李順達(dá)，陳 川，夏 芳，高玲玲

(新疆大學(xué) 地質(zhì)與礦業(yè)工程學(xué)院，新疆中亞造山帶大陸動力學(xué)與成礦預(yù)測自治區(qū)重點實驗室，新疆 烏魯木齊830047)

0 引言

礦床形成起源于豐富的熱液系統(tǒng)，流體包裹體記錄了成礦熱液的演化過程．不同地質(zhì)背景下的金屬礦床呈現(xiàn)迥異的流體包裹體特征[1]：造山型金礦通常富集低鹽度的CO2包裹體[2]；斑巖型銅礦以發(fā)育富氣相與含子礦物包裹體為特征[3,4]；淺成低溫?zé)嵋旱V床常見低鹽度純水包裹體[5]；IOCG型礦床的包裹體多源于H2O—CO2—NaCl體系[6,7]；MVT型礦床的包裹體則屬于H2O—NaCl—CaCl2體系[8]．流體包裹體研究是解讀成礦流體組成、溫度、壓力及礦床成因的關(guān)鍵．

七寶山Au—Cu礦床位于中國著名的黃金礦產(chǎn)地—山東半島SW部．礦床由山東省第四地質(zhì)勘查院于1978年發(fā)現(xiàn)，自礦山成立以來，已完成探槽工程45 000 m3，鉆孔工程11 km，現(xiàn)已經(jīng)探明Au金屬量11.2 t, Cu金屬量46 000 t．前人研究主要圍繞礦床地質(zhì)特征、年代學(xué)及硫、鉛同位素等方面開展[9?11]，缺乏對成礦期次階段、圍巖蝕變特征、成礦流體性質(zhì)的總結(jié)．有關(guān)礦床成因仍存在中低溫?zé)嵋盒蚚10,12]、隱爆角礫巖型[11,13]、鐵氧化物型等多種爭論[14]．

本次研究在詳細(xì)野外調(diào)研的基礎(chǔ)上，重點關(guān)注地質(zhì)特征、圍巖蝕變、礦物共生組合及成礦流體．通過流體包裹體巖相學(xué)及顯微測溫研究成礦流體的相比例、組成成分、捕獲壓力等特征，應(yīng)用H—O—C—S同位素示蹤成礦流體及物質(zhì)來源，探討流體演化過程并建立成礦模型，以期為進一步的找礦勘查工作提供理論依據(jù)與指導(dǎo)．

1 地質(zhì)背景

1.1 區(qū)域地質(zhì)

山東半島西以NE—SW向延伸的郯廬斷裂帶為界，毗鄰華北板塊與揚子板塊碰撞形成的蘇魯—大別超高壓變質(zhì)帶[15,16]（圖1(a)）．中生代晚期，區(qū)域處于太平洋板塊向西俯沖的構(gòu)造背景下，形成大量NE—SW、NNE—SSW及E—W向斷裂構(gòu)造，包括發(fā)生大規(guī)模左旋剪切運動的郯廬巨型斷裂帶．區(qū)域從老到新，出露太古代、元古代、三疊紀(jì)、白堊紀(jì)及第四紀(jì)地層（圖1(b)）．太古代地層由麻粒巖、角閃巖和海相碳酸鹽巖組成．元古代地層包括片巖、石墨片巖及角閃巖等．這些古老的變質(zhì)巖主要分布在山東半島北部．三疊紀(jì)超高壓變質(zhì)巖由花崗片麻巖、榴輝巖及大理巖組成．白堊紀(jì)地層主要為湖泊相沉積巖與陸相酸性火山巖．

圖1 (a) 中國東部構(gòu)造單元簡圖；(b) 山東半島區(qū)域地質(zhì)圖（據(jù)參考文獻(xiàn)[15]修改）Fig 1 (a) Tectonic map of eastern China；(b) Regional geological map of the Shandong Peninsula (modified after reference [15])

中生代巖漿巖在山東半島分布廣泛．晚三疊世巖漿巖主要由石英正長巖、輝石正長巖、堿性輝長巖組成，鋯石U—Pb年齡225 ～205 Ma[17?19]，巖石具有典型的幔源特征，形成于華北板塊與揚子板塊碰撞環(huán)境；晚侏羅世巖漿巖主要由偏鋁質(zhì)—弱過鋁質(zhì)的黑云母花崗巖、花崗閃長巖和二長花崗巖組成，鋯石U—Pb年齡160 ～150 Ma[20?22]，起源于太古代下地殼的部分熔融；早白堊世巖漿巖包括花崗閃長巖、斑狀花崗巖及二長花崗巖等，鋯石U—Pb年齡130～105 Ma[23,24], 屬于殼?；旌蟻碓矗?/p>

1.2 礦區(qū)地質(zhì)

七寶山Au—Cu礦床產(chǎn)于山東五蓮縣NE部的一處火山雜巖體中，距離五蓮縣約15 km．該火山雜巖體由輝石閃長巖（175 Ma）、安山玢巖（130 Ma）、石英閃長玢巖（125 Ma）先后侵位形成[25]．礦區(qū)內(nèi)主要發(fā)育NE、EW、NS向斷裂構(gòu)造（圖2(a)）．NE與EW向走滑斷裂形成于礦化作用之前，部分礦體賦存其中，兩組斷裂交匯處形成隱爆角礫巖筒狀構(gòu)造．NS向斷裂形成于礦化之后，局部切割礦體．

圖2 （a）七寶山Au—Cu礦床礦區(qū)地質(zhì)圖（據(jù)參考文獻(xiàn)[11]修改）；（b）礦體剖面圖（據(jù)參考文獻(xiàn)[11]修改）Fig 2 (a) Geological map of the Qibaoshan Au—Cu deposit (modified after reference [11]); (b) Geological cross—section of the ore bodies (modified after reference [11])

礦區(qū)現(xiàn)已查明5條成礦帶，45條礦體．礦體產(chǎn)出受隱爆角礫巖筒控制，主要賦存于石英閃長玢巖及其鄰近的輝石閃長巖中（圖2(b)）．該隱爆角礫巖筒橫截面呈橢圓狀，縱剖面呈管狀，整體傾向150°～160°，傾角60°～70°，平面上長750 ～800 m，寬250 ～300 m．I號礦體規(guī)模最大，經(jīng)濟價值最高，占礦區(qū)Cu儲量的74%，Au儲量的46%．I號礦體長350 m，平均厚度14 m，整體傾向SE，傾角45°，平均Au品位2.89 g/t，平均Cu品位0.96%．其他礦體多呈脈狀或透鏡狀產(chǎn)出，傾向SE，傾角約10°，Au品位2.46 ～4.44 g/t，Cu品位0.26 ～0.71%．

圖3 七寶山Au—Cu礦床礦石特征Fig 3 Photographs of ore from the Qibaoshan Au—Cu deposit

礦石中主要金屬礦物為鏡鐵礦、黃銅礦、黃鐵礦和自然金，次為方鉛礦、閃鋅礦、斑銅礦、方輝銅礦、輝鉍礦、磁鐵礦及菱鐵礦（圖3, 圖4）．脈石礦物主要有石英、鉀長石、黑云母、重晶石、方解石、絹云母、綠泥石及綠簾石等．角礫狀礦化是礦區(qū)最主要的礦化類型，礦石由膠結(jié)物（40%）與角礫（60%）組成（圖3(a), 圖3(b)）．角礫主要成分為石英閃長玢巖和輝石閃長巖，粒徑10 ～25 cm．膠結(jié)物主要成分為金屬礦物（鏡鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦等）與蝕變礦物（石英、鉀長石、絹云母等）．脈狀礦化也較為常見（圖3(c)～圖3(f)），礦脈寬幾毫米至幾厘米不等，主要由黃鐵礦、黃銅礦、石英及綠簾石組成．

礦區(qū)內(nèi)圍巖蝕變發(fā)育，從深部至淺部，出現(xiàn)鉀化—硅化→青磐巖化→絹云母化的蝕變分帶．鉀化—硅化空間上與Au—Cu礦化關(guān)系密切，主要分布在礦脈及礦化角礫巖附近（圖3(b), 圖3(e)），熱液鉀長石呈肉紅色，常見黑云母替代輝石、角閃石等鎂鐵質(zhì)礦物；青磐巖化廣泛存在于輝石閃長巖、安山巖玢巖及石英閃長玢巖中，鐵鎂質(zhì)及長石類礦物發(fā)生蝕變，形成大量的綠泥石、綠簾石及方解石．絹云母化主要分布在近地表的石英閃長玢巖及其與輝石閃長巖的接觸帶附近，長石蝕變?yōu)榻佋颇?，并伴生少量石英?/p>

據(jù)礦物組合特征及礦脈之間的穿切關(guān)系，將熱液成礦期劃分為3個成礦階段：I. 鏡鐵礦—自然金—石英階段，該階段是Au的主要產(chǎn)出階段，伴生有少量磁鐵礦、黃鐵礦和重晶石等礦物．葉片狀的鏡鐵礦廣泛分布于石英膠結(jié)物中，大小約幾毫米，局部呈細(xì)粒聚合體，Au主要呈裂隙金及包體金賦存于鏡鐵礦及石英顆粒中（圖4(e),圖4(f)）；II. 黃鐵礦—黃銅礦—石英階段，該階段是Cu的主要產(chǎn)出階段，主要礦物有石英、黃鐵礦、黃銅礦及少量斑銅礦與輝銅礦．礦石中可觀察到黃鐵礦—黃銅礦—石英脈穿切早期鏡鐵礦—自然金—石英脈（圖3(c)）；III. 貧硫化物—石英—方解石階段，該階段主要產(chǎn)出方解石及少量方鉛礦、閃鋅礦、菱鐵礦、石英等礦物．方解石脈主要出現(xiàn)在礦化中心外圍，穿切早期礦脈（圖3(f)），顯示其后生屬性．

圖4 七寶山Au—Cu礦床礦物顯微鏡及電鏡特征Fig 4 Photomicrographs and backscattered electron images showing important mineral assemblages of the Qibaoshan Au—Cu deposit

2 樣品及分析方法

2.1 流體包裹體

不同階段具有代表性的37件石英樣品研磨為0.2 ～0.25 mm厚的測溫片，丙酮浸泡3 ～4小時，清水沖洗，徹底干燥后，用于分析．通過巖相學(xué)觀察，對包裹體的形狀、分布、氣液比等進行詳細(xì)刻畫，挑選17件發(fā)育典型包裹體的樣品進行顯微測溫．流體包裹體分析在新疆大學(xué)地質(zhì)與礦業(yè)工程學(xué)院新疆中亞造山帶大陸動力學(xué)與成礦預(yù)測實驗室完成，分析儀器采用Nikon LV—150N型顯微鏡和Linkam THMS600型冷熱臺，測溫量程-196 ～600°C，0°C以下精度為± 0.2°C，100 ～600°C精度為± 2°C．NaCl—H2O體系氣液兩相包裹體，通過冰點溫度估算其鹽度[26]．含石鹽子礦物包裹體，通過子礦物消失溫度估算其鹽度[27].

2.2 H—O—C—S同位素

不同階段的石英、黃鐵礦、黃銅礦樣品粉碎后在雙目顯微鏡下進行挑選，保證純度>99%，粒度40 ～60目．相關(guān)的穩(wěn)定同位素分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成，采用MAT253型質(zhì)譜儀，分析精度<0.1‰．氫同位素分析，將石英樣品在150 ℃真空加熱3小時，剔除不穩(wěn)定揮發(fā)分，再將樣品在反應(yīng)爐中加熱至500 ℃，釋放包裹體中的H2O，在410 ℃與鋅粉反應(yīng)轉(zhuǎn)化為H2進行測定[28]；氧同位素分析，使用BrF5法[29]，在具有鉑涂層的碳棒上轉(zhuǎn)化為CO2再進行測定；碳同位素分析，將石英樣品在50 ℃下用H3PO4處理24小時轉(zhuǎn)化為CO2進行測定；硫同位素分析，將硫化物與Cu2O反應(yīng)，直到完全轉(zhuǎn)化為SO2再進行測定[30]．

3 實驗結(jié)果

3.1 包裹體巖相學(xué)

流體包裹體巖相學(xué)觀察，利用Hollister and Burruss[31]的標(biāo)準(zhǔn)對石英顆粒中不同屬性的包裹體進行區(qū)分：（1）成群分布或沿石英生長環(huán)帶發(fā)育的包裹體為原生包裹體；（2）每一個沿著石英生長環(huán)帶分布的包裹體簇群為一個流體包裹體組合[32]；（3）沿石英裂隙及晶體界面出現(xiàn)的簇狀或線狀排列的包裹體為次生包裹體，該類包裹體形成于成礦后，無需分析．通過包裹體室溫下的相態(tài)特征及冷卻—加熱條件下的相態(tài)變化[33]，各階段石英顆粒中識別出3種類型的包裹體：富液相（LV型）、富氣相（VL型）、含子礦物（S型）包裹體（圖5）．

圖5 七寶山Au—Cu礦床石英顆粒中流體包裹體巖相學(xué)特征Fig 5 Photomicrographs of fluid inclusions in quartz grains of the Qibaoshan Au—Cu deposit

LV型包裹體（圖5(a)）常溫下由氣相水和液相水組成（VH2O+ LH2O），氣液比10 ～20%，大小6 ～12 μm，呈長方形或橢圓形，主要在II—III階段石英顆粒中呈簇群或平行陣列產(chǎn)出．

VL型包裹體（圖5(b)）常溫下由單一氣相水（VH2O）或氣相水與液相水共同組成（VH2O+ LH2O），后者氣液比70 ～90%．VL型包裹體大小8 ～12 μm，呈橢圓狀或次圓狀，通常成群分布于I—II階段石英顆粒生長環(huán)帶中．

S型包裹體常溫下由氣相水、液相水及子礦物（VH2O+ LH2O+ S礦物）組成，根據(jù)所含子礦物類型與數(shù)目，劃分為2個亞類：S1型包裹體（圖5(c)）含有多個形狀各異的子礦物，子礦物占包裹體容積的30 ～70%．S1型包裹體多呈不規(guī)則形狀，大小10 ～25 μm，氣液比15 ～35%，部分包裹體中發(fā)育不透明子礦物，推測為金屬礦物，該類包裹體僅少量出現(xiàn)于I階段石英顆粒中；S2型包裹體（圖5(d)）僅含有一個立方體晶型的石鹽子礦物，包裹體呈橢圓狀或次圓狀，大小6 ～20 μm，氣液比10 ～25%，通常與VL型包裹體共存于I—II階段的石英顆粒中（圖5(e)）．

3.2 包裹體顯微測溫

各階段形狀規(guī)則、大小>5 μm的原生流體包裹體用于顯微測溫（表1）．

表1 七寶山Au-Cu礦床各階段石英中流體包裹體顯微測溫數(shù)據(jù)Tab 1 Microthermometric data from fluid inclusions in hydrothermal quartz of the Qibaoshan Au-Cu deposit

I.鏡鐵礦—自然金—石英階段主要發(fā)育S2、S1、VL型包裹體，分別占比60%、30%、10%．升溫時，S2型包裹體展現(xiàn)出3種不同的均一方式：（1）氣相先消失，子礦物后消失，包裹體均一至液相；（2）子礦物先消失，氣相后消失，包裹體均一至液相；（3）氣相與子礦物近同時消失，包裹體均一至液相．其中方式（3）最為普遍．S2型包裹體均一溫度352 ～433°C，子礦物消失溫度295 ～433°C，對應(yīng)鹽度37.8 ～51.3 wt.%；S1型包裹體以子礦物逐一溶解達(dá)到均一，均一溫度447 ～479°C；VL型包裹體冰點溫度—3.3 ～—0.7°C，對應(yīng)鹽度1.2 ～5.4 wt.%，包裹體均一至氣相，均一溫度363 ～425°C．

II. 黃鐵礦—黃銅礦—石英階段主要發(fā)育LV、VL、S2型包裹體，分別占比50%、30%、20%．LV型包裹體冰點溫度—2.5 ～—14.7°C，對應(yīng)鹽度4.2 ～18.4 wt.%，包裹體均一至液相的溫度為233 ～339°C；VL型包裹體冰點溫度—1.2 ～—0.4°C，對應(yīng)鹽度0.7 ～2.1 wt.%，包裹體均一至氣相的溫度為307 ～342°C；S2型包裹體表現(xiàn)出與I階段相似的3種均一方式，子礦物溶解溫度254 ～325°C，對應(yīng)鹽度34.5 ～40.2 wt.%，包裹體均一至液相的溫度為257 ～322°C．

III. 貧硫化物—石英—方解石階段僅發(fā)育LV型包裹體，記錄了成礦熱液體系的最低溫度與鹽度．LV型包裹體冰點溫度—6.5 ～—3.0°C，對應(yīng)鹽度5.0 ～9.9 wt.%，包裹體均一至液相的溫度為135 ～246°C．

3.3 H—O—C—S同位素

I-III階段12件石英樣品H-O-C同位素分析結(jié)果顯示（表2）：δ18O石英 值范圍11.1 ～13.4‰，δDH2O值范圍-106.2 ～-86.6‰，δ13C值范圍-24.7 ～-1.9‰，根據(jù)Clayton[34]的石英-水平衡函數(shù)(1 000lnα石英-水=3.38×106×T?2?3.40)，計算流體包裹體δ18OH2O值范圍-2.5 ～7.9‰．硫同位素分析結(jié)果顯示（表3）：5件黃銅礦樣品δ34S值范圍0.8 ～4.8‰，平均值2.9‰，5件黃鐵礦樣品δ34S 值范圍0.4 ～6.1‰，平均值4.4‰．

表2 七寶山Au—Cu礦床各階段石英H—O—C同位素分析結(jié)果Tab 2 H—O—C isotope data from quartz of the Qibaoshan Au—Cu deposit

表3 七寶山Au—Cu礦床黃銅礦及黃鐵礦硫同位素分析結(jié)果Tab 3 Sulfur isotope data from chalcopyrite and pyrite of the Qibaoshan Au—Cu deposit

4 討論

4.1 流體沸騰及壓力估算

流體沸騰屬于流體不混融的特殊形式[35]．七寶山Au—Cu礦床I—II階段流體沸騰作用明顯，并被下述現(xiàn)象證實：（1）I—II階段石英顆粒中普遍出現(xiàn)富氣相包裹體（VL型），指示流體捕獲時含有大量的氣體揮發(fā)分；（2）共生的富氣相（VL型）及含子礦物包裹體（S型）具有一致的均一溫度，說明其近同時捕獲，并代表沸騰流體包裹體組合（圖5(e)）；（3）含子礦物包裹體（S型），表現(xiàn)出子礦物與氣相近同時消失的均一方式，指示流體捕獲于沸騰狀態(tài)下的臨界環(huán)境．

圖 6 七寶山Au—Cu礦床NaCl—H2O體系P—T—XNaCl圖解（底圖據(jù)參考文獻(xiàn)[36]）Fig 6 P—T—XNaCl diagram of NaCl—H2O system in Qibaoshan Au—Cu deposit (after reference[36])

沸騰包裹體組合的均一溫度與石英結(jié)晶溫度相近， 可近似代表成礦溫度． 通過Driesner and Heinrich[36]的P—T—XNaCl圖解（圖6），I—II階段流體的捕獲壓力可通過沸騰包裹體組合的均一溫度與鹽度進行估算，而III階段缺乏流體沸騰證據(jù)，僅能通過LV型包裹體的均一溫度與鹽度估算其最小捕獲壓力．礦體與圍巖界線清晰，并賦存于斷裂構(gòu)造中，說明成礦于靜水環(huán)境[37]，估算成礦壓力為80 ～200 bar，成礦深度0.8 ～2.0 km．

礦石中出現(xiàn)鏡鐵礦及重晶石等氧化物相，指示礦區(qū)剝蝕深度較淺，深部可能出現(xiàn)硫化物相．礦化形式從淺部的角礫狀礦化逐漸向深部的脈狀、網(wǎng)脈狀礦化轉(zhuǎn)化，暗示礦區(qū)深部有形成斑巖型礦化的可能，成礦前景較好．

4.2 成礦流體來源及演化

流體包裹體巖相學(xué)特征及顯微測溫結(jié)果指示成礦早期至晚期，流體組分與P—T條件不斷變化，成礦流體可能具有多種來源，應(yīng)用H—O—C同位素可進一步示蹤流體來源并探究其演化過程[38]．

I階段樣品點落在氫氧圖解巖漿水范圍下方（圖7），該范圍同時與變質(zhì)水部分重疊，但魯南地區(qū)缺少早白堊世的區(qū)域變質(zhì)作用，可排除變質(zhì)流體來源的可能．VL與S2型包裹體捕獲于流體沸騰體系，而含有多個子礦物的S1型包裹體可能屬于熔—流包裹體的范疇[39]，該類包裹體記錄了硅酸鹽熔體向鹵水溶液的轉(zhuǎn)變過程，富含成礦元素，形成于母質(zhì)巖漿流體出溶作用．綜上所述，I階段成礦流體以巖漿水為主，幾乎沒有大氣降水的參與．II階段樣品點出現(xiàn)向大氣降水線偏移的趨勢．相較于I階段，VL型包裹體數(shù)目明顯減少，指示成礦流體從大規(guī)模沸騰轉(zhuǎn)變?yōu)榫植糠序v，而熔—流包裹體（S2型）的缺失與低鹽度包裹體（LV型）的出現(xiàn)則暗示大氣降水的參與．II階段隨著大氣降水的混入，成礦流體溫度與鹽度不斷降低，大量氣相組分逸出，LV型包裹體占據(jù)主導(dǎo)．III階段樣品點更靠近大氣降水線，石英顆粒中僅捕獲低溫、低鹽度的LV型包裹體．從II 到III 階段，出現(xiàn)“18O同位素漂移”現(xiàn)象[38]（圖7），δD值幾乎無變化，這一特征反映隨著時間的推移，大氣降水的混入量逐漸增加．

圖 7 七寶山Au—Cu礦床氫氧同位素圖解（底圖據(jù)參考文獻(xiàn)[38]）Fig 7 δDvs. δ18O diagram in Qibaoshan Au—Cu deposit (after reference [38])

圖8 自然界碳同位素儲庫范圍（底圖據(jù)參考文獻(xiàn)[44]）Fig 8 Geological reservoirs of δ13C values (after refence [44])

值得注意的是各階段的δD值均明顯偏低，并投影在巖漿水范圍下方．δD值的變化受到多方面因素的制約：（1）巖漿去氣作用可引起大規(guī)模的同位素分餾，使巖漿水的δD值降低50 ～80%[40]，但這種去氣作用也伴隨著δ34S值的降低，礦區(qū)硫化物δ34S值并未發(fā)生明顯變化，排除了巖漿去氣作用的可能；（2）水—巖交換作用也會影響流體中的δD值變化[41]．黑云母與角閃石等造巖礦物的δD值可低至—170[42]，這些礦物普遍存在于礦區(qū)的輝石閃長巖和石英閃長玢巖中．當(dāng)成礦流體與這些圍巖發(fā)生水—巖交換作用，可導(dǎo)致流體中δD值降低．相較于大氣降水，巖漿水的流動范圍有限，水—巖交換作用主要影響成礦II—III階段；（3）沸騰作用對流體δD值的影響主要發(fā)生在相分離過程中，蒸汽相D相對富集，而剩余流體相D相對虧損[43]．流體沸騰主要影響成礦I—II階段；（4）大氣降水通常含有較低的δD值[38]，當(dāng)大氣降水與巖漿水發(fā)生混合時，混合體系中的δD值降低．流體混合主要影響成礦II—III階段．

當(dāng)?shù)V床脈石礦物中缺少石墨類礦物，脈石礦物的碳同位素組成可近似代表成礦流體中的碳同位素組成[44,45]．礦區(qū)各階段石英包裹體的δ13C值為—1.9 ～—24.7‰，寬泛的δ13C值變化，反應(yīng)其多源成因．成礦體系中13C的端元組成分別與巖漿CO2與含碳有機質(zhì)（石油、煤、化石等）相對應(yīng)（圖8），推測成礦流體中的13C最初源于巖漿CO2，隨著大氣降水的混入與循環(huán)對流，成礦流體不斷從區(qū)域地層萃取有機碳組分．

綜上所述，基于流體包裹體及H—O—C同位素分析，筆者認(rèn)為形成七寶山Au—Cu礦床的成礦流體最初為巖漿成因，隨后大氣降水逐漸混入，流體不斷與圍巖發(fā)生水—巖交換作用并萃取成礦有利組分，成礦流體記錄了從沸騰體系到混合體系的變化過程．

4.3 成礦物質(zhì)來源

硫化物廣泛存在于各類金屬礦床中，其硫同位素組成可示蹤成礦流體及物質(zhì)來源[46?49]．Ohmoto[50]指出熱液礦物硫同位素組成是總硫同位素組成、氧逸度、酸堿度、離子強度及溫度的函數(shù)，即δ34S =f(δ34SΣs,fO2, pH,I,T)，當(dāng)硫同位素達(dá)到分餾平衡時，礦物硫可近似代表流體中的硫同位素組成（δ34S礦物≈δ34S流體） ．本次研究結(jié)合前人數(shù)據(jù)顯示，各類硫化物δ34S值具有的規(guī)律（圖9），與硫化物結(jié)晶順序一致，指示硫同位素已達(dá)到分餾平衡，即δ34S礦物≈δ34S流體．礦區(qū)硫化物δ34S值范圍0.3 ～6.1‰，平均值3.5‰，與花崗巖類δ34S儲庫相近(δ34S=?3 ～3 ‰)[50]，說明巖漿為成礦提供了重要的物質(zhì)來源，偏高的δ34S值（>3‰）可能源于流體與圍巖的水-巖交換作用．

圖 9 七寶山Au—Cu礦床硫同位素直方圖（已發(fā)表數(shù)據(jù)引自參考文獻(xiàn)[9,10]）Fig 9 Histogram of sulfur isotope data for the Qibaoshan Au—Cu deposit (published data from[9,10])

圖10 七寶山Au—Cu礦床鉛同位素構(gòu)造判別圖解（底圖據(jù)參考文獻(xiàn)[51]）Fig 10 Lead isotope tectonic environment discrimination diagram (after reference [51])

鉛同位素用于進一步限定成礦物質(zhì)來源．前人礦石及圍巖鉛同位素組成顯示[9,10]，礦石鉛同位素組成鈾鉛相對富集，釷鉛相對虧損，投點落于構(gòu)造判別圖下地殼范圍內(nèi)（圖10），與輝石閃長巖鉛同位素組成差異較大，與安山巖玢巖及石英閃長巖玢巖的鉛同位素組成相近，暗示其可能具有相同來源．此外，孫思等[13]在對礦區(qū)蝕變石英閃長玢巖石英斑晶中的流體包裹體進行掃描電鏡分析時，發(fā)現(xiàn)了大量赤鐵礦及硫化物子礦物，再次證實石英閃長玢巖是重要的成礦物質(zhì)來源．

綜上所述，筆者認(rèn)為七寶山Au—Cu礦床的成礦物質(zhì)主要來源于石英閃長玢巖，少部分來源于其他圍巖組分.

4.4 成礦模型

山東半島是我國重要的黃金產(chǎn)地，已發(fā)現(xiàn)玲瓏、三山島、蓬家夼等一系列大型—超大型金礦床，這些礦床主要形成于130～100 Ma[52?54]．前人研究表明，早白堊紀(jì)山東半島處于太平洋板塊向歐亞板塊俯沖背景下的伸展環(huán)境，俯沖板片的部分熔融形成大量巖漿[55,56]，區(qū)域礦化與巖漿活動關(guān)系密切（圖11(a)）．與七寶山Au—Cu礦化相關(guān)的石英閃長玢巖（125 Ma）可能形成于相同的伸展環(huán)境中．

在七寶山Au—Cu礦區(qū)，早期巖漿活動形成的輝石閃長巖（175 Ma）堵塞了火山通道，后期巖漿與熱液不斷上涌并積聚壓力，當(dāng)壓力超過圍巖承受范圍時，在未完全結(jié)晶的石英閃長玢巖中發(fā)生隱爆．瞬時降壓使巖漿熱液發(fā)生大規(guī)模沸騰，開啟礦化過程，并形成I 階段富金角礫狀礦化．隨著成礦作用的進行，低溫、低礦化度的大氣降水與巖漿水發(fā)生混合，并在巖漿熱動力的驅(qū)動下不斷從圍巖中萃取成礦組分，形成II階段富銅脈狀礦化．隨后，大氣降水混入量增加，巖漿冷卻結(jié)晶，在礦化中心外圍形成低溫、低鹽度的III階段貧硫化物—石英—方解石脈．隱爆角礫巖筒及斷裂構(gòu)造既為成礦熱液的運移提供了必要通道，又為成礦元素的沉淀提供了賦存空間（圖11(b)）．

圖11 (a) 山東半島早白堊世構(gòu)造背景圖（據(jù)參考文獻(xiàn)[56]修改）；(b)七寶山Au—Cu礦床成礦模式圖Fig 11 (a) Tectonic model of Early Cretaceous gold deposits on the Shandong Peninsula (after reference [56]); (b) Metallogenic model of the Qibaoshan Au—Cu deposit

5 結(jié)論

（1）礦床成礦流體初始為巖漿水，隨后大氣降水混入，并與圍巖發(fā)生水—巖交換作用；

（2）礦床成礦物質(zhì)主要來源于石英閃長玢巖，少量來源于其它圍巖；

（3）流體沸騰和流體混合是成礦物質(zhì)主要的沉積機制；

（4）七寶山Au—Cu礦床屬于典型中溫巖漿熱液礦床．