0 引言

胶东地区金矿现已查明的储量和产量位居全国之首，主要集中分布在莱州—招远、栖霞—蓬莱和牟平—乳山 3 个金成矿带（宋英昕等，2018；王瑞良等，2019）。目前已累计探明金资源量 5000 余吨 （宋明春等，2021），其中莱州—招远金成矿带现已探明的储量位居榜首。近年来，随着勘查和研究的深入，栖霞—蓬莱金成矿带成为勘查和研究的热点地区，台前—陡崖断裂带作为该区重要的金成矿带，该带现已发现西陡崖、笏山、台前、大河崖和孙疃等多处金矿床（图1），具有较大的找矿潜力。前人已在莱州—招远金矿集区、牟平—乳山金成矿带做了较多相关研究（杨敏之，1998；杨忠芳等，1998； 丁式江等，2000；方金云和孙景瑜，2000；陈海燕等， 2002；凌洪飞等，2002；李士先等，2007；钱建平等； 2010；Li et al.，2013；张炳林等，2014；李杰等， 2016）。在台前—陡崖成矿带前人多对矿区地质、找矿方向及找矿前景进行了初步研究（许方，2008； 谢军民等，2011；廖明伟等，2014；史宏江，2016；李鹏辉等，2017），仅少数学者在笏山金矿床进行了包裹体及元素地球化学研究（智云宝等，2020）。

大河崖金矿床位于台前—陡崖金成矿带南段，现发现矿体位于该成矿带次级断裂中。地理坐标为东经 120°39'00″，北纬 37°14'00″，估算（333）金矿石资源量 49199 t，金金属量 330 kg，金平均品位 6.70×10^-6；伴生银金属量 3177 kg，伴生铅金属量 209 t。

为更好总结台前—陡崖金成矿带的成矿作用与成矿规律，笔者在详细野外地质调查基础上，对大河崖金矿床进行了岩相学、流体包裹体、激光拉曼光谱分析和稳定同位素研究，并探讨其成矿流体性质、成矿物质来源及矿床成因类型，以期为该成矿带内同类型矿床研究提供参考。

1 区域地质特征

大河崖金矿床地处栖霞大河崖村北。大地构造位置隶属于华北克拉通南缘的胶辽隆起区（Ⅱ） 胶北隆起（Ⅲ）胶北断隆（Ⅳ），多期次多成因岩浆活动和以 NE 向断裂构造为主的构造格架，构成本区域主体成矿地质背景。区域主要成矿断裂从西至东分别为三山岛断裂、焦家断裂、招平断裂和台前 —陡崖断裂。

1 —第四系；2—白垩系；3—古元古界和新元古界；4—太古宇花岗绿岩带；5—新太古代晚期片麻状奥长花岗岩；6—新太古代早期条带状英云闪长质片麻岩；7—新太古代早期条纹状英云闪长质片麻岩；8—侏罗纪花岗岩类；9—白垩纪郭家岭花岗闪长岩；10—白垩纪伟德山花岗岩； 11—蚀变带；12—中浅层韧性剪切带；13—整合/不整合地质界限；14—断层；15—金矿床/点；16—镇/村地名；17—研究区范围

前寒武纪变质基底为太古宙花岗绿岩带，岩性主要为英云闪长质片麻岩、奥长花岗质片麻岩和花岗闪长质片麻岩（TTG 片麻岩），并有少量斜长角闪岩、角闪石岩，胶东岩群在局部多呈残留体产出于 TTG片麻岩系中。古元古界粉子山群和荆山群为一套高铝片岩、变粒岩、大理岩、含石墨岩系、片麻岩、透辉石岩等岩石组合，高角闪岩相—麻粒岩相变质。与下伏岩系呈韧性剪切带接触。粉子山群主要岩性为大理岩、黑云变粒岩、透闪岩、石墨透闪岩、浅粒岩、斜长角闪岩、磁铁石英岩、矽线黑云片岩等。达高绿片岩相－低角闪岩相变质，直接覆盖于太古宙岩系之上。白垩系莱阳群、青山群、王氏群在胶莱盆地发育，而古近系、新近系和第四系则零星分布于山间盆地、现代河流及滨海地区（宋明春，2015）。

中生代侵入岩主要为以燕山早期玲珑岩体为代表的二长花岗岩，以燕山晚期以郭家岭岩体为代表的二长闪长岩-石英二长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩和伟德山岩体为代表的闪长岩-石英二长岩-二长花岗岩。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质特征

大河崖金矿床位于台前—陡崖断裂带南部，矿区内主要有 2 条矿化蚀变带（Ⅰ和Ⅱ），分别发育在 NE 向台前—陡崖断裂带和 NNW 向次级断裂内 （图2）。Ⅰ号矿化蚀变带总体走向 340°，倾向 SW，倾角 48°～70°，出露宽 10～30 m。Ⅱ号矿化蚀变带走向 30°，倾向 SE，倾角为 30°～65°，出露宽 30～100 m，带内岩石普通发育硅化、绢云母化、黄铁矿化、黄铜矿化及少量绿泥石化、碳酸盐化等蚀变。二者产状整体上表现为近地表较陡，向深部产状变缓趋势。

1 —第四系；2—新太古代早期条纹状英云闪长质片麻岩；3—新太古代晚期片麻状奥长花岗岩；4—矿化蚀变带；5—性质不明断裂；6—压扭性断裂；7—地质界线；8—金矿体；9—金矿化体；10—勘探线位置及编号；11—村地名

Ⅰ号矿化蚀变带内共圈定金矿体 2 个，编号分别为Ⅰ-1和Ⅰ-2，Ⅰ-1号矿体为主矿体。两矿体均呈脉状。Ⅰ-1号矿体由 5个工程控制，在走向和倾向均未封闭。矿体呈脉状，总体走向 345°，倾向 SW，倾角近 50°。控制长度约为 430 m，控制斜深为 60 m。金品位变化范围 2.47×10^-6～16.57×10^-6，平均品位6.26×10^-6。矿体厚度为0.52～1.63 m（图3）。 Ⅰ-2 由单工程控制，矿体走向为 340°，倾向 SW，倾角为48°，金品位19.93×10^-6，矿体厚度为0.28 m（李鹏辉等，2017）。金矿体赋存于石英脉中，两侧多为黄铁绢英岩化碎裂岩或构造角砾岩。矿体主要为含方铅矿黄铁矿石英脉、黄铁矿化构造角砾岩和黄铁矿化碎裂岩组成。含方铅矿黄铁矿石英脉赋存于矿化蚀变带中心部位，与矿化蚀变带大致平行，石英脉内方铅矿、黄铁矿呈细脉状、浸染状分布。 Ⅱ号矿化蚀变带内发现1个金矿化体。

1 —新太古代晚期片麻状奥长花岗岩；2—闪长岩；3—地质界线；4— 金矿体及编号；5—探槽位置；6—钻孔位置；7—资源量估算边界

2.2 矿石特征

矿石类型为含金石英脉型，矿石普遍具碎裂岩化，黄铁矿、方铅矿及闪锌矿在主成矿阶段发育。矿石结构以碎裂结构（图4f）、晶粒状压碎结构为主，构造有块状构造（图4a、b）、细脉浸染状构造（图4c、 d）、角砾状构造和蜂窝状构造。矿石矿物成分有黄铁矿、方铅矿、黄铜矿、闪锌矿（图4e、g~i）等，脉石矿物成分有绢云母、石英、斜长石、碳酸盐矿物（图4f）等。

矿体矿石类型简单，主要为黄铁矿与闪锌矿、方铅矿共伴生（图4g、i），多呈细脉状、浸染状与石英共生。石英脉根据矿化性质和穿插关系，主要分为两种：一种石英为纯白色，总体表现为较纯净的石英脉体，基本不含金属矿物，为初始石英脉（QzⅠ）。另一种石英颜色为灰白色、烟灰色，含黄铁矿等金属矿物，为热液成矿期（石英-黄铁矿和金-石英-黄铁矿阶段）的产物（QzⅡ）。本文对矿体含金石英和后期的石英-方解石进行采样、研究。

2.3 成矿阶段

热液成矿作用分 4 个阶段：黄铁矿-石英阶段 （Ⅰ）：含矿热液交代围岩发育破碎，发育绢英岩化、钾化等蚀变，此类石英颗粒细小且与绢云母共生，黄铁矿自形，颗粒较粗大，并发育压碎结构（图4a）； 石英-黄铁矿阶段（Ⅱ）：以充填作用为主，石英呈灰白色，黄铁矿自形细粒发育，呈星点状（图4b）、网脉状（图4c）分布，伴随少量金矿沉淀；金-石英-多金属硫化物阶段（Ⅲ）：黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、铁白云石等生成（图4d，图4e），石英呈灰-灰白色，颗粒相对较粗，金大量沉淀，为主要成矿阶段； 石英-碳酸盐阶段（Ⅳ）：随热液温度降低，方解石发生沉淀，代表着矿化作用的结束。其中Ⅰ阶段矿化较弱；Ⅱ、Ⅲ阶段为金的主要成矿阶段，二者叠加部位常导致金的局部富集，形成富矿体。

3 样品采集与分析方法

本研究的包裹体样品采自大河崖金矿Ⅰ号矿体，为黄铁矿化石英脉和方解石脉，为主成矿阶段 Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ阶段产物。流体包裹体显微测温和激光拉曼实验在北京科荟测试技术有限公司进行。流体包裹体显微测温实验使用仪器为英国 Linkam 公司的 THMSG-600型冷热台，均一温度测定时，开始以速率为20℃/min升温，临近相变点时降至1℃/min 或0.5℃/min，测试精度±1℃。激光拉曼光谱分析为 LabRAM HR Evolution共聚焦显微激光拉曼光谱仪， Yag 晶体倍频固体激光器，波长 532 nm，扫描范围 100~4000 cm^-1。硫同位素由美国 Thermo Fisher 公司生产的气体稳定同位素质谱仪 253Plus 测定，测试矿物为黄铁矿，同位素测试分析精度为±0.2‰。

4 测试结果

4.1 流体包裹体研究

4.1.1 包裹体岩相学特征

本次研究分析的包裹体主要为原生包裹体，少量次生包裹体和假次生包裹体。石英中的包裹体较为发育，但普遍较小，多数小于 5 μm，大小在 3~10 μm，个别达到 15 μm左右，包裹体的形态多呈不规则状、负晶形、椭圆形或长条形；颜色多呈透明无色，少量灰黑色或带紫色色调；用于测温的包裹体成群或成带状分布于透明度较高的石英和方解石颗粒内部、生长环带或裂隙内。根据 Roedder （1984）和卢焕章等（2004）提出包裹体室温下的相态组成、成分和均一测温过程中的相变特征的分类依据，将大河崖金矿床的包裹体分为3类（图5）：

a—团块状自形—半自形晶黄铁矿；b—石英-黄铁矿；c—浸染状黄铁矿；d—团块状黄铁矿；e—细脉状黄铁矿、团块状方铅矿、闪锌矿；f—初始石英被成矿期石英穿切；g—黄铜矿星散分布于黄铁矿中；h—细脉状矿化；i—浸染状矿化；Cbn—碳酸盐矿物；Qz—石英；Py—黄铁矿；Cp—黄铜矿；Sp—闪锌矿；Ga—方铅矿；QzⅠ—初始石英；QzⅡ—成矿期石英。

I型富液气液两相盐水包裹体，灰白—灰黑色，透明—半透明，呈不规则形、负晶形、椭圆形以孤岛状、群簇状、离散状分布，大小 3～10 μm，气液比为 2%～10%，为测温的主要对象。

II型含 CO₂三相包裹体，灰黑色或带紫色色调，透明—半透明，呈负晶形、不规则形以孤岛状、离散状分布，大小 4～10 μm，CO₂ 相体积分数为 5%～20%，为测温对象。

III 型纯液相包裹体，多无色透明，呈圆形—椭圆形，数量多、体积小，大小 2～5 μm，以群簇状分布，推测为低温（＜50℃，经验值）捕获。

4.1.2 流体包裹体均一温度、盐度和密度

利用均一法对大河崖金矿石中3个阶段的包裹体进行了显微测温，其中第Ⅱ和Ⅲ阶段包裹体存在于石英中，Ⅳ阶段包裹体在方解石中。测温结果显示，在第Ⅱ阶段气液两相包裹体均一温度为 216～298℃，冰点温度为-6.6～-3.5℃，盐度 5.71%～9.98%，密度 0.80～0.90 g/cm³。含 CO₂三相包裹体为均一温度为230～359℃。包裹体CO₂部分均一温度为31～31.1℃。盐度2.2%～3.15%，密度0.80～0.85 g/cm³。第Ⅲ阶段气液两相包裹体均一温度为 217～257℃，冰点温度为-4.7～-1.9℃，盐度3.71%～7.45%，密度0.85～0.88 g/cm³。第Ⅳ阶段气液两相包裹体均一温度为 124～181℃，冰点温度为-3.6～-1.5℃，盐度 2.41%～5.56%，密度 0.91～0.98 g/ cm³（图6）。

a，b—含CO₂三相包裹体；c、d—气液两相包裹体；e，f—纯液相包裹体；V—气相；L—液相

4.1.3 激光拉曼探针分析

激光拉曼光谱表明，大河崖金矿成矿流体液体成分为 H₂O 和 CO₂气相的成分是 H₂O 和 CO₂。拉曼谱图上，除了寄主矿物石英和方解石的特征峰外，在拉曼位移 1288 cm^-1 和 1385 cm^-1 显示 CO₂特征峰，在3200～3500 cm^-1 宽泛的H₂O特征峰（图7）。成矿流体为H₂O-CO₂-NaCl体系。

4.2 S同位素特征

地球上的硫主要有3种来源：地幔、海水以及大陆地壳中的硫。地幔中δ³⁴S平均值为接近0，主要以还原状态存在；海水中 δ³⁴S 平均值为+20‰；除此之外，壳源硫受其原岩影响，其δ³⁴S可能大于或小于上述两源的值（Alt et al.，1993；Deines and Harris， 1995；吴昌雄等，2019；田杰鹏，2020）。表1 中列出了本矿区及相邻矿区矿石中黄铁矿、方铅矿的原位硫同位素组成。大河崖金矿第Ⅱ和Ⅲ阶段为成矿期，δ³⁴S 变化范围为 5.1‰ 至 5.43‰，平均 5.22‰。第Ⅳ阶段中黄铁矿为5.28‰。而相邻矿区δ³⁴S变化范围为4.4‰~7.6‰，平均5.74‰。

5 讨论

5.1 成矿流体特征

大河崖金矿床的流体包裹体岩相学和激光拉曼分析研究显示，矿床中的流体包裹体类型单一，主要为气液两相包裹体和少量含 CO₂三相包裹体，成矿流体为 H₂O-CO₂-NaCl体系。两种包裹体温度均匀性相似，各阶段流体包裹体具不同相比例和不同类型组合特征，可能捕获的成矿流体反映了不均匀的热流体系统（Shepherd et al.，1985；胡芳芳等， 2007；Tian et al.，2019）。成矿流体的不混溶可能与金沉淀有关，而包裹体中含 CO₂反映成矿流体具有深源性。

从第 Ⅱ 阶段到第 Ⅳ 阶段，均一温度分别为216～298℃、217～257℃和124～181℃（图6a）；包裹体的盐度范围分别为 5.71%～9.98%，3.71%～7.45%和2.41%～5.56%（图6b）；密度分别为0.80～0.90 g/cm³、0.85～0.88 g/cm³ 和 0.91～0.98 g/cm³ （图6c）。从主成矿期（Ⅱ、Ⅲ）到成矿晚期（Ⅳ），成矿温度和盐度降低，成矿密度稍有升高。

综上数据显示，成矿流体属于中低温、中低盐度、低密度且含CO₂的热液体系。主成矿阶段（多金属硫化物）含CO₂三相包裹体较少，主要以气液两相包裹体为主，说明经过相分离和不混溶作用。成矿晚期（石英-碳酸盐阶段）以气液两相和纯液相包裹体为主，接近于循环天水（马顺溪等，2020），该阶段应该由后期大气降水加入后形成的包裹体。该阶段随着温度进一步降低，成矿作用减弱，除生成少量的石英硫化物脉外，生成了大量的石英方解石脉 （康鸿杰等，2020）。该热液体系与同一成矿带上的笏山、西陡崖金矿床一致。

5.2 成矿物质来源

通过对大河崖金矿床各阶段的硫化物硫同位素测定显示，硫同位素值变化较小，大多数值集中为+5.1‰～+5.4‰，各阶段 δ³⁴S 值变化不大，极差小，硫均一化程度较高，具有深源岩浆硫特征。该矿床的δ³⁴S值与台前—陡崖成矿带上的笏山金矿床 （+5.31‰～+6.51‰）、西陡崖金矿床（+5.82‰～+7.90‰）及与该成矿带近平行等间距的盘子涧、马家窑金矿床基本一致（王佳良，2013；耿瑞，2012），应当来源于岩浆（表1）。一般来说，早期（第Ⅰ阶段）的黄铁矿 δ³⁴S 略低于第Ⅱ阶段和第Ⅲ阶段的黄铁矿 δ³⁴S，这归因于地壳岩石或海水的污染（黄德业，1994；姜晓晖等，2011）。前人研究证明，区域上金矿床中硫可能来源于郭家岭花岗闪长岩（王义文等，2002）。大河崖矿床围岩主要为栖霞 TTG 片麻岩，少量胶东群、荆山群，未发现有郭家岭花岗闪长岩。根据该岩体在区域上出露特征，推测在太古代地层下有该岩体的存在。在成矿热液向上运移中，萃取胶东群和荆山群中的硫所致（Li et al.，2014）。另外，大河崖金矿围岩的斜长角闪岩中单质镍和胶东金矿中铂族元素暗示，在胶东金矿成矿期有巨量幔源物质的参与，造成胶东金矿短时期巨量金聚集。

a—含CO₂两相包裹体中的CO₂；b—气液两相包裹体中的方解石； c—气液两相包裹体中的H₂O

5.3 矿床成因

大河崖金矿体围岩为新太古代栖霞 TTG 片麻岩，沿矿体可见闪长岩侵入，在空间上与矿体伴随紧密。近矿围岩具硅化、黄铁矿化、碳酸盐化等中低温蚀变。硫同位素研究证明，其数据变化范围较小，说明硫的来源较为单一（刘海鹏等，2022），具塔式分布特征，与中生代晚侏罗世和早白垩世花岗岩 δ³⁴S 值大部分重叠，指示成矿物质主要来源于燕山期花岗岩（图8）。另外，与大河崖金矿床在同一金成矿带上的西陡崖金矿床发现的近矿花岗岩，锆石 U-Pb 成矿年龄为（127.8±1.1）Ma（田杰鹏，2020），与郭家岭花岗闪长岩体同期，该花岗岩可能直接提供了成矿物质。

栖霞—蓬莱金成矿带中金矿床的形成受前寒武纪变质岩系、中生代岩浆岩及构造3大因素控制。前寒武纪变质岩系太古代胶东岩群在区域上呈包体残留在栖霞 TTG 片麻岩中，元古代荆山群（粉子山群）多呈断片状发育，二者 Au元素丰度低于地壳中 Au的平均值（4. 0×10^-9），所以前寒武纪变质岩系可能不是该区 Au的主要来源。多位学者把其作为最初始的矿源岩（朱奉三，1980；杨士望，1986；邓军等，2001；吕古贤等，2001）。栖霞 TTG 片麻岩系是太古代规模最大的岩浆事件，其在侵位运移过程萃取古陆中的金元素，原始矿源岩进一步演化富集。中生代随着太平洋板块向华北板块俯冲，造成岩石圈减薄，软流圈流体上涌，交代地幔并熔融地壳，形成壳幔混合花岗岩。白垩世早期花岗岩上侵，使原成矿物质进一步富集。期间多期次的构造为富矿热液提供运移通道，在有利地段富集成矿。

注：1~5号为本文测定；6~8号为智云宝未发表数据；9~10，13号据田杰鹏（2020）；11~12号据王佳良（2013）。

6 结论

（1）大河崖金矿床属于中低温、中低盐度、低密度石英脉型矿床。包裹体以气液两相包裹体和含 CO₂包裹体为主。

（2）显微测温及激光拉曼光谱分析显示成矿流体为中低温 216～298℃、中低盐度 3.71%～9.98%、低密度为 0.80～0.90 g/cm³ 的 H₂O-CO₂-NaCl体系

（3）成矿流体发生不混溶现象，利用金等成矿元素沉淀。硫同位素 δ³⁴ S 值的变化范围是为 +5.1‰～+6.51‰，显示主要为岩浆硫，成矿物质可能来源于深部岩浆。这与栖霞—蓬莱金成矿带其他金矿基本一致。

（4）大河崖金矿床的成矿与白垩世岩浆关系密切，受台前—陡崖带控制，在其次级断裂形成中低温石英脉型矿床。

参考文献