胶东埠上金矿区煌斑岩与金矿的关系

马晓东，孙 斌，宋英昕，孙雨沁，程 伟，王 强，牛志力，殷继广

山东省地质科学研究院，山东省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室，国土资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室，山东济南250013

胶东埠上金矿区煌斑岩与金矿的关系

马晓东，孙 斌，宋英昕，孙雨沁，程 伟，王 强，牛志力，殷继广

山东省地质科学研究院，山东省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室，国土资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室，山东济南250013

为揭示胶东埠上金矿区煌斑岩与金矿的内在关系及成因，在地质学、岩石学研究的基础上，利用湿化学分析法、容量法、非水滴定法、分光光度法分析主量元素.采用等离子发射光谱仪、等离子质谱仪、原子荧光光谱仪、原子吸收光谱仪分析微量元素和稀土元素.通过本次研究发现区内煌斑岩及金矿具有密切的同源关系，均来源于Ⅰ型富集地幔源区，只是金矿混染了壳源的物质成分.结合大地构造特征，认为本区煌斑岩来源于Ⅰ型富集地幔岩浆区的浆体，金矿来源于Ⅰ型富集地幔岩浆区的易挥发并具氧化性的气液成矿流体.显示本区金矿成矿具有深成性、多地性、多期性及多样性等特征.

金矿；煌斑岩；内在关系；胶东；埠上

自Rock等［1-2］发表金矿与煌斑岩关系的论文以来,有关煌斑岩与金矿的关系吸引了国内外很多学者的关注.胶东地区是我国最重要的金矿集中区，有金矿床100多个，其成矿年龄集中在110～130 Ma［3］.各个矿床中也分布着大量的成矿前、成矿期及成矿后的煌斑岩，成岩时代集中于89.3～169.5 Ma［4］.煌斑岩与金矿在时间、空间上具有明显的伴生关系，因此有关煌斑岩的成因及与金矿的关系研究引起了不少学者的兴趣.徐红等［5］曾对焦家、玲珑、栖霞、乳山4个金矿区的煌斑岩的地球化学及成因进行了研究和探讨，认为煌斑岩的成岩物质来源与地壳有关；马芳等［6］曾对焦家金矿煌斑岩地球化学特征及其与金矿化关系进行了研究，认为煌斑岩与金矿化为幔源C-H-O流体分异演化不同阶段的产物.埠上金矿是胶东发现较早（1960年）、具典型代表性金矿床.有关煌斑岩的研究资料较少.杨香月等［7］在研究金岭金矿带脉岩特征及控矿作用时，曾详细描述过本区的煌斑岩的产状；杨晋升等［8］在研究山东埠上金矿床花岗岩、脉岩与金成矿关系研究时［8］，指出煌斑岩的形成是少量基性岩浆与重熔花岗岩结晶后残余熔体作用的结果.因此，有关本区煌斑岩与金矿内在关系的研究相对较为薄弱，许多关键性问题仍未得到圆满解决.笔者通过对该区煌斑岩及矿石的岩相学、地球化学等特征进行详细地研究，试图揭示其内在成因及关系.

1 地质背景

埠上金矿处于华北陆块（Ⅰ级）鲁东隆起（Ⅱ级）胶北隆起区（Ⅲ级）胶北凸起（Ⅴ级）构造单元内的玲珑金矿田西南方向的金岭金矿田的中北部.金岭金矿田以招平断裂和焦家断裂为东西边界（图1），北至界河，南到大尹格庄断裂，面积约为960 km2.区内分布灵山沟、埠上、原疃、黄埠岭、蒋家、魏家沟、北截、埠南、埃子王家、草沟头、谢家沟等10余个中小型金矿床.

图1 埠上金矿区域地质简图Fig.1 Regional geological map of Bushang gold deposit1—第四系（Quaternary）；2—荆山群（Jingshan fm.）；3—文登超单元（Wendeng super-unit）；4—玲珑超单元（Linglong super-unit）；5—莱州超单元（Laizhou super-unit）；6—栖霞超单元（Qixia super-unit）；7—马连庄超单元（Malianzhuang super-unit）；8—闪长玢岩（dioritic porphyrite）；9—石英闪长玢岩（quartz diorite porphyrite）；10—煌斑岩（lamprophyre）；11—构造破碎带（structural fracture belt）；12—断裂及产状（fault and attitude）；13—韧性剪切带（ductile shear zone）；14—研究区位置（study area）

区域内出露地层较为简单，主要为新生代第四纪松散堆积物.构造以脆性断裂构造发育为其显著特征.据其走向的不同，大致分为北东向、近南北向、北西向3组.北东向断裂最为发育，也是主要的控矿构造，具代表性的为焦家断裂带和灵北断裂带.焦家断裂带控制了焦家、新城、寺庄特大型金矿及东季、马塘等中型金矿床.灵北断裂带也是金岭矿田内主要断裂，与其次级断裂控制了区内众多的小型金矿床（点）.北西向与南北向断裂不甚发育，规模较小，多被后期脉岩充填，并对早期生成的矿体局部产生破坏作用.区域内岩浆岩广布，以中生代侏罗纪玲珑超花岗岩组合为主体，大面积展布；其次为中生代侏罗纪燕山早期郭家岭花岗岩组合、新太古代五台—阜平期马连庄超基性—基性侵入岩组合、栖霞片麻岩套以及不同期次的脉岩.区域内脉岩极为发育，主要有闪长玢岩、石英闪长玢岩、煌斑岩、石英脉、花岗斑岩、石英斑岩、辉绿玢岩脉，多展布于玲珑超单元中，多数走向北北东，倾向北西，倾角50～85°，长几百至几千米.中基性脉岩具密度大、韧性强的特征，其形成时间上相近，多在115～125 Ma左右，为早白垩纪.大量的研究资料表明，其与区域内金矿床（点）的分布与矿床富矿体的展布在空间上、时间上具明显的对应关系.

埠上金矿位于灵（山）-北（截）断裂带上盘中段，属与灵-北断裂相伴生的次级断裂构造系统.矿区内构造简单，以北东向断裂最为发育，其次为北西向、南北向断裂.北东向断裂控制了区内大小蚀变带及矿床的规模、形态和分布（图2）.矿区内的矿体较多且分布广泛.依据矿体的集中程度及分布位置共划分4个矿段，分别为：招远市埠上金矿一矿段、招远市金岭金埠上二矿段、招远市金岭金矿埠上三矿段、招远市金岭金矿吴家矿段，其中以一矿段的Ⅰ-1号、Ⅱ-1号矿体规模较大，为主矿体，其储量占矿段总储量的82%左右，平均品位10.70×10-6，均赋存于黄铁绢英岩化碎裂岩带中.矿区的矿石类型主要为黄铁绢英岩化碎裂岩型，次为黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩型.矿化形式主要为浸染状、细脉状，次为细脉浸染状和网脉状.主要的载金矿物黄铁矿呈星散状、斑点状、脉状及网脉状分布.次要金属矿物为碲铋矿、黄铜矿，可见少量的方铅矿、闪锌矿、磁黄铁矿、辉铜矿.矿体上下盘围岩的岩性为：绢英岩化花岗岩、钾化花岗碎裂岩、黑云母花岗岩、钾化花岗岩及斑状花岗闪长岩.围岩结构、构造，矿物组合与矿体无明显差异，只是矿石与围岩中的金矿物、金属硫化物含量多寡不同.一般情况下，矿体与围岩呈渐变关系.

图2 埠上金矿区地质简图Fig.2 Geological map of Bushang gold deposit1—第四系（Quaternary）；2—弱片麻状二长花岗岩（weak gneissic adamellite）；3—斜长角闪岩（amphibolite）；4—石英脉（quartz vein）；5—石英闪长玢岩（quartzdioriteporphyrite）；6—闪长玢岩（diorite porphyrite）；7—煌斑岩（lamprophyre）；8—矿化蚀变带（mineralized alteration zone）；9—蚀变带（alteration zone）；10—样品投影点（sample projected points）；11—地质界线（geological boundary）

矿区地层为第四系，沿钟离河及两岸分布.岩浆岩广泛出露.脆性断裂构造极为发育.岩浆岩主要为新元古代震旦期玲珑超单元崔召单元中粒二长花岗岩，其次为中生代燕山期派生脉岩（闪长玢岩、石英闪长玢岩及煌斑岩等）.在埠上矿区，自地表到-400 m坑道中段，共发现50多条晚于郭家岭花岗闪长岩的脉岩.脉岩的空间分布严格受断裂控制，多沿花岗岩体东西向褶皱的轴部及褶皱内发育的X型张剪性断裂组贯入.脉岩的规模最长达几公里，宽10余米，最小几厘米.脉岩形状复杂，分枝复合明显.该矿区内脉岩分为3大类：1）酸性脉岩，包括黑云母二长花岗伟晶岩、正常花岗伟晶岩及石英核、斜长花岗岩、花岗细晶岩、二长花岗岩.2）中性脉岩，包括二长板状闪长玢岩、细晶闪长玢岩、石英闪长玢岩、正长闪长岩和石英二长闪长岩. 3）煌斑岩类，包括闪斜煌斑岩、黑云闪斜煌斑岩及拉辉煌斑岩.在空间分布上，脉岩与矿体相伴产生，脉岩密集区也是富矿体的出露地段.

2 样品采集与检测

研究中在该区-520 m中段1414穿脉巷道采集了一个煌斑岩样（JLm3）及一个金矿石样（JJL1）（图3）. JJL1属Ⅰ号矿体（厚约1.5 m，平均品位8.09×10-6）. JLm3样点位于矿体的下盘北约5 m处，脉岩切穿矿体.在去除受到后期风化及热液蚀变影响的部分后，样品新鲜的部分粉碎到200目进行全岩主、微量元素分析.测试分析在山东省地质科学研究院（国土资源部济南矿产资源监督检测中心）完成.主量元素分析采用湿化学分析法完成，其中SiO2、烧失量（LOI）采用重量法，CaO、MgO、FeO采用容量法，CO2采用非水滴定法，其余采用分光光度法分析完成.微量元素和稀土元素分析采用等离子发射光谱仪（ICP-AES，IRIS IntrepidⅡ）、等离子质谱仪（ICP-MS，XSERIES 2）、原子荧光光谱仪 （AFS-820）、原子吸收光谱仪（AAS，PE400，PE600）等完成.采用国家标准GB/T 14506-2010《硅酸盐岩石化学分析方法》监控.一般主量元素的测定误差低于5%，微量元素的测定误差低于10%.样品分析结果见表1.

3 岩石矿物学特征

图3 采样位置示意图Fig.3 Sketch map of sampling position1—花岗岩（granit）；2—煌斑岩脉（amprophyre dike）；3—矿体（orebody）；4—采样位置（sampling position）

煌斑岩样品JLm3为拉辉煌斑岩，呈煌斑结构，基质为微粒结构，块状构造.岩石主要由辉石、角闪石、斜长石、不透明矿物等组成.构成岩石的主要矿物按大小明显分为两部分：呈煌斑结构，斑晶主要由斜长石、辉石、角闪石组成，粒径一般为0.6~1.5 mm；基质主要由辉石、角闪石、斜长石、不透明矿物组成，粒径一般为0.06~0.3 mm.辉石呈淡褐色，柱粒状，有的沿周边及裂隙被角闪石、绿泥石交代.角闪石呈绿色，长条柱状，多发生黑云母化、绿泥石化，多分布于基质中.斜长石呈半自形板条状，可见聚片双晶，有的发生绢云母化、帘石化，多分布于基质中.岩石中的金属矿物主要由黄铁矿、磁铁矿组成.黄铁矿呈半自形粒状晶，粒径一般为0.01～0.15 mm，零星分布.磁铁矿呈半自形粒状晶，粒径一般为0.02～0.20 mm，零星分布.斑晶中辉石含量为12%左右，角闪石约10%，斜长石约5%；基质中辉石含量约为25%，角闪石约10%，斜长石约35%，磁铁矿约3%，黄铁矿含量不足1%.

表1 样品岩石化学成分分析表

矿石样品JLL1为黄铁绢英岩，呈鳞片粒状变晶结构、块状构造，主要由石英（75%）、绢云母（11%）、斜长石（2%）、方解石（1%）、黄铁矿（11%）、黄铜矿（微量）组成.构成岩石的主要矿物粒径一般为0.03～0.6 mm，有的可达1.5 mm；多为鳞片状或粒状，彼此呈镶嵌紧密状分布.岩石局部较为破碎.

由此可见，JLm3与JLL1在岩石学及矿物学方面明显不同.一个为浅成的原生岩浆矿物组成的基性岩浆岩，一个为受气液作用而成的含较多硅质矿物、金属矿物的变质岩，表明脉岩是由深源的岩浆热液直接冷凝结晶成的，矿石是由受较多岩浆的气液流体交代作用而成的.

4 岩石化学特征

4.1 主量元素

主量元素扣除烧失量、CO2、S后重换算为100%，应用里特曼指数σ=（Na2O+K2O）2/（SiO2-43），依据表1中的数据计算出，样品JLm3的σ为1.58.根据里特曼（Rittmann，1957）的划分方案：σ＞9，属碱性岩；9＞σ＞3.3，属碱钙性岩；3.3＞σ＞1.8，属钙碱性岩；σ＜1.8属钙性岩系，表明该脉岩属钙碱性岩（太平洋型）中的钙性岩系.在SiO2-（K2O+Na2O）图解（图4）及SiO2-K2O图解（图5）上［9］，煌斑岩样品落入钙碱性系列及钙碱性煌斑岩区域，说明岩石属钙碱性系列的钙碱性煌斑岩.经计算其碱度率指数AR=（Al2O3+CaO+Na2O+K2O）/（Al2O3+CaO-Na2O-K2O）=1.35，表明其碱性程度较低；其固结指数SI=MgO×100/（MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+ K2O）=33.8<40，表明其岩浆的分异程度较差，基性程度较高，是由幔源岩浆经过分异或同化形成的.由里特曼-戈蒂里图解（图6）可知，JLm3与JLL1都形成于造山期，也表明该区经历过造山运动.另外JLm3与JJL1的LOI、CO2及S元素含量分别为2.06%、6.84%、0.115%和6.90%、0.79%、8.55%，表明虽然JLm3的挥发分含量较高，但金矿样JJL1的含量更高；JLm3的S元素含量远远少于JJL1，暗示金矿富集丰富的S元素；JLm3的CO2含量远远超过JJL1，表明煌斑岩样JLm3的源区富含CO2并具有较高的氧化能力，而富含S元素的金矿样JJL1是在较高还原性的环境中形成的.

图4 煌斑岩SiO2-（K2O+Na2O）图解（据Rock，1987）Fig.4 The SiO2（-K2O+Na2O）classification diagram for lamprophyre（After Rock,1987）CAL—钙碱性煌斑岩；UML—超镁铁煌斑岩；AL—碱性煌斑岩；LL—钾镁煌斑岩；ALK—碱性系列；TH—拉斑系列

图5 煌斑岩SiO2-K2O图解（据Rock，1987）Fig.5 The SiO2-K2O classification diagram for lamprophyre

4.2 微量元素

由微量元素Ba-Nb-Ta比值构造环境判别图（图7）可知，矿区煌斑岩样品（JLm3）应属活动大陆边缘的玄武岩；其稀土总量ΣREE为103.76×10-6，LREE/HREE为5.95；δEu为1.15，具轻微的铕正异常；δCe为0.91，Ce具轻微的负异常.JJL1的稀土总量ΣREE为130.0× 10-6，LREE/HREE为13.61，均高于煌斑岩样，表明其分异程度较高；其δEu为0.63，具铕负异常；δCe为0.90，Ce具轻微的负异常.同时从图8也可以看出，煌斑岩与矿石的稀土元素配分模式为相似的右倾轻稀土富集型，亦显示两个样品具同源岩浆演化的特点.煌斑岩样品显示出Eu的正异常，而JLL1则不具较大的Eu负异常，可排除矿区两个样品起源于正常厚度的陆壳内或双倍陆壳中、上部的可能，而Eu的正异常表明其富含斜长石，Eu的负异常表明缺失斜长石，其岩浆来源于斜长石富集后残余熔体.Ce负异常表明岩浆源具氧化弱酸性.

图6 里特曼-戈蒂里图解Fig.6 Rittmann-Cottine classification diagram

图7 构造环境判别图（据Pearce,1982）Fig.7 Discrimination diagram for tectonic settings（After Pearce,1982）

图8 稀土元素分布型式图（据韩吟文，2003）Fig.8 REE distribution diagram（After Han Y W,2003）

图9 过渡元素分布型式图（据韩吟文，2003）Fig.9 Transition element distribution diagram（After Han Y W,2003）

煌斑岩样品JLm3与矿石样品JJL1以原始地幔为标准化的过渡元素曲线为相似的“W”型（图9），表明其具有同源性.与原始地幔相比，相对富集Ti、Cu，大致相等的是Mn、Fe，明显亏损Cr、Ni，这与幔源基性岩的过渡元素分配模式一致.JLm3的过渡元素含量（Sc 25.03×10-6，Cr 277.2×10-6，Co 52.4×10-6，Ni 192.2×10-6）均在Rock统计的原生岩浆标准之内（Sc 15×10-6～30× 10-6，Cr 200×10-6～500×10-6，Co 25×10-6～80×10-6，Ni 90× 10-6～700×10-6），表明JLm3母岩浆来自地幔源区.JJL1既是过渡元素也是不相容元素的含量如下：Sc 3.79× 10-6，Cr 38.5×10-6，Co 84.7×10-6，Ni 21.2×10-6.除Co有明显的异常外（可能为俯冲的富钴洋壳造成的），其他元素远低于JLm3和原生岩浆的标准值，表明矿石样JJL1来自于岩浆区的气液相.另外依据δEu和Sr值的丰度范围图（图10）：JLm3远离壳源区接近幔源区，JJL1位于壳源区和幔源区之间.依据Zr、Nb、Y丰度比值图（图11）可以看出，JJL1较接近富集地幔源区，JLm3更接近富集地幔源区，表明JLm3与JJL1均来源于富集地幔源区，只是JJL1混染了壳源的物质成分.

图10 δEu-Sr值范围图（据霍玉华等，1986）Fig.10 Diagram of δEu vs.Sr（After Huo Y H et al.,1986）

图11 Zr、Nb、Y丰度比值图（据Fodor，1984）Fig.11 Relations between Zr,Nb and Y abundance（After Fodor,1984）

从不相容元素的蜘网图（图12）可以看出，矿区JLm3与JJL1的不相容元素含量的变化范围较小，除个别元素有差异外，从整体趋势上看，其分配模式较为相似且具有互补性，暗示两者具有同源性.JLm3来源于玄武岩质岩浆的浆体，JJL1来源于玄武岩质岩浆的气液流体，两者的微量元素变化特征相对于原始地幔明显富集Rb、U、Sr、Ba等大离子亲石元素与Ta、Nb、Ti等高场强元素.相对来看Ta、Nb和Ti具负异常，并且两者的RbN/YbN值（JLm3为7，JJL1为52）均远大于1，表明样品来源于交代富集地幔，并显示出俯冲带幔源岩石的成分.同时由于强不相容元素的比值（如，Nb/La，Th/La，Ba/Nb，Pb/C等）及两种化学性质十分相似的不相容元素的比值（如Nb/Ta，Zr/Hf，Y/T等）已被证明在地幔岩石部分熔融形成玄武岩质岩浆的过程中不随熔融程度而变化，所以它们的比值可以代表它们在地幔源区中的比值.在Ba-Nb-Ta丰度比值图（图13）中可以看出，JLm3靠近I型富集地幔区［10］，JJL1靠近I型富集地幔区和华北地壳区，表明JLm3和JJL1均来源于I型富集地幔区，只是JJL1含壳源物质稍多些.在表2中，JLm3只有Ba/La的值稍大一点，其他值都在I型富集地幔范围内，表明其来源于I型富集地幔区，只是受到了少许壳源沉积物的污染.JJL1只有Ba/ La的值属I型富集地幔端元，其他值远超出正常范围，强不相容大离子亲石元素异常富集，表明矿石样JJL1聚集了异常丰富的I型富集地幔岩浆区混染了壳源物质的易挥发气液流体.

图12 不相容元素分布型式图（据韩吟文，2003）Fig.12 Distribution patterns of incompatible elements（After Han Y W,2003）

图13 Ba、Nb、Ta比值图（据Hoernle，1993）Fig.13 Relations between Ba,Nb and Ta contents（After Hoernle,1993）HIMU—高U/Pb或高μ值地幔端元；EMI—I型富集地幔端元；EMII—II型富集地幔端元；DM—亏损地幔端元；PM—原始地幔端元

5 成因关系探讨

从岩石学、矿物学及主量、稀土、微量元素特征上可以看出，煌斑岩与金矿均来源于洋壳俯冲带析出的流体交代原始地幔形成的I型富集地幔岩浆区，两者具有同源性，只是煌斑岩由直接原生的I型富集地幔岩浆的浆体浅成侵入冷凝结晶而成的产物，金矿是I型富集地幔岩浆析出的气液流体交代壳源物质而成的产物.煌斑岩与金矿均形成于造山期的大陆活动边缘.

结合大地构造特征，本区位于华北板块的东南边缘，又处于古太平洋板块俯冲带区，东临华北板块与扬子板块的碰撞带，西靠深切壳幔的郯庐断裂带，可以推测反演本区金矿的成矿成岩过程.由于古太平洋板块俯冲挤压作用，导致华北板块与扬子板块碰撞造山及郯庐断裂带深切壳幔，其产生的次级断裂等构造与岩浆活动，可为幔源成矿成岩物质创造良好的运输通道和赋存空间.由于俯冲古洋板块深插地幔，在高温高压作用下，析出壳源流体交代地幔形成I型富集地幔岩浆，其浆体在造山拉张期浅成侵入形成煌斑岩，也为幔源成矿流体开辟了有利的运移成矿空间.其易挥发的气液流体富含幔源岩浆中具氧化性的成矿物质，作为成矿流体在上升过程中，也可作矿化剂富集氧化交代萃取沿途的岩石或岩浆中的成矿物质，在合适的还原构造环境中交代或就位富集成矿.因此二者不仅具有密切的同源性，也具有密切的伴生性.

6 意义

本区金矿与煌斑岩具有密切的同源性，都来源于I型富集地幔岩浆区，由于I型富集幔源岩浆活动的复杂广阔性，暗示了金矿成矿的复杂广阔性，即金矿成矿不仅具有浅成性、地域性、阶段性、单一性，也具有深成性、多地性、多期性及多样性等特征，可为金矿的深部、外围及盲区找矿提供一点思路.

煌斑岩与金矿具有密切的伴生性，可成为金矿找矿的重要标志之一.

7 结论

（1）通过对该区煌斑岩及金矿石的岩石学、矿物学、主量、稀土、微量元素特征研究发现：两者具有密切的同源关系，均来源于I型富集地幔源区，只是金矿混染了壳源的物质成分.

表2 埠上金矿深源脉岩及矿石样与洋岛玄武岩各端元的微量元素

（2）结合大地构造及成因等特征，认为本区的煌斑岩来源于俯冲古洋板块深插地幔析出壳源流体交代地幔形成I型富集地幔岩浆区的浆体，金矿来源于I型富集地幔岩浆区的易挥发并具氧化性的气液成矿流体.

（3）由于I型富集地幔岩浆活动的复杂广阔性，暗示金矿成矿具有深成性、多地性、多期性及多样性等特征.煌斑岩与金矿具有密切的同源性和共生性，可成为金矿找矿的重要标志之一.

致谢：本文得到单位领导、同事及张志敏高工等专家们的大力支持，在此深表感谢！

［1］Rock N M S,Groves D I.Do lamprophyres carry gold as well as diamonds［J］.Nature,1988,332（6161）:253-255.

［2］RockN MS,GrovesDL.Can lamprophyresresolvethe genetic controversy over mesothermal gold deposit［J］.Geology,1988,16（6）:538-541.

［3］李洪奎，时文革，李逸凡，等.山东胶东地区金矿成矿时代研究［J］.黄金科学技术,2013,21（3）:1-9.

［5］徐红，徐光平.胶东煌斑岩的地球化学特征及成因探讨［J］.岩石矿物学杂志,2003,19（1）:36-43.

［6］马芳，孙丰月，霍亮，等.山东焦家金矿煌斑岩特征及其与金矿化［J］.世界地质,2014,33（2）:388-398.

［7］杨香月，杨君敏，张殿龙.金岭金矿带脉岩特征及控矿作用［J］.沈阳黄金学院学报,1996,15（4）:317-322.

［8］杨晋升，阎书杰，张殿龙，等.山东埠上金矿床花岗岩脉岩与金成矿关系研究［J］.黄金科学技术,2011,4:52-55.

［9］黄智龙，王联魁，朱成明.云南马厂箐金矿区煌斑岩地球化学及成因探讨［J］.矿物岩石,1996,16（2）:82-88.

［10］曹洋.郯庐断裂带山东段晚中生代火山岩地球化学特征及其地质意义［D］.合肥：合肥工业大学,2009:38.

MA Xiao-dong,SUN Bin,SONG Ying-xin,SUN Yu-qin,CHENG Wei,WANG giang,NIU Zhi-li,YIN Ji-guang

Shandong Academy of Geological Sciences,Ji'nan 250013,China;The Key Laboratory of Metal Mineral Metallogenic Geological Process and Resources Utilization of Shandong Province,Ji'nan 250013,China;The Key Laboratory of Metal Mineral Metallogenic Geological Process and Resources Utilization, Ministry of Land and Resources,Ji'nan 250013,China

In order to reveal the inner relations and origins of the lamprophyre and gold ores in the Bushang gold deposit in Eastern Shandong Province,on the basis of geological and petrological researches,the authors adopt wet-chemical approach,volumetric method,non-aqueous titration and spectrophotometry to analyze major elements,with IPS-AES,ICPMS,AFS and AAS methods for trace elements and rare earth elements.Study shows that the lamprophyre and gold ore are both derived from the I-type enriched mantle source（EMI）,although the gold ore is mixed with crustal source material. According to the tectonic features,it is considered that the lamprophyre is from EMI magma,while the gold is from the volatile and oxidable ore-forming gas-liquid fluid of EMI,showing the characteristics of gold mineralization in the area with deep-seating,multi-position,multi-period and diversity.

Bushang gold deposit;lamprophyre;relationship;Eastern Shandong Province

2015-11-03；

2016-01-14.编辑：李兰英．

中国地质调查局项目“山东省矿产地质与区域成矿规律综合研究”（编号12120114058001），山东省国土资源厅科研项目（鲁国土资字〔2011〕1291号）.

马晓东（1972—），男，高级工程师，主要从事地质矿产勘查与科研工作，通信地址山东省济南市历下区历山路52号山东地科院，E-mail// smxd2007@qq.com