膠東夏甸金礦床構造-熱歷史：成巖-成礦年代學與磷灰石裂變徑跡熱年代學綜合約束*

楊偉 張良 張炳林 王偲瑞 李大鵬 葉廣利 劉向東, 4 秦秀合

膠東金礦集區(qū)位于華北古陸東南緣與蘇魯造山帶復合區(qū)域，是世界上唯一已知的前寒武紀變質地體內中生代晚期形成的巨型金礦集區(qū)(Groves and Santosh, 2016; Qiuetal., 2020; Yangetal., 2022; Wangetal., 2022)，已探明黃金資源儲量達5000t，占中國黃金資源總儲量三分之一以上，是全球第三大金礦集區(qū)(楊立強等, 2022; Deng and Wang, 2016; Dengetal., 2020a, b; Grovesetal., 2021; 宋明春等, 2020, 2022)。近年來該區(qū)研究主要聚焦于金成礦作用的源、運、儲過程，揭示了膠東金礦床獨特的礦床特征和成礦機制(Deng and Wang, 2016; 王慶飛等, 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、侵入巖型和巖漿熱液型等金成礦模型(Grovesetal., 1998; Dengetal., 2015a, Goldfarb and Pitcairn, 2022; Xuetal., 2021, 2022)，屬于獨特的金礦成因類型——膠東型金礦(Dengetal., 2020a)。膠東金礦床空間分布嚴格受控于NE向斷裂控制，成礦期北東向斷裂疊加于再活化的近東西向前寒武紀基底構造上，局部應力釋放派生次級斷裂裂隙構成多重自相似菱形格狀斷裂控礦系統(tǒng)(楊立強等, 2014, 2019; Dengetal., 2019, 2020a, b, c)。隨著深部找礦和科研工作不斷取得進展，膠東金礦床的形成-變化與保存和深部資源潛力成為科研工作者最為關心的科學問題(張琪彬等, 2022)，礦床形成后所經歷的不同形式和不同程度的變化對礦床的時空定位具有直接影響(柳振江等, 2010; Qiuetal., 2023a)，所以針對礦床的研究應兼顧成礦作用過程與成礦后的變化與保存，這是全面認識礦床時空分布規(guī)律、厘定礦床成因機制、開展區(qū)域礦產勘查預測的前提(翟裕生等, 2000; 宋明春等, 2022; Dengetal., 2015b)。

熱年代學方法是地質年代學的一個重要分支，該方法結合礦物學、巖石學與構造地質學等研究和計算機模擬技術，以封閉溫度理論和實驗測試方法為基礎，主要是通過研究巖石中礦物時間-溫度演化的熱歷史來獲取地表到下地殼的地質體從形成、蝕變、抬升、剝蝕的完整演化歷史(Yuanetal., 2001, 2009)，因此，熱年代學可用于約束成礦時代及期次、成礦后隆升與剝蝕、礦床變化與保存等問題，從而為成礦系統(tǒng)的研究提供獨特的見解(Chakurianetal., 2003; McInnesetal., 2005; Zhangetal., 2017, 2019, 2020b)。利用構造-熱年代學方法對各類型礦床成礦后隆升與剝蝕過程的定量化評估已取得很多成效，例如Mártonetal.(2010)利用磷灰石、鋯石裂變徑跡方法，結合40Ar/39Ar年齡和區(qū)域地質背景，反演了位于保加利亞東部的Kesebir-Kardamos沉積盆地中淺成低溫熱液型金成礦系統(tǒng)的形成、保存及剝蝕過程，并預測了有利金礦保存的潛在找礦勘查靶區(qū)；Gongetal. (2021)通過磷灰石裂變徑跡分析、磷灰石和鋯石(U-Th)/He定年和熱歷史模擬，限定了西天山延東斑巖型銅礦床多階段隆升剝蝕歷史，揭示了古生代斑巖型礦床得以保存的原因；張琪彬等(2022)利用采自膠東焦家金礦床4個鉆孔中-1100～-2000m標高的6件樣品進行磷灰石與鋯石裂變徑跡分析，揭示出焦家金礦床自成礦至今的冷卻和剝露歷史，估算該礦床總剝蝕厚度為5.2±1.2km，并結合成礦深度和深部鉆探驗證等工作綜合推斷該區(qū)-5000m標高以淺具備良好的金成礦條件和巨大的找礦潛力；Liuetal. (2017)在膠東三山島金礦床0～-3563m深度范圍內間隔500m分別采集了12件蝕變巖樣品進行磷灰石和鋯石的 (U-T)/He熱年代學分析，根據測試年齡隨深度的變化規(guī)律，推測該礦床隆升剝蝕歷史，估算該礦床總剝蝕量約為5.1km。

夏甸超大型蝕變巖型金礦床位于膠東招平金礦帶中南段，目前已探明金資源儲量達200余噸(Yangetal., 2016b)，礦體主體賦存于招平主斷裂下盤的玲瓏花崗巖中。該礦床成巖成礦時代已有較好限定(Zhangetal., 2010, 2020a; Yangetal., 2012, 2016b; Maetal., 2013, 2017)，Maetal. (2017)對該礦床中新鮮玲瓏花崗巖的鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb定年，結果表明該巖體于159.5±0.9Ma侵位，與Zhangetal. (2010)和Maetal. (2013)的研究結果相近；Yangetal. (2012)對夏甸地區(qū)附近出露的郭家?guī)X花崗巖的兩件樣品的鋯石U-Pb定年結果顯示該巖體于129±1Ma侵位結晶；夏甸金礦床中與載金礦物共生的熱液絹云母40Ar/39Ar和熱液獨居石U-Pb年齡表明金成礦作用發(fā)生在約120Ma(Maetal., 2017; Zhangetal., 2020a)。然而，該礦床成巖-成礦演化與成礦后變化-保存過程尚缺乏有效約束，制約了對該成礦系統(tǒng)的認識和深部找礦勘查。為此，本文結合野外地質調研、已有年代學數據、巖相學和礦相學研究以及鋯石U-Pb定年和磷灰石裂變徑跡分析，剖析該礦床的構造-熱歷史，為深入認識該礦床形成、變化與保存全過程提供新佐證，為深部成礦潛力評價和找礦勘查工作提供科學依據。

1 區(qū)域地質與礦床地質

1.1 區(qū)域地質

膠東地區(qū)位于華北克拉通東南緣，西以郯廬斷裂為界與魯西相隔，東南與蘇魯超高壓變質帶與秦嶺-大別造山帶銜接，中間被NE向五蓮-煙臺斷裂分為兩部分(圖1)，東為蘇魯地體北段，西為膠北地體(楊立強等, 2014; 張良, 2016)。膠北地體由膠萊盆地和膠北隆起組成(圖1)，膠東地區(qū)85%以上的黃金資源分布于膠北隆起中。膠北隆起出露的前寒武紀變質基底巖性主要為新太古代膠東巖群TTG片麻巖組合、古元古代粉子山和荊山巖群以及新元古代蓬萊群變質-沉積巖序列組成(楊立強等, 2014)；該區(qū)侵入前寒武紀基底變質巖的中生代巖漿巖主要有三期(圖1)：(1)晚侏羅世(約163～150Ma)黑云母二長花崗巖、二長閃長巖、石英閃長巖和花崗閃長巖(Yangetal., 2012; Maetal., 2013)，多呈大巖基產出，組成玲瓏雜巖體，呈東西向展布；(2)早白堊世中期(約132～123Ma)似斑狀花崗閃長巖由三山島、上莊、北截、叢家和郭家?guī)X等系列東西向排列的巖體組成，從西到東成分具有由花崗巖→花崗閃長巖→堿性巖變化的特征(劉躍等, 2014; 楊立強等, 2014)；(3)早白堊世晚期(約125～90Ma)發(fā)育堿性花崗巖和高鉀中性-鐵鎂質巖脈(Gossetal., 2010; Lietal., 2012; Liuetal., 2018, 2020)，前者以膠北地體的艾山和雨山巖體等為代表，后者成群集中于金礦區(qū)。

圖1 膠東金礦集區(qū)地質簡圖(據楊立強等, 2014修編)

膠北地體發(fā)育系列EW向基底構造帶，主要為古老基底褶皺及與之伴生的斷裂構造共同組成的褶斷帶，被系列NE-NNE向脆性斷裂帶疊加改造(楊立強等, 2019)。NE-NNE向斷裂帶是區(qū)內最重要的控礦構造，被認為是郯廬斷裂帶的次級斷裂(Goldfarbetal., 2001; Qiuetal., 2002)，這些斷裂帶在區(qū)內空間上分布較均勻(圖1)，間距約為35km，且在整個區(qū)域內彼此近似平行，由西向東分別為三山島-倉上斷裂帶、焦家斷裂帶、招遠-平度斷裂帶、蓬萊-棲霞斷裂帶，膠北地體內金礦床的分布嚴格受這些斷裂的控制(楊立強等, 2014; Dengetal., 2020a, c)。研究表明這些控礦斷裂經歷了從擠壓到剪壓和剪張再到伸展的構造體制轉換過程，大規(guī)模金成礦作用受控于NNW-SSE向主構造應力場引起的剪壓-剪張構造體制轉換過程(Goldfarb and Santosh, 2014; Dengetal., 2018, 2019; 楊立強等, 2019)。

Charlesetal. (2011, 2013)通過一系列地質和地球物理工作識別出了整體呈NNE向展布的非對稱的玲瓏變質核雜巖(圖2)，東以招平拆離斷層為界，西以焦家拆離斷層為界(圖2; Wuetal., 2020)，沿這兩條拆離斷層發(fā)育有一系列蝕變巖型和石英脈型金礦床(圖2)，例如焦家、夏甸以及大尹格莊等超大型金礦。招平拆離斷層走向為20°～40°，傾向SE(或SEE)，延伸距離約100km(圖2)，該拆離斷層由深部韌性變形帶與淺部脆性變形帶組成。深部韌性剪切作用改造了晚侏羅世和早白堊世深成巖以及新太古代變質巖，形成初糜棱巖和糜棱巖以及局部的超糜棱巖；淺部脆性變形帶通常平行于下部韌性剪切帶，由幾條以角礫巖化或碎裂巖化帶為代表的脆性斷裂組成；脆性構造與韌性構造的交切關系表明，脆性構造的發(fā)育晚于韌性剪切活動，并沿韌性剪切帶頂部發(fā)育(Wuetal., 2020)。

圖2 膠北隆起地質簡圖(據楊立強等, 2019; Charles et al., 2013修編)及NW-SE向橫切玲瓏變質核雜巖剖面圖(據Charles et al., 2011修編)

1.2 礦床地質

夏甸金礦床位于招平拆離斷裂帶中部(圖2)，已探明黃金資源總儲量超過200t(Yangetal., 2016b)，為膠東地區(qū)典型的蝕變巖型金礦。礦區(qū)內出露的主要巖性單元為新太古代膠東巖群黑云變粒巖、黑云斜長角閃片麻巖和角閃巖以及晚侏羅世玲瓏花崗巖(圖3a)，早白堊世郭家?guī)X花崗閃長巖在夏甸礦區(qū)的西南部有露頭，說明其很可能隱伏于該礦床深部(Zhangetal., 2010)，此外，該礦區(qū)還發(fā)育一系列早白堊世煌斑巖和閃長玢巖等中基性脈巖，多數分布在招平主斷裂下盤，大多數走向呈NNE向，部分為NE向，傾向NW(圖3a)。

圖3 夏甸金礦床地質簡圖(a,據Yang et al., 2016b修編)、535勘探線剖面圖(b)及-652m中段532穿脈剖面圖，顯示構造-蝕變-礦化結構以及采樣位置(c)

礦體的空間展布受沿新太古代膠東巖群變質巖與中生代玲瓏花崗巖巖性界面發(fā)育的招平拆離斷層的控制(圖2、圖3)，Ⅶ號礦體為夏甸金礦金資源儲量的最重要組成，占已探明儲量的93%，實際上由13個單礦體組成，礦體嚴格受主斷裂及其在下盤所伴生、派生的次級斷裂、節(jié)理裂隙系統(tǒng)的控制(圖3b, c；張炳林，2018)；礦體形態(tài)主要呈脈狀、透鏡狀、網脈狀的復雜特征，沿走向和傾向具有膨脹夾縮、尖滅再現(xiàn)的空間展布特征，沿傾斜方向向深部延伸長度大于沿礦體走向的延長(圖3b)。

招平拆離斷層早期正向拆離活動導致下盤經歷了早期的糜棱巖化韌性變形作用形成糜棱巖化花崗巖，并控制了早期韌性變形域中的熱液蝕變(圖4)，期間伴隨著下盤玲瓏花崗巖沿拆離斷層的剝蝕作用(Charlesetal., 2013; Yangetal., 2016b)。糜棱巖化花崗巖具有剪切花崗巖的典型特征，在鏡下可觀察到長石的σ殘斑與重結晶的石英條帶(圖4)。主期熱液蝕變和金成礦作用受控于晚期脆性變形，金成礦流體沿脆性構造裂隙對招平拆離斷層上、下盤的地質體進行蝕變交代作用，上盤膠東巖群變質巖蝕變作用較弱，下盤緊鄰主斷裂的玲瓏花崗巖發(fā)生強烈熱液蝕變作用，各類碎裂蝕變巖沿斷裂帶廣泛發(fā)育，形成寬達數百米的熱液蝕變分帶(圖3c)，遠離主斷裂依次為(黃鐵)絹英巖化帶、硅化帶、鉀長石化帶。

圖4 夏甸金礦床糜棱巖化花崗巖樣品正交偏光鏡下變形特征

根據顯微鏡下巖相學與礦相學特征(圖5)，可將主期熱液蝕變作用分為四個類型：鉀長石化蝕變、黃鐵絹英巖化蝕變、碳酸鹽化蝕變。早期的糜棱巖的韌性變形特征在成礦期碎裂蝕變巖中仍有所保留，說明晚期脆性變形疊加在早期韌性變形之上。鉀長石化蝕變的鏡下特征為少量斜長石被鉀長石所交代，并伴隨少量黃鐵礦的形成(圖5)，一般認為鉀長石化蝕變發(fā)生在成礦前(Wenetal., 2016; 汪浩等, 2020)，為成礦作用的先導，鉀長石化蝕變前后圍巖的摩爾體積發(fā)生變化，導致鉀長石化蝕變巖的抗壓強度降低(徐興旺等, 2002; Xuetal., 2004)，進而利于在成礦期因構造活動而產生斷層、節(jié)理裂隙作為容納成礦流體的滲透性構造；黃鐵絹英巖化為主成礦階段最重要的熱液蝕變類型，與金礦化作用密切相關，顯微鏡下可觀察到長石被交代形成細粒的絹云母、粗粒的白云母和石英，同時有大量載金礦黃鐵礦形成(圖5)；碳酸鹽化蝕變發(fā)生在成礦作用晚期，一般以碳酸鹽礦物細脈的形式穿切早期熱液礦物(圖5)，該階段蝕變標志著礦化作用的結束。

圖5 夏甸金礦床典型礦石樣品蝕變-礦化顯微鏡下照片

2 樣品采集與測試方法

2.1 樣品采集

為了確定區(qū)域巖漿熱事件的年齡，本研究在夏甸金礦床北耩礦段(E120°20′7.228″、N37°8′8.051″)-191m水平巷道井口采集了新鮮的玲瓏黑云母花崗巖(XD15D001B1)，由于夏甸目前的井下工程巷道中未發(fā)現(xiàn)郭家?guī)X花崗巖，所以郭家?guī)X型花崗閃長巖樣品(DYG24ZK1B2)采自距離夏甸金礦床北部約15km的大尹格莊金礦床深部鉆孔(24ZK1；E120°23′37″、N37°18′49″)-1530m處巖心。將以上兩件樣品進行鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年。

為了建立夏甸金礦成礦后構造-熱演化歷史，選擇夏甸金礦Ⅶ號礦體(E120°20′22.492″、N37°7′47.880″)-652m水平中段533穿脈采集樣品進行磷灰石裂變徑跡分析，該穿脈較好地揭露了主斷裂帶上盤、下盤、招平拆離斷層帶中的糜棱巖、碎裂巖、角礫巖以及與成礦相關的脆性構造裂隙和各種蝕變巖，系統(tǒng)采集了招平拆離斷層上、下盤經歷不同變形程度的巖/礦石樣品總共7件(圖3c)，從拆離斷層下盤到上盤分別為：下盤未變形的黑云母花崗巖(XD08)；拆離斷層帶中的黃鐵絹英巖(XD51)、黃鐵絹英巖化花崗質糜棱巖(XD46)、黃鐵絹英巖化超糜棱巖(XD38)和黃鐵絹英巖化角礫巖(XD37)；以及上盤的斜長角閃巖(XD34)和斷層泥(XD32)。每件樣品至少重3kg，確?？梢蕴暨x出足夠的磷灰石單礦物進行實驗，對這7件樣品全部進行了磷灰石裂變徑跡測試。

2.2 鋯石U-Pb定年

鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年的測試分析在合肥工業(yè)大學資源與環(huán)境學院LA-ICP-MS實驗室完成。兩件花崗巖類樣品經人工破碎至80～100目，通過重液、電磁儀等方法分離分選出鋯石；然后用雙目鏡挑選出無裂痕、包裹體含量少并且具有代表性的鋯石顆粒粘貼在環(huán)氧樹脂表面，待固化后打磨拋光至露出光潔平面；再進行透反射和陰極發(fā)光(CL)照像，根據圖像特征來選擇鋯石測試點位，以避開內部裂隙、包裹體及不同成因區(qū)域的年齡，以期獲得相對較準確的年齡信息。鋯石定年分析所用的儀器為Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及與之配套的激光剝蝕Newwave UP 213系統(tǒng)。

2.3 磷灰石裂變徑跡測試

將樣品粉碎到60目左右，通過傳統(tǒng)的電磁選、重液選等手段提純獲得足夠用于裂變徑跡分析的磷灰石單礦物。裂變徑跡測試在中國科學院高能物理研究所采用外探測器法(Gleadow and Duddy, 1981)完成。磷灰石單礦物顆粒用環(huán)氧樹脂制靶，對其進行壓平和拋光以揭露礦物顆粒內表面，同時進行光學光潔度處理。磷灰石樣品在25℃條件下在5.0%的HNO3溶液中持續(xù)蝕刻30s，樣品輻照在中國原子能科學院492熱中子核反應堆進行，該反應堆鎘金比大于100，熱化充分。在對磷灰石樣品的測試中，中子通量通過CN-5鈾標準玻璃進行標定(Yuanetal., 2009)。輻照后，被作為外探測器的白云母在25℃條件下置于40%的HF溶液中連續(xù)蝕刻20min，從而揭露白云母中誘發(fā)的裂變徑跡。最后在1000倍鏡下測量自發(fā)和誘發(fā)的徑跡密度以及測量標準監(jiān)測玻璃的誘發(fā)徑跡密度(標準徑跡密度)，測量磷灰石樣品內裂變徑跡的長度信息。

為更好地確定樣品年齡，每件樣品通常選取多于20個晶粒進行測試，本次測試結果的中值年齡用Zeta校準方法(Hurford and Green, 1983)計算。CN-5鈾標準玻璃的Zeta值為389.4±19.2(1σ)，通過Green (1981)的方法計算1σ誤差?？ǚ?χ2)檢驗被用于評價所分析的顆粒是否屬于同一組年齡(Galbraith, 1981)，當卡方檢驗值P(χ2)>5%時，認為所有單顆粒年齡同組。由于磷灰石裂變徑跡退火的各向異性，僅測量菱形磷灰石晶體中平行于C軸的水平圍限徑跡長度。

3 數據結果與解釋

3.1 鋯石U-Pb定年

本研究所采集的玲瓏花崗巖樣品中的鋯石具有明顯的振蕩環(huán)帶結構，表現(xiàn)出典型的巖漿鋯石特征(Wuetal., 2005)。鋯石長徑范圍70～210μm，長寬比約為2:1～6:1，多呈長柱狀(圖6a)，Th/U比值極少數小于0.1，其余變化在0.1～1.55(表1)，部分鋯石內部發(fā)育有不規(guī)則的晶核，個別表現(xiàn)出渾圓狀形態(tài)，指示其為繼承或捕獲鋯石。對玲瓏黑云母花崗巖樣品XD15D001B1中45個鋯石測點進行了LA-ICP-MS U-Pb定年，獲得的表面年齡變化范圍為129±3.6Ma～2226±48.7Ma(表1)，其中17個測點的206Pb/238U年齡集中在135±4.0Ma～168±4.5Ma(表1)，在207Pb/235U-206Pb/238U諧和圖上均投影在諧和線上或附近(圖6c)，206Pb/238U加權平均年齡為151.7±2.1Ma(MSWD=1.03，2σ；圖6d)。其余21個測點的年齡相對比較分散，其中16個測試點的206Pb/238U年齡為173±5.18Ma～795±20.7Ma(表1)，其余5個測試點有較老的年齡，207Pb/206Pb年齡為1739±72.5Ma～2518±52.5Ma(表1)。

表1 玲瓏黑云母花崗巖(樣品XD15D001B1) LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡數據

圖6 典型鋯石CL圖像、LA-ICP-MS鋯石 U-Pb諧和圖與206Pb/238U加權平均年齡

本次研究所采集的郭家?guī)X型花崗巖樣品中的鋯石具有典型的振蕩環(huán)帶結構，具典型的巖漿鋯石特征(Wuetal., 2005)。鋯石長徑60～160μm，長寬比2:1～3:1，呈自形短柱狀(圖6b)，Th/U比值為0.2～1.02(表2)，部分鋯石顆粒內發(fā)育不規(guī)則晶核，指示為繼承鋯石。對郭家?guī)X花崗閃長巖樣品DYG24ZK1B2中40個鋯石測點進行了LA-ICP-MS U-Pb定年，獲得的表面年齡變化于119±3.3Ma～2250±49.1Ma(表2)，其中18個有效測點的206Pb/238U年齡集中在121±3.4～135±4.0Ma(表2)，在207Pb/235U-206Pb/238U諧和圖上均投影在諧和線上或附近(圖6e)，206Pb/238U加權平均年齡為125.8±1.6Ma(MSWD=0.98，2σ；圖6f)。

表2 郭家?guī)X花崗閃長巖(樣品DYG24ZK1B2) LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡數據

綜上所述，本次研究所獲玲瓏黑云母花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為151.7±2.1Ma，郭家?guī)X花崗閃長巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為125.8±1.6Ma，除了這些集中在約150Ma代表玲瓏型花崗巖和約130Ma代表郭家?guī)X型花崗巖的巖漿巖結晶年齡外，在玲瓏花崗巖和郭家?guī)X花崗巖的樣品中均獲得了較老的繼承鋯石的年齡。

3.2 磷灰石裂變徑跡數據

夏甸金礦床磷灰石裂變徑跡(AFT)年齡如表3和圖7所示，上下盤和拆離斷層帶樣品年齡并未有明顯差別，所有的AFT年齡都具有中-低年齡分布特征，雷達圖顯示所有樣品的單個晶粒年齡范圍分布較廣，但是所有樣品均通過了P(χ2)檢測，P(χ2)值分布在22.9%～99.9%之間，這表明用于計算中值年齡的單個顆粒年齡來自一個年齡群體(Galbraith and Laslett, 1993)。整體來看，所有樣品的AFT中值年齡主要集中于兩個時期：(1)來自玲瓏拆離斷裂帶和下盤未變形黑云母花崗巖以及上盤弱變形斜長角閃巖6件樣品的AFT年齡范圍為32.5±1.7Ma(1σ)～23.6±2.9Ma(1σ)之間；(2)招平拆離斷層上盤距主斷裂面30m處次級斷層中斷層泥樣品XD32的AFT年齡為17.8±2.2Ma(1σ)，明顯小于主體年齡區(qū)間，可能是斷層活動導致的熱異常引起年齡重置和重新冷卻計時。

圖7 磷灰石裂變徑跡年齡雷達圖

6件磷灰石樣品被用于裂變徑跡長度測量(表3、圖8)，徑跡長度分別為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)。樣品徑跡長度均為單峰分布，略具負偏斜特征，徑跡長度平均值低于14μm(范圍12.0±0.3μm～13.8±0.3μm)，標準偏差范圍為1.4～1.9μm。與其他樣品相比上盤次級斷層中斷層泥樣品(XD32)的平均徑跡長度(MTL)較長，而且U含量較低(5.78×10-6)，說明次級斷層可能經歷了強烈的構造活動，使其封閉體系完全重置，故下文不再對此樣品的數據進行討論。所有樣品的AFT年齡差異很大，而MTL差異很小，表明除了XD32外，其余所有樣品單調緩慢通過磷灰石裂變徑跡部分退火帶(125～60℃; Gleadow and Duddy, 1981)，并經歷了相似的熱歷史。

圖8 磷灰石裂變徑跡長度直方圖

表3 夏甸金礦床磷灰石裂變徑跡年齡數據

3.3 熱歷史模擬

本研究實驗測試獲得6件樣品裂變徑跡長度信息，選取測量徑跡條數>100的XD38的樣品進行熱歷史模擬，以確保熱歷史模擬結果具有較高的可靠性。采用Ketchametal. (2007)的退火模型和蒙特卡洛方法，利用磷灰石單顆粒徑跡長度、年齡、退火帶溫度等參數在HeFTy軟件中進行熱歷史模擬。為充分利用測試數據結果，盡量減少人工干擾，獲得更加貼合實際的模擬熱歷史，熱歷史模擬設置了較為寬泛的參數：(a)現(xiàn)今穿脈中巖石溫度20±5℃；(b)磷灰石裂變徑跡年齡±3σ對應溫度120～60℃。當模擬獲取足夠100條好的熱歷史曲線時，軟件自動終止模擬，此時已經獲取了上千條可以接受的熱歷史曲線，為熱歷史反演模擬結果提供了可靠的支撐。熱歷史模擬結果顯示AFT模擬年齡和測試年齡之間的擬合度值(GOF)為1，說明熱歷史模擬結果可靠。熱歷史模擬最佳路徑顯示(圖9)，樣品在約21.5Ma前冷卻速率較為緩慢，其后經歷了一次短暫的冷卻速率提升過程，在12.5Ma時冷卻速率進一步加快。

圖9 基于AFT數據的熱歷史模擬

4 討論

4.1 早白堊世構造-巖漿演化與金成礦事件

膠東金礦集區(qū)作為世界上最大的花崗巖容礦的金礦區(qū)之一，超過95%的金礦賦存在中生代花崗巖類中(Zhai and Santosh, 2011; Goldfarb and Santosh, 2014; Yangetal., 2018b)，大多數金礦床的產出受控于沿玲瓏花崗巖與前寒武紀變質巖的巖性界面發(fā)育的斷裂構造帶，如焦家、大尹格莊和夏甸金礦等超大型金礦床；少數金礦床的產出受控于沿玲瓏與郭家?guī)X花崗巖的巖性界面發(fā)育的斷裂構造帶，比如三山島、新城等超大型金礦床。因此金礦化與中生代巖漿活動的關系成為了膠東金礦集區(qū)的研究熱點之一(Tanetal., 2012; Yangetal., 2018b)。然而，膠西北中生代金礦床與巖漿巖的緊密空間關系并不意味著兩者有成因聯(lián)系。Zhangetal. (2020a)綜合分析了關于膠東地區(qū)巖漿活動和成礦作用的年齡數據，排除了玲瓏花崗巖與金礦化事件之間的成因關系。新的高精度年代學數據表明120Ma是膠東主要金成礦期(Maetal., 2017; Fengetal., 2018; Yangetal., 2018b; Zhangetal., 2020a; Dengetal., 2020b)，玲瓏花崗巖侵位比金成礦早30～40Myr，雖然金成礦時間接近于郭家?guī)X花崗巖的侵位峰期，但兩者之間仍存在約8Myr的間隔，金成礦事件發(fā)生在巖漿作用間歇期(Zhangetal., 2020a; Dengetal., 2020a, b)。另外，膠東金礦床流體包裹體顯微測溫數據顯示成礦流體的最高溫度約為350℃(Fanetal., 2003; Wenetal., 2015)，低于巖漿流體的溫度(通常>573℃)，成礦流體密度也低于巖漿熱液的平均密度(Songetal., 2015)，流體包裹體氫-氧同位素數據和熱液黃鐵礦He-Ar同位素數據表明成礦流體主要來自富集地幔，礦石和蝕變巖Sr-Nd-Pb同位素數據表明成礦流體和成礦物質源于富集巖石圈地幔(杜佛光, 2019)。因此，已有地質-地球化學與地質年代學證據不支持金成礦作用與玲瓏和郭家?guī)X巖體之間的成因聯(lián)系。

夏甸金礦床主要發(fā)生了晚侏羅世和早白堊世兩期巖漿作用，玲瓏花崗巖為夏甸金礦床的主要賦礦圍巖，而郭家?guī)X花崗閃長巖僅在夏甸礦區(qū)西南有露頭(Zhangetal., 2010)，在離夏甸金礦床北邊15km的大尹格莊金礦24ZK1鉆孔的-1530m處發(fā)現(xiàn)了郭家?guī)X花崗閃長巖的存在，說明夏甸金礦床深部也很可能發(fā)育有郭家?guī)X巖體。針對這兩類巖體的源區(qū)性質、侵位時代與地球動力學機制前人已經做了大量的工作(苗來成等, 1998; 張?zhí)锖蛷堅罉? 2008; 王棟, 2012; Jiangetal., 2012; Yangetal., 2012, 2018b; Maetal., 2013; Lietal., 2015)。綜合本文和前人對夏甸地區(qū)(附近)玲瓏花崗巖與郭家?guī)X花崗巖的鋯石U-Pb定年結果，表明玲瓏花崗巖在160±2.9Ma～151.7±2.1Ma之間侵位(表4、圖10；Yangetal., 2012, 2018b; Maetal., 2013, 2017)，郭家?guī)X花崗巖在129±1Ma～125.8±1.6Ma之間侵位(表4、圖10；Yangetal., 2012)。

圖10 夏甸金礦床中生代地質事件年齡

表4 夏甸金礦床中生代地質事件年齡統(tǒng)計

熱年代學證據顯示玲瓏花崗巖在約158Ma侵位后緩慢冷卻，而郭家?guī)X花崗巖在約128Ma侵位后經歷了快速冷卻，40Ar/39Ar熱年代學數據表明在約124～123Ma時玲瓏花崗巖與郭家?guī)X花崗巖都已經冷卻到約300±50℃(Lietal., 2003; Charlesetal., 2013)，因此處在該時期的侵入巖體引發(fā)的P-T條件最有利于使金在接近韌-脆性過渡帶的位置沉淀(Zhangetal., 2020a)。具體來說，成礦作用起始時期作為賦礦圍巖的玲瓏和郭家?guī)X巖體自身300±50℃的溫度導致其能干性較弱，容易發(fā)生韌性變形而滲透性結構不發(fā)育，夏甸金礦床發(fā)育成礦前韌性剪切帶及巖漿成因黑云母和石英發(fā)育韌性變形組構證明了這一點(圖4；Yangetal., 2016b)；夏甸金礦床礦石中熱液獨居石U-Pb年齡和熱液白云母40Ar/39Ar年齡顯示成礦作用發(fā)生在120Ma左右(Maetal., 2017; Zhangetal., 2020a)。該時期在構造應力和超靜巖壓力的成礦流體作用下導致在巖石尺度發(fā)生脆性變形作用并在礦物顆粒尺度發(fā)育延伸裂隙，引發(fā)了流體相分離和硫化作用，形成膠東地區(qū)典型的“石英-硫化物脈型”、“黃鐵絹英巖型”等金礦化類型(Yangetal., 2016a, 2018a; Dengetal., 2020a)。

4.2 金礦床熱歷史及變化保存過程

根據不同礦物某種同位素體系封閉特性的不同，建立冷卻溫度與年齡的冷卻曲線，可用來反演某地區(qū)或地質體的熱演化歷史(Grimmeretal., 2002; 柳振江等, 2010; Balestrierietal., 2011; Falkowskietal., 2016)，反演過程通常需結合多種熱年代學方法來進行綜合約束。另外，熱年代學可以用于定量化評估礦床的成礦后隆升-剝蝕(McInnesetal., 2005)，為學者們研究礦床的保存潛力提供了良好的借鑒(Yuanetal., 2001; 張琪彬等, 2022)。

根據前文收集整理的夏甸地區(qū)各類熱年代學數據，可恢復該金礦床的冷卻-剝蝕歷史(圖11、圖12)。區(qū)域伸展作用初始時期，下地殼部分熔融形成的重熔巖漿在伸展構造背景下侵位形成玲瓏花崗巖體(圖11；約163～151Ma；Yangetal., 2012, 2018b; Maetal., 2013, 2017)，該巖體以約19℃/Myr的冷卻速率在約143Ma時(玲瓏花崗巖白云母40Ar/39Ar年齡；Yangetal., 2016b)冷卻至白云母40Ar/39Ar封閉溫度400℃(圖11、圖12)；其后伴隨著沿招平拆離斷層正向拆離和剝蝕過程中以25.0±9.1℃/Myr的冷卻速率在135.0±3.1Ma時(鋯石裂變徑跡年齡；Yangetal., 2016b)冷卻至鋯石裂變徑跡封閉溫度240±50℃(圖11)，需要說明的是該ZFT結果是被玲瓏花崗巖中受控于早期韌性變形的熱液蝕變所重置的原巖ZFT年齡(張良, 2016; Zhangetal., 2020a)；約129±1Ma至125.8±1.6Ma之間郭家?guī)X巖體侵位(圖11；Yangetal., 2012)，在一定程度上加熱了玲瓏巖體(圖11；劉躍等，2014；Wangetal., 2014)，郭家?guī)X花崗巖侵位時期，其本身及玲瓏巖體經歷了韌性變形(表4、圖10；Charlesetal., 2013)，同時發(fā)生了受控于韌性變形的早期熱液蝕變作用(圖11、圖12；Zhangetal., 2020a)；其后于約120Ma沿招平拆離斷層發(fā)生了大規(guī)模的熱液蝕變和金成礦作用(圖11；Maetal., 2017; Zhangetal., 2020a)，此時賦礦圍巖已經冷卻至ZFT封閉溫度240℃以下(Yangetal., 2016b)。

圖11 夏甸金礦床冷卻歷史

圖12 夏甸金礦床早白堊世以來冷卻-剝蝕過程(據Yang et al., 2016b修編)

上述構造-熱事件終止后，后期仍有斷裂活動發(fā)生，并被切割礦體的斷層泥所記錄，但該事件絕對時限不詳。鋯石(U-Th)/He數據指示該礦床于104.5±15.0Ma～86.1±10.8Ma(2σ)冷卻至193～175℃(表4、圖11；Zhangetal., 2020a)，冷卻速率大于3.7℃/Myr，由于鋯石裂變徑跡和(U-Th)/He封閉溫度有部分重疊，冷卻速率上限不可知。最終該礦床大致于32.5±3.4Ma～23.6±5.8Ma(2σ)(AFT中值年齡)冷卻到125～60℃(磷灰石裂變徑跡封閉溫度；圖11)，冷卻速率為1.48℃/Myr，并逐步冷卻至現(xiàn)今近地表溫度25±5℃(圖11、圖12)。AFT熱歷史模擬結果表明(圖9)，礦床于約21.5Ma時冷卻至80±5℃，其后冷卻速率加快，于約12.5Ma冷卻至65±5℃，之后冷卻速率進一步提升(圖9)。21.5Ma至今的冷卻速率為2.55℃/Myr，明顯快于104.5±15.0Ma～86.1±10.8Ma至32.5±3.4Ma～23.6±5.8Ma的冷卻速率。AFT熱歷史模擬結果所顯示的兩個冷卻速率的提升過程與25Ma以來中國東部大陸玄武巖噴發(fā)活動增強(李曙光和汪洋, 2018)有關，在該區(qū)域性地質活動的影響下膠東地區(qū)在該時期構造巖漿活動較為強烈(張琪彬等, 2022)，導致地殼抬升冷卻速率增大；12.5Ma冷卻速率的進一步提升對應鄰區(qū)渤海盆地中大多數凹陷(如遼西、遼東、渤東、黃河口和山南凹陷)在15～10Ma期間沉積速率提升的過程(湯良杰等, 2008)，新近紀郯廬斷裂輕微的正斷活動可能導致了其上盤一側渤海盆地的相對快速的沉降和沉積，而其下盤的膠北隆起區(qū)恰恰是相對快速的冷卻和剝蝕(張?zhí)锖蛷堅罉? 2008; 詹潤和朱光, 2012)。

Yangetal. (2016b)對本文中全部樣品進行了鋯石裂變徑跡年齡分析，中值年齡在135.0±3.0Ma(1σ)～130.1±2.2Ma(1σ)之間(去除樣品XD32的數據)。本研究在成礦期44℃/km的地溫梯度和現(xiàn)今17～20℃/km的地溫梯度基礎上(唐軍，1998; Yangetal., 2016b)，大致將平均地溫梯度設為35℃/km計算成礦后冷卻和抬升速率。由同一樣品的ZFT年齡和AFT年齡限制的時期內，冷卻速率或剝蝕速率可以通過礦物對的封閉溫度計算(Kohnetal., 2002)，計算公式如下：

Vc=ΔT/Δt

Ve=Vc/G

上式中，Vc為冷卻速率；Ve為剝蝕速率；ΔT為AFT法與ZFT法的封閉溫度差；Δt為AFT法和ZFT法得到的年齡差值；G為地溫梯度。

計算結果表明，135.0±3.0Ma～130.1±2.2Ma與32.5±1.7Ma～23.6±2.9Ma期間的平冷卻速率約為1.3℃/Myr～1.9℃/Myr，平均冷卻速率約為1.6℃/Myr，平均剝蝕速率約為0.046km/Myr，平均總剝蝕量約為5km(圖12)。在正常地溫梯度30℃/km的基礎上，對比目前夏甸金礦-652m中段的溫度(25℃，0Ma)，可以計算在AFT中值年齡至今這段時期的冷卻速率和剝蝕速率，結果表明AFT中值年齡之后這段時期的平均冷卻速率約為3.4℃/Myr，平均抬升速率較低，平均剝蝕速率為0.113km/Myr，平均總剝蝕量約為3km(圖12)。綜上所述，由于缺乏主成礦期的鋯石裂變徑跡年齡數據來計算主成礦期至今的平均剝蝕速率，故利用本文中已獲得的135.0±3.0Ma～130.1±2.2Ma至32.5±1.7Ma～23.6±2.9Ma的平均剝蝕速率作為135.0±3.0Ma～130.1±2.2Ma至主成礦期(120Ma)的平均剝蝕速率，計算該期間(約15Ma)的總剝蝕量，結果顯示該期間總剝蝕量約為0.66km。因此，夏甸金礦自形成至今的總剝蝕量約為7km。

4.3 深部成礦潛力評估

膠東型金礦床空間分布嚴格受斷裂控制，構造控礦特征與典型造山型金礦床較為類似(Goldfarb and Santosh, 2014)。Grovesetal. (1998)提出造山型金礦床地殼連續(xù)成礦模式，該模型表明即使造山型金礦床部分原生淺成礦體已被剝蝕，其深部中-深成礦體仍可能具有較大資源潛力。前人基于膠東金礦床流體包裹體溫壓數據限定的成礦深度結果表明該區(qū)礦床以中成至淺成型為主(Fanetal., 2003; Wenetal., 2015; Yangetal., 2017; Guoetal., 2017)，中成和淺成礦床的共存表明膠東金礦集區(qū)金礦化形成的深度范圍較大(Zhangetal., 2020b)。柳振江等(2010)開展了膠西北金礦集區(qū)磷灰石裂變徑跡分析，以揭示該區(qū)礦床成礦后隆升與剝蝕程度，研究結果表明自110Ma以來沿三山島、焦家和招平斷裂帶分布的大型、特大型礦床剝蝕速率較低，最大剝蝕量不超過4.5km，尚未達到最大成礦深度；山東省地質科學院在焦家金礦床深部實施的ZK01鉆探工程在-2810～-2854m處揭露到多層工業(yè)礦體(于學峰等, 2019)；這說明在目前已證實的-2000m標高以深(張琪彬等, 2022)，尚有較大的找礦潛力。與區(qū)域成礦后構造演化和隆升剝蝕歷史一致，夏甸金礦床冷卻和剝蝕歷史顯示該金礦床成礦后冷卻緩慢，對應剝蝕速率相對較小，現(xiàn)今鉆探工程探明礦體最大深度約為1.5km(550ZK6，最大見礦深度-1573.53m)，估算的成礦深度為5～12km(林文蔚和殷秀蘭, 1998; Yangetal., 2014a)，說明其深部仍有較大找礦潛力，建議結合礦體空間分布規(guī)律，合理布置探礦工程對深部隱伏礦體進行勘查。

5 結論

本文利用賦礦玲瓏和郭家?guī)X花崗巖新的鋯石U-Pb年齡以及磷灰石裂變徑跡熱年代學數據并結合已有熱年代學資料建立了夏甸金礦床的構造-熱演化歷史，揭示了該礦床成巖-成礦以及成礦后隆升-剝蝕過程，探究了深部找礦潛力，取得以下主要結論：

(1)巖石組構特征與鋯石U-Pb和已有黑/白云母40Ar/39Ar年齡指示160～151Ma賦礦玲瓏花崗巖侵位并緩慢冷卻，129～125Ma郭家?guī)X花崗閃長巖侵位并發(fā)生同巖漿韌性變形；其后郭家?guī)X巖體快速冷卻；約124Ma賦礦玲瓏和郭家?guī)X花崗巖均冷卻到了350±50℃，區(qū)域韌脆性變形轉換。與載金礦物共生的熱液絹云母40Ar/39Ar和熱液獨居石U-Pb年齡表明120Ma大規(guī)模脆性變形疊加，深源含金流體于拆離斷層韌-脆性轉換帶至脆性角礫巖帶間發(fā)生強烈熱液蝕變和金成礦。

(2) 6件未受極端異常熱事件影響的樣品AFT中值年齡范圍為32.5±3.4Ma～23.6±5.8Ma(2σ)，表明礦床大致于該時代冷卻至125～60℃；AFT熱歷史模擬顯示在21.5Ma和12.5Ma該礦床分別經歷了兩次冷卻速率的升高，與同時期中國東部大陸區(qū)域伸展和玄武巖噴發(fā)活動的增強相關聯(lián)，在該事件的影響下膠東地區(qū)構造巖漿活動相較于前一階段明顯增強，導致地殼抬升冷卻速率明顯加快，新近紀郯廬斷裂輕微的正斷活動導致12.5Ma冷卻抬升速率進一步提升。

(3)夏甸金礦床成礦后剝蝕速率較低，自主成礦期至今的平均剝蝕速率約為0.059km/Myr，總剝蝕量約為7km，鑒于現(xiàn)今鉆探工程探明礦體最大深度約為1.5km，且估算的成礦深度為5～12km，推斷該金礦床深部仍有較大的找礦潛力。

致謝論文的完成得益于中國地質大學(北京)鄧軍院士、楊立強教授、袁萬明教授和邱昆峰教授的指導和幫助；野外工作得到了夏甸金礦相關工作人員的大力幫助及支持；研究生謝東、巨蕾協(xié)助完成了數據收集和整理工作；兩位匿名審稿人提出了寶貴的修改意見；謹此致謝。