，1985)等提出的成矿深度H和成矿压力P之间的换算关系：P=ρgH(ρ=3 g/cm3)计算得到成矿深度，结果为8.4～10.6 km。

通过以上岩相学观察表明，研究区金矿床含Au石英脉石英中发育大量的原生流体包裹体，它们直接反映了成矿流体的基本特征。由于Ⅱ型和Ⅲ型原生流体包裹体常同时存在，且成群共生在同一个石英颗粒中，表明其捕获时成矿流体处于一种不均匀的热液体系状态。

本次显微测温结果显示，Ⅲ型包裹体的均一温度多高于Ⅱ型包裹体，并且连续变化，盐度、密度多小于Ⅱ型包裹体。这种结果是由压力波动导致的连续多次不混溶作用形成的。在流体不混溶过程中，捕获的端元组分的包裹体均一温度及压力相近，并且可以代表捕获温度和压力。大柳行金矿床成矿过程中明显经历了流体不混溶过程，因此Ⅲa型包裹体(Vco2>50%)的均一温度可代表不混溶包裹体群的捕获温度，即成矿温度为240～340 ℃。石英内发育大量的含CO2三相包裹体说明流体中富含CO2

图7 矿床流体包裹体NaCl-H2O体系密度图解Fig.7 Density diagram of the fluid inclusions of the deposit, NaCl-H2O system

或为碳质流体。CO2的存在可以增加氯和水在岩浆流体中的溶解度，有利于金属元素的运移(芮宗瑶等，2003；陈衍景等，2006)。按陈衍景等对造山型金矿的论述，说明该矿床是在中低压力、中深度条件下形成的。

综上所述，研究区金矿床成矿流体包裹体均一温度集中于240～340 ℃，成矿流体包裹体盐度在3%～12%NaCl，流体包裹体密度主要集中在 0.68～0.96 g/cm3。成矿流体属于低盐度、低密度、富H2O、富CO2流体，为中低温、中深成矿床。

3.2 成矿物质来源

3.2.1 硫同位素

本次研究共采集6件黄铁矿样品，分布于4条主矿体内，采集样品均为黄铁矿化石英脉。采样方法为打块法，分析了硫同位素组成(表4)，δ34S值总体变化为6.3‰～7.7‰，平均值为7.0‰。

表4 研究区硫同位素分析结果表Tab.4 Table of sulfur isotope analysis results in the study area

结合侯明兰等(2004)研究的河西金矿分析可知，研究区各典型矿床硫同位素组成差异基本一致。

图8 胶东金矿区矿石与岩石的硫同位素组成对比图Fig.8 Sulfur isotopic compositions of ores and rocks in Jiaodong gold deposit

区域上中基性脉岩δ34S值为5.3‰～10.8‰，胶东岩群δ34S值为3.0‰～6.8‰，玲珑花岗岩δ34S值为6.1‰～10.1‰，郭家岭花岗岩δ34S值为2.7‰～10.0‰。可以看出(图8)，胶东金矿区不同地质体的硫同位素在组成上比较接近。特别是幔源中基性脉岩的δ34S也并不象地幔值(δ34S≈0)那么低。因此，胶东金矿中硫化物的硫同位素组成与赋存主岩——花岗岩、伴生岩石——煌斑岩基本一致，而普遍高于胶东岩群。

通过本次研究再次表明：大柳行金矿带与玲珑金矿区硫同位素组成相近,均一化程度较高，2个成矿带成矿物理化学条件或硫的来源具有一致性，这通常被解释为以深部幔源硫为主、受壳源硫部分混染，这一结论再次验证了“两者具有基本一致的变化特征”的结论。

综上所述，研究区金矿床硫同位素组成基本一致；金矿的成矿流体可能是壳幔混合来源；金矿的硫与中基性脉岩或花岗岩体可能具有成分的继承关系；胶东岩群不太可能是大柳行金矿带的主要矿源层；蓬莱金矿区矿体的剥蚀深度与玲珑金矿区的非常接近，2个地区金矿的成矿物源、成矿流体性质、成矿机制具有总体上的一致性。

3.2.2 碳氢氧同位素

本次研究在大柳行金矿对矿体(脉)、围岩进行采样。主要采集了矿石样品，采样数量为8件，采样方法为打块法。实际取得的测试数据见表5。

(1)碳同位素。系统采集测试了矿区含碳酸盐矿物的矿石样品2件(孔会磊等，2021；游军等，2018)。

2件样品的δ13CPDB来自2个矿体，分别为(7)-1和(259)-1，数值总体分布区间为-5.2‰～-7‰，平均为-5.6‰。样品的δ13CPDB值与前人研究成果(δ13CPDB主要集中在-1‰～-6‰)基本一致，表明研究区以大柳行金矿为代表的金矿床成矿流体来源可能是幔源混合少量壳源物质，这说明金矿流体在迁移过程中不断淬取流经的不同围岩中的成矿物质，共同构成含Au的成矿流体并在构造有利部位沉淀、富集成矿，也说明了区内金矿成矿的继承性和集束性。