胶东金矿床成矿流体、稳定同位素及成矿时代研究进展

宋雪龙，李俊建，李秀章，党智财，赵泽霖，于成鵾4

（1．中国地质科学院研究生部，北京100037；2．中国地质调查局天津地质矿产研究所，天津300170；3．山东省地质调查院，济南250013；4．辽宁省有色地质局109队，辽宁朝阳122000）

胶东金矿床成矿流体、稳定同位素及成矿时代研究进展

宋雪龙1，李俊建2，李秀章3，党智财1，赵泽霖1，于成鵾4

（1．中国地质科学院研究生部，北京100037；2．中国地质调查局天津地质矿产研究所，天津300170；3．山东省地质调查院，济南250013；4．辽宁省有色地质局109队，辽宁朝阳122000）

胶东金矿成矿具有“多期叠加，时空集中，规模巨大”的显著特征，胶东金矿床在成矿流体性质、成矿时代上具有一致性。各类矿床不同蚀变带、各成矿阶段的流体包裹体类型主要有H2O -CO2包裹体、富CO2包裹体和H2O溶液包裹体，各成矿阶段具有不同的流体包裹体类型组合，成矿流体为中低温、低盐度的CO2H2O-NaCl流体。稳定同位素研究表明，成矿流体可能源于统一的流体库——壳幔相互作用过程的流体系统，成矿晚期有大气降水混入。胶东地区岩浆活动主要集中于152～160 Ma（玲珑花岗岩）、126～130 Ma（郭家岭花岗岩）和108～118．8 Ma（伟德山花岗岩）等3个时期，主成矿期年龄集中于112～127 Ma，成矿主要与郭家岭和伟德山花岗岩有关。关键词： 胶东金矿；成矿流体；稳定同位素；成矿时代

0 引言

胶东是我国最大的金矿集中区，在不足全国大陆0．2%的面积上，其黄金储量占全国的1／4。如此集中的金矿产出，引起众多地质学家的关注，多年来进行了大量深入的研究［117］。目前普遍认为金矿的形成与中生代岩石圈减薄及相应的构造 岩浆热液活动密切相关［1，4-6，11，1516，1819］。通过综合研究前人的资料，认为胶东各成矿区的金矿床在成矿流体性质、成矿时代上具有一致性，各种类型的矿床形成于同一构造背景、同一成因、同一时代，而产出于不同构造部位、不同围岩条件。

1 区域地质及矿床地质

胶东位于华北克拉通东缘、苏鲁超高压变质带北段西侧和郯庐断裂以东的盆 岭半岛区，是中生代构造、岩浆发育的内生热液金矿集中区（图1）。基底构造单元属中朝陆块胶辽微陆块胶北地块，上叠构造单元属滨太平洋岩浆活动带（鲁东被动大陆边缘）胶北隆起，其东与鲁东折返带威海隆起为邻，南与胶莱盆地相接，西与鲁西地块并置。区域出露地层为新太古代胶东岩群、古元古代荆山群和粉子山群中高级变质岩系及白垩系火山岩，侵入岩则为大面积出露的中生代玲珑、郭家岭、滦家河、昆嵛山、艾山、伟德山等花岗质岩体。区内断裂构造发育，以NE-NNE向断裂为主。

图1 胶东金矿区地质和金矿分布简图（据范宏瑞等，2004；毛景文等，2005；改绘）Fig．1 Simplified map of geology and gold deposits in Eastern Shandong peninsular

胶东金矿区自西向东分为3大金成矿区：胶西北成矿区、栖蓬福成矿区和牟乳成矿区，多以侏罗-白垩纪火山 沉积盆地间隔。主要金矿类型有破碎带蚀变岩型（焦家式金矿）、石英脉型（玲珑式金矿）、破碎带石英网脉带型（河西式金矿）、硫化物石英脉型（邓格庄式金矿）、层间滑脱拆离带型（杜家崖式金矿）、蚀变砾岩型（发云夼式金矿）、盆地断裂角砾岩型（蓬家夼式金矿），其中最为重要的是蚀变岩型和石英脉型金矿（表1）。

金翅岭金矿［20］、胡八庄金矿［21］、大庄子金矿［22］、留村金矿［23］、三甲金矿［24］、三山岛金矿［2526］、新城金矿［27］、蓬莱金矿区［18，28］、金岭金矿［29］、邓格庄金矿［30］等多个典型矿床的研究表明，各类矿床中金的成矿作用一般可划分为4个阶段：第Ⅰ阶段为黄铁矿 石英阶段，含少量浸染状黄铁矿和乳白色石英脉；第Ⅱ阶段为金 石英 黄铁矿阶段，主要矿物组合为黄铁矿、银金矿和自然金，黄铁矿以块状和浸染状为主；第Ⅲ阶段为金 石英 多金属硫化物阶段，石英、黄铁矿仍是该阶段主要成分，但黄铜矿、方铅矿、闪锌矿和磁铁矿是其特征组合；第Ⅳ阶段为石英 碳酸盐阶段，以方解石为主，并含有极少量的黄铁矿和细脉状石英。其中，第Ⅱ和第Ⅲ阶段为主成矿阶段，2个阶段叠加部位易形成富矿。

表1 胶东矿集区蚀变岩型和石英脉型金矿床地质特征对比［9］Table 1 Comparison of characteristics of altered cataclastic rock type and quartz vein type gold deposit in gold deposit-clustered areas in Jiaodong area

2 流体包裹体研究

近年对金翅岭金矿［20］、胡八庄金矿［21］、大庄子金矿［22］、留村金矿［23］、三甲金矿［24］、三山岛金矿［2526］、新城金矿［27］、金岭金矿［29］、邓格庄金矿［30］等典型矿床不同阶段、不同深度的样品（矿石、蚀变岩、石英脉等）进行了流体包裹体岩相学观察、显微测温和激光拉曼光谱测试。

2．1 包裹体岩相学特征

根据室温及冷冻回温过程中包裹体的物相组成，各矿区各阶段的包裹体大体分为3类：H2OCO2包裹体（部分矿床的此类包裹体中含少量CH4）、富CO2包裹体和H2O溶液包裹体。

成矿早期（第Ⅰ阶段）乳白色石英中主要为H2O-CO2包裹体，多为负晶形、椭圆形、长条形、规则形或不规则形，室温下呈2～3相，CO2液相（LCO2）＋CO2气相（VCO2）通常占包裹体体积的50%以下［6，2030］。

主成矿期（第Ⅱ，Ⅲ阶段）石英中主要发育富CO2包裹体和H2O溶液包裹体，富CO2包裹体多为负晶形、椭圆形，少数不规则形，室温下呈2～3相，LCO2＋VCO2变化大，通常占总体积的40%～90%，有时可高达95%［6，2030］。该期常见富CO2包裹体和H2O溶液包裹体共存现象，二者均一温度相近，表明该期流体被捕获时可能发生了沸腾不混溶现象［31］。

成矿后期（第Ⅳ阶段）主要发育H2O溶液包裹体，多为不规则状、椭圆状、长条状，室温下呈2相，气液比较小。

2．2 包裹体显微测温

对成矿早期（第Ⅰ阶段）H2O-CO2包裹体测温表明，固态CO2融化温度多为－60～－56．6℃，多数温度略低于纯CO2三相点（－56．6℃），表明成分可能基本为纯CO2；少数温度明显低于－56．6℃，表明包裹体中除含CO2外，可能还有CH4和H2S等挥发组分。笼合物的融化温度多在4～10℃，完全均一温度多在260～410℃，多数均一到液相，少数均一到气相。利用Mac Flincor（Brown等，1995）和Bakker（1997）程序计算获得的包裹体总密度多为0．8～1．0 g／cm3，水溶液相的盐度w（NaCl）多为0～11%［6，2030］。

对主成矿期（第Ⅱ、Ⅲ阶段）富CO2包裹体和H2O溶液包裹体测温表明，固态CO2融化温度绝大多数在－57．5～－56．6℃，与纯CO2三相点（－56．6℃）接近，成分为纯CO2，极少数明显低于－56．6℃，可能有CH4等挥发组分加入，完全均一温度为180～380℃，变化较大，多数低于330℃，集中在210～310℃。包裹体总密度多为0～0．8 g／cm3，水溶液相的盐度w（NaCl）多为0～11%［6，2030］。

对成矿后期（第Ⅳ阶段）H2O溶液包裹体测温表明，其冰点、均一温度、盐度较主成矿期低，完全均一温度多在100～250℃，多数低于200℃，少数低于100℃，集中在110～190℃。水溶液相的盐度w（NaCl）多为0～10%［6，2030］。

总体看，胶东金矿成矿流体为中低温低盐度CO2H2O-NaCl流体。

2．3 激光拉曼探针分析

对典型矿床的H2O-CO2包裹体和富CO2包裹体的激光拉曼探针分析表明，在拉曼谱图上除了寄主矿物石英的特征峰外，还出现CO2特征峰（1 387和1 283 cm－1）和宽泛的液相H2O峰（3 310～3 610 cm－1），部分包裹体中还可检测到CH4，H2S等挥发组分的特征峰，与测温显示的固态CO2融化温度略低于纯CO2三相点（－56．6℃）相吻合［6，20-30］。

3 稳定同位素研究进展

3．1 氢、氧同位素研究

不同来源的流体具有不同的氢、氧同位素组成，因此常根据成矿流体的氢、氧同位素组成来判断流体来源。根据石英-水同位素分馏方程（Claton等，1972；Friedman和O，Neil，1977）：1 000 ln石英水＝3．38×106／T2－3．40（2．90），以及不同阶段包裹体的测温结果，计算得到各阶段流体的δ（18OH2O）值，将各矿床各阶段的δ（D）和δ（18OH2O）值投影到δ（D）—δ（18OH2O）关系图解上（图2），可以看出成矿早期为岩浆水和大气降水的共同参与，但总体偏向岩浆水方向，演化到成矿后期接近地表则有越来越多的大气降水参与进来。

3．2 硫同位素研究

硫是成矿热液中最主要的矿化剂，硫化物是矿床中主要的金属矿物，而金的产出与黄铁矿等金属硫化物关系密切，因此研究含金硫化物中硫的组成变化可了解矿床中硫的来源、成矿元素迁移和沉淀机理，为矿床成因和成矿物理化学条件提供指示作用。

统计表明，各类金矿δ（34S）显示硫同位素组成比较集中，富集δ（34S），δ（34S）多为7×10－3～12× 10－3，集中于10×10－3附近，各类矿床中硫来源基本一致，且从石英脉型、破碎蚀变岩型到胶莱盆地北缘滑脱带中的角砾岩型，矿石重硫相对增高［1］。

王义文等［19］通过对同一成矿阶段不同含硫矿物δ（34S）的分析，发现按黄铁矿 闪锌矿 黄铜矿 方铅矿的顺序δ（34S）值依次递减，与实验数据和同位素热力学规律一致，表明硫同位素在不同矿物间已基本达平衡状态。这可能反映出在地质历史过程中随着壳幔相互作用的不断进行，硫同位素已经基本上均一化，在中生代金矿形成时，成矿流体来自壳幔相互作用的统一流体库［1］。王义文等［19］发现δ（34S）在区域上的水平方向递变与矿床或矿化类型垂直分带及剥蚀深度有关。因此，硫同位素组成可作为矿体剥蚀深度的一个指标，对矿床含矿性评价和胶东金矿区深部找矿具有重要意义。

图2 胶东金矿区不同矿床及岩体δ（D）—δ（18OH2O）关系图（底图据Taylor，1979）Fig．2 δ（D）-δ（18OH2O）diagram of different gold deposits and intrusive bodies in Jiaodong area

4 成矿时代研究进展

随着同位素定年实验新技术的发展，胶东矿集区金矿成矿年代学亦成为热点研究课题，主要采用的测年方法有：蚀变矿物Rb-Sr，K-Ar，Ar-Ar法；流体包裹体Rb-Sr法；石英Ar-Ar法；矿石矿物Rb-Sr法；矿物-全岩Sm-Nd，Rb-Sr法；锆石SHRIMP UPb法；辉钼矿Re-Os法等。

4．1 矿床形成时代

20世纪末以来，研究者对胶东金矿形成时代认识的渐趋一致，普遍认为金矿形成于中生代。研究发现，160～190 Ma，135～140 Ma和115～125 Ma为华北克拉通及其周缘中生代大规模金属矿床成矿作用的3个主要时期［16，31］，金矿主要形成于晚侏罗世—早白垩世。骆万成等［32］认为胶东地区主要成矿期为105～120 Ma；Wang等［33］对招莱矿带成矿前花岗岩和成矿后脉体中锆石进行SHRIMP法UPb同位素年龄测定后，认为金形成时代为120～126 Ma；杨进辉等［5］认为胶东半岛西北部破碎蚀变岩型金矿的主成矿期是100～117 Ma；李厚民［34］等认为胶东隆起金矿成矿时代为114～123 Ma；徐贵忠等［35］认为金矿成矿时代为100～126 Ma；李俊建等［36］认为金矿化被限定在120～126 Ma；王义文等［37］认为金矿主成矿年龄为（115±10）Ma。

图3 胶东金矿成矿年龄频谱图Fig．3 Frequency spectrum graph of gold ore-forming ages in Jiaodong area

从近年来胶东金矿区金矿形成时代的同位素年龄（表2）可以看出，20世纪进行年龄测定受仪器、方法的限制，获得数据误差较大。2000年以来多采用先进的方法、仪器测试，数据精度高，变化范围小，年龄值多为113．5～126．5 Ma，同位素年龄统计直方图显示年龄数据集中在112～127 Ma（图3）。

4．2 花岗岩体年龄

胶东地区金矿床主要赋存于交代 深熔花岗岩类岩体内或接触带附近的脆-韧性剪切带及断裂裂隙中，金矿的形成与中生代造山事件的岩浆活动关系密切。对胶东地区获得的SHRIMP年龄统计（表3）表明，胶东地区岩浆活动的年龄集中在152～160 Ma（玲珑花岗岩）、126～130 Ma（郭家岭花岗岩）和108～118．8 Ma（伟德山花岗岩），即晚侏罗世、早白垩世早期和早白垩世晚期3个岩浆活动阶段，区内金成矿主要与郭家岭和伟德山花岗岩有关。

5 结论

（1）胶东金矿区金矿床石英及硫化物矿物中流体包裹体类型主要有H2O-CO2包裹体、富CO2包裹体和H2O溶液包裹体，各成矿阶段具有不同的流体包裹体类型组合。

表2 胶东地区金矿成矿年龄Table 2 Gold ore-forming ages in Jiaodong area

表3 胶东地区中生代侵入岩SHRIMP年龄统计Table 3 SHRIMP ages of Mesozoic intrusive rock in Jiaodong area

（2）胶东金矿区内的金矿床具有较一致的成矿流体介质条件，为中-低温低盐度的CO2H2ONaCl流体，主成矿温度为210～310℃。成矿流体可能来源于统一的流体库——壳幔相互作用过程的流体系统，并在成矿后期与大气降水混合。

（3）胶东地区岩浆活动主要集中于152～160 Ma（玲珑花岗岩）、126～130 Ma（郭家岭花岗岩）和108～118．8 Ma（伟德山花岗岩）3期，主成矿期年龄集中在112～127 Ma，成矿主要与郭家岭和伟德山花岗岩有关。

［1］ 毛景文，李厚民，王义天，等．地幔流体参与胶东金矿成矿作用的氢氧碳硫同位素证据［J］．地质学报，2005，79（6）：839-857．

［2］ 李俊建，罗镇宽，刘晓阳，等．胶东中生代花岗岩及大型 超大型金矿床形成的地球动力学环境［J］．矿床地质，2005，24（4）：361-372．

［3］ 杨立强，邓军，葛良胜，等．胶东金矿成矿时代和矿床成因研究述评［J］．自然科学进展，2006，16（7）：797-803．

［4］ 胡芳芳，范宏瑞，杨进辉，等．胶东乳山金矿蚀变岩中绢云母40Ar／39Ar年龄及其对金成矿事件的制约［J］．矿物岩石地球化学通报，2006，25（2）：109-114．

［5］ 杨进辉，周新华，陈立辉．胶东地区破碎带蚀变岩型金矿时代的测定及其地质意义［J］．岩石学报，2000，16（3）：454-458．

［6］ 范宏瑞，胡芳芳，杨进辉，等．胶东中生代构造体制转折过程中流体演化和金的大规模成矿［J］．岩石学报，2005，21（5）：1317 -1328．

［7］ 陈衍景，倪培，范宏瑞，等．不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征［J］．岩石学报，2007，23（9）：2085-2108．

［8］ 邓军，杨立强，方云，等．胶东地区壳 幔作用与金成矿效应［J］．地质科学，2000，35（1）：60-70．

［9］ 胡芳芳，范宏瑞，沈昆，等．胶东乳山脉状金矿床成矿流体性质与演化［J］．岩石学报，2005，21（5）：1329-1338．

［10］ 黄德业．胶东金矿成矿系列硫同位素研究［J］．矿床地质，1994，13（1）：75-87．

［11］ 陈衍景，Pirajno F，赖勇，等．胶东矿集区大规模成矿时间与构造环境［J］．岩石学报，2004，20（4）：907-922．

［12］ 宋明春，崔书学，伊丕厚，等．胶西北金矿集中区深部大型 超大型金矿找矿与成矿模式［M］．北京：地质出版社，2010：1-338

［13］ 陈光远，邵伟，孙岱生．胶东金矿成因矿物学与找矿［M］．重庆：重庆出版社，1989：1-452．

［14］ 邓军，刘伟，孙忠实，等．幔源流体判别标志及多层循环成矿作用动力学：以山东夏甸金矿床为例［J］．中国科学：D辑，地球科学，2002，32（增刊）：96-104．

［15］ 翟明国，范宏瑞，杨进辉，等．非造山带型金矿——胶东型金矿的陆内成矿作用［J］．地学前缘，2004，11（1）：85-98．

［16］ 翟明国，杨进辉，刘文军．胶东大型黄金矿集区及大规模成矿作用［J］．中国科学：D辑，2001，31（7）：545-552．

［17］ 罗镇宽，苗来成．胶东招莱地区花岗岩和金矿床［M］．北京：冶金工业出版社，2002：1-253．

［18］ 侯明兰，蒋少涌，姜耀辉，等．胶东蓬莱金成矿区的S-Pb同位素地球化学和Rb-Sr同位素年代学研究［J］．岩石学报，2006，22（10）：2525-2533．

［19］ 王义文，朱奉三，宫润谭．构造同位素地球化学——胶东金矿集中区硫同位素再研究［J］．黄金，2002，23（4）：1-16．

［20］ 杨柳，邹海洋，杨牧，等．胶东金翅岭金矿成矿流体特征及地质意义［J］．中国有色金属学报，2012，22（3）：726-732．

［21］ 蔡亚春，胡芳芳，范宏瑞，等．胶东胡八庄金矿成矿流体、稳定同位素及成矿时代研究［J］．岩石学报，2011，27（5）：1341-1351．

［22］ 刘玄，范宏瑞，胡芳芳，等．胶东大庄子金矿成矿流体及稳定同位素研究［J］．矿床地质，2011，30（4）：675-689．

［23］ 姜晓辉，范宏瑞，胡芳芳．胶西北留村金矿成矿流体特征与矿床成因［J］．矿床地质，2011，30（3）：511-521．

［24］ 胡芳芳，范宏瑞，于虎，等．胶东三甲金矿床流体包裹体特征［J］．岩石学报，2008，24（9）：2037-2044．

［25］ 姜晓辉，范宏瑞，胡芳芳，等．胶东三山岛金矿中深部成矿流体对比及矿床成因［J］．岩石学报，2011，27（5）：1327-1340．

［26］ 周国发，吕古贤，邓军，等．山东三山岛金矿床流体包裹体特征及其地质意义［J］．现代地质，2008，22（1）：24-33．

［27］ 陆丽娜，范宏瑞，胡芳芳，等．胶西北新城金矿成矿流体与矿床成因［J］．矿床地质，2011，30（3）：522-532

［28］ 侯明兰，蒋少涌，沈昆，等．胶东蓬莱金矿区流体包裹体和氢氧同位素地球化学研究［J］．岩石学报，2007，23（9）：2241-2256．

［29］ 王力，孙丰月，王家良．山东金岭金矿床成矿流体地球化学特征［J］．岩石学报，2010，26（12）：3735-3744．

［30］ 胡芳芳，范宏瑞，杨奎锋，等．胶东牟平邓格庄金矿床流体包裹体研究［J］．岩石学报，2007，23（9）：2155-2164．

［31］ 毛景文，张作衡，余金杰，等．华北及邻区中生代大规模成矿的地球动力学背景：从金属矿床年龄精测得到启示［J］．中国科学：D辑，2003，33（4）：289-299．

［32］ 骆万成，伍勤生．应用蚀变矿物测定胶东金矿的成矿年龄［J］．科学通报，1987，32（16）：1245-1245．

［33］ 胡受奚，王鹤年，王德滋，等．中国东部金矿地质学及地球化学［M］．北京：科学出版社，1998：267-338．

［34］ 李厚民，毛景文，沈远超，等．胶西北东季金矿床钾长石和石英的Ar-Ar年龄及其意义［J］．矿床地质，2003，22（1）：72-77．

［35］ 徐贵忠，应汉龙，周瑞，等．论胶西北河西金矿床成因及其动力学条件［J］．矿床地质，2002，21（3）：246-255．

［36］ 李俊建，罗镇宽，刘晓阳，等．玲珑金矿区成矿后花岗斑岩脉的锆石SHRIMP U-Pb年龄对胶北地体演化的制约［J］．地学前缘，2005，12（2）：317-324．

［37］ 王义文，朱奉三，宫润潭，等．胶东金矿集中区金矿成矿年代学研究［J］．黄金地质，2002，8（4）：48-55．

［38］ 宋明春，徐军祥，王沛成，等．山东省大地构造格局和地质构造演化［M］．北京：地质出版社，2009：1-238．

［39］ 胡芳芳，范宏瑞，杨进辉，等．胶东乳山含金石英脉型金矿的成矿年龄：热液锆石SHRIMP法U-Pb测定［J］．科学通报，2004，49（12）：1191-1198．

［40］ 于学峰，李洪奎，单伟．山东胶东矿集区燕山期构造热事件与金矿成矿耦合探讨［J］．地质学报，2012，86（12）：1946-1956．

［41］ 李兆龙，杨敏之．胶东金矿床地质地球化学［M］．天津：天津科学技术出版社，1993：1-299．

［42］ 吕古贤，孔庆存．胶东玲珑 焦家式金矿地质［M］．北京：科学出版社，1993：1-251．

［43］ 李华芹，刘家齐，魏琳．热液矿床流体包裹体年代学研究及其地质应用［M］．北京：地质出版社，1993：1-126．

［44］ 张德全，徐洪林，孙桂英．山东邓格庄金矿与昆嵛山花岗岩的定位时代及其地质意义［J］．地质论评，1995，41（5）：415-425．

［45］ 张连昌，沈远超，刘铁兵，等．山东胶莱盆地北缘金矿床Ar-Ar法和Rb-Sr法等时线年龄与成矿时代［J］．中国科学：D辑，2002，32（9）：727-734．

［46］ 李建威．胶东金矿集区晚中生代大规模成矿作用：年代学与地球动力学背景［C］∥中国矿物岩石地球化学学会．2004年全国岩石学与地球动力学研讨会论文摘要集．北京：地质出版社，2004．

［47］ 孙丰月，石准立，冯本智．胶东金矿地质及幔源C-H-O流体分异成岩成矿［M］．长春：吉林人民出版社，1995：1-170．

［48］ 卢晶．胶东大尹格庄金矿成矿流体特征及成矿年代学研究［D］．北京：中国地质大学，2012．

［49］ 王世进，万喻生，王伟，等．山东崂山花岗岩形成时代：锆石SHRIMP U-Pb定年［J］．山东国土资源，2010，26（10）：1-5．

［50］ 胡芳芳，范宏瑞，杨进辉，等．鲁东昆嵛山地区宫家辉长闪长岩成因：岩石地球化学、锆石U-Pb年代学与Hf同位素制约［J］．岩石学报，2007，23（2）：369-380．

［51］ 关康，罗镇宽，苗来成，等．胶东招掖郭家岭型花岗岩锆石SHRIMP年代学研究［J］．地质科学，1998，33（3）：318-328．

［52］ 郭敬辉，陈福坤，张晓曼，等．苏鲁超高压带北部中生代岩浆侵入活动与同碰撞 碰撞后构造过程：锆石U-Pb年代学［J］．岩石学报，2005，21（4）：1281-1301．

［53］ 王世进，王来明，万喻生，等．鲁东地区侵入岩形成时代和期次划分：锆石SHRIMP U-Pb年龄的证据［J］．山东国土资源，2009，25（12）：8-20．

［54］ 张田，张岳桥．胶东半岛中生代侵入岩浆活动序列及其构造制约［J］．高校地质学报，2007，13（2）：323-336．

［55］ 李洪奎，李逸凡，耿科，等．山东鲁东碰撞造山型金矿成矿作用探讨［J］．大地构造与成矿学，2011，35（4）：533-542．

The research progress of ore forming fluids，stable isotope and mineralizing age in Jiaodong peninsular of eastern China

SONG Xuelong1，LI Junjian2，LI Xiuzhang3，DANG Zhicai1，ZHAO Zelin1，YU Chengkun4
（1．Graduate Department of Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China；2．ianjin Institute of Geology and Mineral Resources，China Geological Survey，Tianjin 300170，China；3．Shandong Bureau of Geological Survey，Jinan 250013，China；4．Liaoning Provincial Bureau of Nonferrous Geological Team 109，Chaoyang 122000，Liaoning，China）

Gold metallogeny in Jiaodong peninsular area is characterized by multi-stage，age-space concentration and huge scale．Based on researches on the previous data of gold deposits in the area we consider that a gold deposit is similar in its ore-forming fluid characteristics and mineralizing age．Fluid inclusion data show that occur mainly the H2O-CO2fluid inclusions，CO2-rich fluid inclusions and aqueous fluid inclusions in different alteration zones and different mineralization stages of various gold deposits．Each stage has its own fluid inclusion combinations．Generally the ore-forming fluid is characterized by CO2-H2O-NaCl fluid with medium-low temperature and low salinity．The study of stable isotope indicates that the ore-forming fluid may come from the same fluid reservoir，which was produced by the interaction of crust and mantle and it is incorporated with late meteoric water．Magmatism in Jiaodong area was mainly focused on stages of 160-152 Ma（Linglong granite），130-126 Ma（Guojialing granodiorite）and 118．8-108 Ma（Weideshan granodiorite-granite），and mineralizing age can be fixed at 127-112 Ma．Gold mineralization is mainly related to Guojialing granite and Weideshan granite．

Gold deposits in Jiaodong area；ore-forming fluid；stable isotope；mineralizing age

P597；P618．51

： A

10．6053／j．issn．1001-1412．2014．01．002

2013-07-11； 改回日期：2013-10-10； 责任编辑： 赵庆

中国地质调查局国土资源大调查项目（编号：200110200038和1212010781028）和科学技术部专项资金项目（编号：200811010）资助。

宋雪龙（1988 ），男，硕士研究生，主要从事区域成矿学研究工作。通信地址：天津市河东区大直沽八号路4号；邮政编码：300170；E-mail：songxuelong＠126．com

doi：10．6053／j．issn．1001-1412．2014．01．003