山东七宝山Au–Cu矿床流体演化及成矿机理研究∗

李顺达，陈 川，夏 芳，高玲玲

(新疆大学 地质与矿业工程学院，新疆中亚造山带大陆动力学与成矿预测自治区重点实验室，新疆 乌鲁木齐830047)

0 引言

矿床形成起源于丰富的热液系统，流体包裹体记录了成矿热液的演化过程．不同地质背景下的金属矿床呈现迥异的流体包裹体特征[1]：造山型金矿通常富集低盐度的CO2包裹体[2]；斑岩型铜矿以发育富气相与含子矿物包裹体为特征[3,4]；浅成低温热液矿床常见低盐度纯水包裹体[5]；IOCG型矿床的包裹体多源于H2O—CO2—NaCl体系[6,7]；MVT型矿床的包裹体则属于H2O—NaCl—CaCl2体系[8]．流体包裹体研究是解读成矿流体组成、温度、压力及矿床成因的关键．

七宝山Au—Cu矿床位于中国著名的黄金矿产地—山东半岛SW部．矿床由山东省第四地质勘查院于1978年发现，自矿山成立以来，已完成探槽工程45 000 m3，钻孔工程11 km，现已经探明Au金属量11.2 t, Cu金属量46 000 t．前人研究主要围绕矿床地质特征、年代学及硫、铅同位素等方面开展[9−11]，缺乏对成矿期次阶段、围岩蚀变特征、成矿流体性质的总结．有关矿床成因仍存在中低温热液型[10,12]、隐爆角砾岩型[11,13]、铁氧化物型等多种争论[14]．

本次研究在详细野外调研的基础上，重点关注地质特征、围岩蚀变、矿物共生组合及成矿流体．通过流体包裹体岩相学及显微测温研究成矿流体的相比例、组成成分、捕获压力等特征，应用H—O—C—S同位素示踪成矿流体及物质来源，探讨流体演化过程并建立成矿模型，以期为进一步的找矿勘查工作提供理论依据与指导．

1 地质背景

1.1 区域地质

山东半岛西以NE—SW向延伸的郯庐断裂带为界，毗邻华北板块与扬子板块碰撞形成的苏鲁—大别超高压变质带[15,16]（图1(a)）．中生代晚期，区域处于太平洋板块向西俯冲的构造背景下，形成大量NE—SW、NNE—SSW及E—W向断裂构造，包括发生大规模左旋剪切运动的郯庐巨型断裂带．区域从老到新，出露太古代、元古代、三叠纪、白垩纪及第四纪地层（图1(b)）．太古代地层由麻粒岩、角闪岩和海相碳酸盐岩组成．元古代地层包括片岩、石墨片岩及角闪岩等．这些古老的变质岩主要分布在山东半岛北部．三叠纪超高压变质岩由花岗片麻岩、榴辉岩及大理岩组成．白垩纪地层主要为湖泊相沉积岩与陆相酸性火山岩．

图1 (a) 中国东部构造单元简图；(b) 山东半岛区域地质图（据参考文献[15]修改）Fig 1 (a) Tectonic map of eastern China；(b) Regional geological map of the Shandong Peninsula (modified after reference [15])

中生代岩浆岩在山东半岛分布广泛．晚三叠世岩浆岩主要由石英正长岩、辉石正长岩、碱性辉长岩组成，锆石U—Pb年龄225 ～205 Ma[17−19]，岩石具有典型的幔源特征，形成于华北板块与扬子板块碰撞环境；晚侏罗世岩浆岩主要由偏铝质—弱过铝质的黑云母花岗岩、花岗闪长岩和二长花岗岩组成，锆石U—Pb年龄160 ～150 Ma[20−22]，起源于太古代下地壳的部分熔融；早白垩世岩浆岩包括花岗闪长岩、斑状花岗岩及二长花岗岩等，锆石U—Pb年龄130～105 Ma[23,24], 属于壳幔混合来源．

1.2 矿区地质

七宝山Au—Cu矿床产于山东五莲县NE部的一处火山杂岩体中，距离五莲县约15 km．该火山杂岩体由辉石闪长岩（175 Ma）、安山玢岩（130 Ma）、石英闪长玢岩（125 Ma）先后侵位形成[25]．矿区内主要发育NE、EW、NS向断裂构造（图2(a)）．NE与EW向走滑断裂形成于矿化作用之前，部分矿体赋存其中，两组断裂交汇处形成隐爆角砾岩筒状构造．NS向断裂形成于矿化之后，局部切割矿体．

图2 （a）七宝山Au—Cu矿床矿区地质图（据参考文献[11]修改）；（b）矿体剖面图（据参考文献[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])

矿区现已查明5条成矿带，45条矿体．矿体产出受隐爆角砾岩筒控制，主要赋存于石英闪长玢岩及其邻近的辉石闪长岩中（图2(b)）．该隐爆角砾岩筒横截面呈椭圆状，纵剖面呈管状，整体倾向150°～160°，倾角60°～70°，平面上长750 ～800 m，宽250 ～300 m．I号矿体规模最大，经济价值最高，占矿区Cu储量的74%，Au储量的46%．I号矿体长350 m，平均厚度14 m，整体倾向SE，倾角45°，平均Au品位2.89 g/t，平均Cu品位0.96%．其他矿体多呈脉状或透镜状产出，倾向SE，倾角约10°，Au品位2.46 ～4.44 g/t，Cu品位0.26 ～0.71%．

图3 七宝山Au—Cu矿床矿石特征Fig 3 Photographs of ore from the Qibaoshan Au—Cu deposit

矿石中主要金属矿物为镜铁矿、黄铜矿、黄铁矿和自然金，次为方铅矿、闪锌矿、斑铜矿、方辉铜矿、辉铋矿、磁铁矿及菱铁矿（图3, 图4）．脉石矿物主要有石英、钾长石、黑云母、重晶石、方解石、绢云母、绿泥石及绿帘石等．角砾状矿化是矿区最主要的矿化类型，矿石由胶结物（40%）与角砾（60%）组成（图3(a), 图3(b)）．角砾主要成分为石英闪长玢岩和辉石闪长岩，粒径10 ～25 cm．胶结物主要成分为金属矿物（镜铁矿、黄铁矿、黄铜矿等）与蚀变矿物（石英、钾长石、绢云母等）．脉状矿化也较为常见（图3(c)～图3(f)），矿脉宽几毫米至几厘米不等，主要由黄铁矿、黄铜矿、石英及绿帘石组成．

矿区内围岩蚀变发育，从深部至浅部，出现钾化—硅化→青磐岩化→绢云母化的蚀变分带．钾化—硅化空间上与Au—Cu矿化关系密切，主要分布在矿脉及矿化角砾岩附近（图3(b), 图3(e)），热液钾长石呈肉红色，常见黑云母替代辉石、角闪石等镁铁质矿物；青磐岩化广泛存在于辉石闪长岩、安山岩玢岩及石英闪长玢岩中，铁镁质及长石类矿物发生蚀变，形成大量的绿泥石、绿帘石及方解石．绢云母化主要分布在近地表的石英闪长玢岩及其与辉石闪长岩的接触带附近，长石蚀变为绢云母，并伴生少量石英．

据矿物组合特征及矿脉之间的穿切关系，将热液成矿期划分为3个成矿阶段：I. 镜铁矿—自然金—石英阶段，该阶段是Au的主要产出阶段，伴生有少量磁铁矿、黄铁矿和重晶石等矿物．叶片状的镜铁矿广泛分布于石英胶结物中，大小约几毫米，局部呈细粒聚合体，Au主要呈裂隙金及包体金赋存于镜铁矿及石英颗粒中（图4(e),图4(f)）；II. 黄铁矿—黄铜矿—石英阶段，该阶段是Cu的主要产出阶段，主要矿物有石英、黄铁矿、黄铜矿及少量斑铜矿与辉铜矿．矿石中可观察到黄铁矿—黄铜矿—石英脉穿切早期镜铁矿—自然金—石英脉（图3(c)）；III. 贫硫化物—石英—方解石阶段，该阶段主要产出方解石及少量方铅矿、闪锌矿、菱铁矿、石英等矿物．方解石脉主要出现在矿化中心外围，穿切早期矿脉（图3(f)），显示其后生属性．

图4 七宝山Au—Cu矿床矿物显微镜及电镜特征Fig 4 Photomicrographs and backscattered electron images showing important mineral assemblages of the Qibaoshan Au—Cu deposit

2 样品及分析方法

2.1 流体包裹体

不同阶段具有代表性的37件石英样品研磨为0.2 ～0.25 mm厚的测温片，丙酮浸泡3 ～4小时，清水冲洗，彻底干燥后，用于分析．通过岩相学观察，对包裹体的形状、分布、气液比等进行详细刻画，挑选17件发育典型包裹体的样品进行显微测温．流体包裹体分析在新疆大学地质与矿业工程学院新疆中亚造山带大陆动力学与成矿预测实验室完成，分析仪器采用Nikon LV—150N型显微镜和Linkam THMS600型冷热台，测温量程-196 ～600°C，0°C以下精度为± 0.2°C，100 ～600°C精度为± 2°C．NaCl—H2O体系气液两相包裹体，通过冰点温度估算其盐度[26]．含石盐子矿物包裹体，通过子矿物消失温度估算其盐度[27].

2.2 H—O—C—S同位素

不同阶段的石英、黄铁矿、黄铜矿样品粉碎后在双目显微镜下进行挑选，保证纯度>99%，粒度40 ～60目．相关的稳定同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，采用MAT253型质谱仪，分析精度<0.1‰．氢同位素分析，将石英样品在150 ℃真空加热3小时，剔除不稳定挥发分，再将样品在反应炉中加热至500 ℃，释放包裹体中的H2O，在410 ℃与锌粉反应转化为H2进行测定[28]；氧同位素分析，使用BrF5法[29]，在具有铂涂层的碳棒上转化为CO2再进行测定；碳同位素分析，将石英样品在50 ℃下用H3PO4处理24小时转化为CO2进行测定；硫同位素分析，将硫化物与Cu2O反应，直到完全转化为SO2再进行测定[30]．

3 实验结果

3.1 包裹体岩相学

流体包裹体岩相学观察，利用Hollister and Burruss[31]的标准对石英颗粒中不同属性的包裹体进行区分：（1）成群分布或沿石英生长环带发育的包裹体为原生包裹体；（2）每一个沿着石英生长环带分布的包裹体簇群为一个流体包裹体组合[32]；（3）沿石英裂隙及晶体界面出现的簇状或线状排列的包裹体为次生包裹体，该类包裹体形成于成矿后，无需分析．通过包裹体室温下的相态特征及冷却—加热条件下的相态变化[33]，各阶段石英颗粒中识别出3种类型的包裹体：富液相（LV型）、富气相（VL型）、含子矿物（S型）包裹体（图5）．

图5 七宝山Au—Cu矿床石英颗粒中流体包裹体岩相学特征Fig 5 Photomicrographs of fluid inclusions in quartz grains of the Qibaoshan Au—Cu deposit

LV型包裹体（图5(a)）常温下由气相水和液相水组成（VH2O+ LH2O），气液比10 ～20%，大小6 ～12 μm，呈长方形或椭圆形，主要在II—III阶段石英颗粒中呈簇群或平行阵列产出．

VL型包裹体（图5(b)）常温下由单一气相水（VH2O）或气相水与液相水共同组成（VH2O+ LH2O），后者气液比70 ～90%．VL型包裹体大小8 ～12 μm，呈椭圆状或次圆状，通常成群分布于I—II阶段石英颗粒生长环带中．

S型包裹体常温下由气相水、液相水及子矿物（VH2O+ LH2O+ S矿物）组成，根据所含子矿物类型与数目，划分为2个亚类：S1型包裹体（图5(c)）含有多个形状各异的子矿物，子矿物占包裹体容积的30 ～70%．S1型包裹体多呈不规则形状，大小10 ～25 μm，气液比15 ～35%，部分包裹体中发育不透明子矿物，推测为金属矿物，该类包裹体仅少量出现于I阶段石英颗粒中；S2型包裹体（图5(d)）仅含有一个立方体晶型的石盐子矿物，包裹体呈椭圆状或次圆状，大小6 ～20 μm，气液比10 ～25%，通常与VL型包裹体共存于I—II阶段的石英颗粒中（图5(e)）．

3.2 包裹体显微测温

各阶段形状规则、大小>5 μm的原生流体包裹体用于显微测温（表1）．

表1 七宝山Au-Cu矿床各阶段石英中流体包裹体显微测温数据Tab 1 Microthermometric data from fluid inclusions in hydrothermal quartz of the Qibaoshan Au-Cu deposit

I.镜铁矿—自然金—石英阶段主要发育S2、S1、VL型包裹体，分别占比60%、30%、10%．升温时，S2型包裹体展现出3种不同的均一方式：（1）气相先消失，子矿物后消失，包裹体均一至液相；（2）子矿物先消失，气相后消失，包裹体均一至液相；（3）气相与子矿物近同时消失，包裹体均一至液相．其中方式（3）最为普遍．S2型包裹体均一温度352 ～433°C，子矿物消失温度295 ～433°C，对应盐度37.8 ～51.3 wt.%；S1型包裹体以子矿物逐一溶解达到均一，均一温度447 ～479°C；VL型包裹体冰点温度—3.3 ～—0.7°C，对应盐度1.2 ～5.4 wt.%，包裹体均一至气相，均一温度363 ～425°C．

II. 黄铁矿—黄铜矿—石英阶段主要发育LV、VL、S2型包裹体，分别占比50%、30%、20%．LV型包裹体冰点温度—2.5 ～—14.7°C，对应盐度4.2 ～18.4 wt.%，包裹体均一至液相的温度为233 ～339°C；VL型包裹体冰点温度—1.2 ～—0.4°C，对应盐度0.7 ～2.1 wt.%，包裹体均一至气相的温度为307 ～342°C；S2型包裹体表现出与I阶段相似的3种均一方式，子矿物溶解温度254 ～325°C，对应盐度34.5 ～40.2 wt.%，包裹体均一至液相的温度为257 ～322°C．

III. 贫硫化物—石英—方解石阶段仅发育LV型包裹体，记录了成矿热液体系的最低温度与盐度．LV型包裹体冰点温度—6.5 ～—3.0°C，对应盐度5.0 ～9.9 wt.%，包裹体均一至液相的温度为135 ～246°C．

3.3 H—O—C—S同位素

I-III阶段12件石英样品H-O-C同位素分析结果显示（表2）：δ18O石英 值范围11.1 ～13.4‰，δDH2O值范围-106.2 ～-86.6‰，δ13C值范围-24.7 ～-1.9‰，根据Clayton[34]的石英-水平衡函数(1 000lnα石英-水=3.38×106×T−2−3.40)，计算流体包裹体δ18OH2O值范围-2.5 ～7.9‰．硫同位素分析结果显示（表3）：5件黄铜矿样品δ34S值范围0.8 ～4.8‰，平均值2.9‰，5件黄铁矿样品δ34S 值范围0.4 ～6.1‰，平均值4.4‰．

表2 七宝山Au—Cu矿床各阶段石英H—O—C同位素分析结果Tab 2 H—O—C isotope data from quartz of the Qibaoshan Au—Cu deposit

表3 七宝山Au—Cu矿床黄铜矿及黄铁矿硫同位素分析结果Tab 3 Sulfur isotope data from chalcopyrite and pyrite of the Qibaoshan Au—Cu deposit

4 讨论

4.1 流体沸腾及压力估算

流体沸腾属于流体不混融的特殊形式[35]．七宝山Au—Cu矿床I—II阶段流体沸腾作用明显，并被下述现象证实：（1）I—II阶段石英颗粒中普遍出现富气相包裹体（VL型），指示流体捕获时含有大量的气体挥发分；（2）共生的富气相（VL型）及含子矿物包裹体（S型）具有一致的均一温度，说明其近同时捕获，并代表沸腾流体包裹体组合（图5(e)）；（3）含子矿物包裹体（S型），表现出子矿物与气相近同时消失的均一方式，指示流体捕获于沸腾状态下的临界环境．

图 6 七宝山Au—Cu矿床NaCl—H2O体系P—T—XNaCl图解（底图据参考文献[36]）Fig 6 P—T—XNaCl diagram of NaCl—H2O system in Qibaoshan Au—Cu deposit (after reference[36])

沸腾包裹体组合的均一温度与石英结晶温度相近， 可近似代表成矿温度． 通过Driesner and Heinrich[36]的P—T—XNaCl图解（图6），I—II阶段流体的捕获压力可通过沸腾包裹体组合的均一温度与盐度进行估算，而III阶段缺乏流体沸腾证据，仅能通过LV型包裹体的均一温度与盐度估算其最小捕获压力．矿体与围岩界线清晰，并赋存于断裂构造中，说明成矿于静水环境[37]，估算成矿压力为80 ～200 bar，成矿深度0.8 ～2.0 km．

矿石中出现镜铁矿及重晶石等氧化物相，指示矿区剥蚀深度较浅，深部可能出现硫化物相．矿化形式从浅部的角砾状矿化逐渐向深部的脉状、网脉状矿化转化，暗示矿区深部有形成斑岩型矿化的可能，成矿前景较好．

4.2 成矿流体来源及演化

流体包裹体岩相学特征及显微测温结果指示成矿早期至晚期，流体组分与P—T条件不断变化，成矿流体可能具有多种来源，应用H—O—C同位素可进一步示踪流体来源并探究其演化过程[38]．

I阶段样品点落在氢氧图解岩浆水范围下方（图7），该范围同时与变质水部分重叠，但鲁南地区缺少早白垩世的区域变质作用，可排除变质流体来源的可能．VL与S2型包裹体捕获于流体沸腾体系，而含有多个子矿物的S1型包裹体可能属于熔—流包裹体的范畴[39]，该类包裹体记录了硅酸盐熔体向卤水溶液的转变过程，富含成矿元素，形成于母质岩浆流体出溶作用．综上所述，I阶段成矿流体以岩浆水为主，几乎没有大气降水的参与．II阶段样品点出现向大气降水线偏移的趋势．相较于I阶段，VL型包裹体数目明显减少，指示成矿流体从大规模沸腾转变为局部沸腾，而熔—流包裹体（S2型）的缺失与低盐度包裹体（LV型）的出现则暗示大气降水的参与．II阶段随着大气降水的混入，成矿流体温度与盐度不断降低，大量气相组分逸出，LV型包裹体占据主导．III阶段样品点更靠近大气降水线，石英颗粒中仅捕获低温、低盐度的LV型包裹体．从II 到III 阶段，出现“18O同位素漂移”现象[38]（图7），δD值几乎无变化，这一特征反映随着时间的推移，大气降水的混入量逐渐增加．

图 7 七宝山Au—Cu矿床氢氧同位素图解（底图据参考文献[38]）Fig 7 δDvs. δ18O diagram in Qibaoshan Au—Cu deposit (after reference [38])

图8 自然界碳同位素储库范围（底图据参考文献[44]）Fig 8 Geological reservoirs of δ13C values (after refence [44])

值得注意的是各阶段的δD值均明显偏低，并投影在岩浆水范围下方．δD值的变化受到多方面因素的制约：（1）岩浆去气作用可引起大规模的同位素分馏，使岩浆水的δD值降低50 ～80%[40]，但这种去气作用也伴随着δ34S值的降低，矿区硫化物δ34S值并未发生明显变化，排除了岩浆去气作用的可能；（2）水—岩交换作用也会影响流体中的δD值变化[41]．黑云母与角闪石等造岩矿物的δD值可低至—170[42]，这些矿物普遍存在于矿区的辉石闪长岩和石英闪长玢岩中．当成矿流体与这些围岩发生水—岩交换作用，可导致流体中δD值降低．相较于大气降水，岩浆水的流动范围有限，水—岩交换作用主要影响成矿II—III阶段；（3）沸腾作用对流体δD值的影响主要发生在相分离过程中，蒸汽相D相对富集，而剩余流体相D相对亏损[43]．流体沸腾主要影响成矿I—II阶段；（4）大气降水通常含有较低的δD值[38]，当大气降水与岩浆水发生混合时，混合体系中的δD值降低．流体混合主要影响成矿II—III阶段．

当矿床脉石矿物中缺少石墨类矿物，脉石矿物的碳同位素组成可近似代表成矿流体中的碳同位素组成[44,45]．矿区各阶段石英包裹体的δ13C值为—1.9 ～—24.7‰，宽泛的δ13C值变化，反应其多源成因．成矿体系中13C的端元组成分别与岩浆CO2与含碳有机质（石油、煤、化石等）相对应（图8），推测成矿流体中的13C最初源于岩浆CO2，随着大气降水的混入与循环对流，成矿流体不断从区域地层萃取有机碳组分．

综上所述，基于流体包裹体及H—O—C同位素分析，笔者认为形成七宝山Au—Cu矿床的成矿流体最初为岩浆成因，随后大气降水逐渐混入，流体不断与围岩发生水—岩交换作用并萃取成矿有利组分，成矿流体记录了从沸腾体系到混合体系的变化过程．

4.3 成矿物质来源

硫化物广泛存在于各类金属矿床中，其硫同位素组成可示踪成矿流体及物质来源[46−49]．Ohmoto[50]指出热液矿物硫同位素组成是总硫同位素组成、氧逸度、酸碱度、离子强度及温度的函数，即δ34S =f(δ34SΣs,fO2, pH,I,T)，当硫同位素达到分馏平衡时，矿物硫可近似代表流体中的硫同位素组成（δ34S矿物≈δ34S流体） ．本次研究结合前人数据显示，各类硫化物δ34S值具有的规律（图9），与硫化物结晶顺序一致，指示硫同位素已达到分馏平衡，即δ34S矿物≈δ34S流体．矿区硫化物δ34S值范围0.3 ～6.1‰，平均值3.5‰，与花岗岩类δ34S储库相近(δ34S=−3 ～3 ‰)[50]，说明岩浆为成矿提供了重要的物质来源，偏高的δ34S值（>3‰）可能源于流体与围岩的水-岩交换作用．

图 9 七宝山Au—Cu矿床硫同位素直方图（已发表数据引自参考文献[9,10]）Fig 9 Histogram of sulfur isotope data for the Qibaoshan Au—Cu deposit (published data from[9,10])

图10 七宝山Au—Cu矿床铅同位素构造判别图解（底图据参考文献[51]）Fig 10 Lead isotope tectonic environment discrimination diagram (after reference [51])

铅同位素用于进一步限定成矿物质来源．前人矿石及围岩铅同位素组成显示[9,10]，矿石铅同位素组成铀铅相对富集，钍铅相对亏损，投点落于构造判别图下地壳范围内（图10），与辉石闪长岩铅同位素组成差异较大，与安山岩玢岩及石英闪长岩玢岩的铅同位素组成相近，暗示其可能具有相同来源．此外，孙思等[13]在对矿区蚀变石英闪长玢岩石英斑晶中的流体包裹体进行扫描电镜分析时，发现了大量赤铁矿及硫化物子矿物，再次证实石英闪长玢岩是重要的成矿物质来源．

综上所述，笔者认为七宝山Au—Cu矿床的成矿物质主要来源于石英闪长玢岩，少部分来源于其他围岩组分.

4.4 成矿模型

山东半岛是我国重要的黄金产地，已发现玲珑、三山岛、蓬家夼等一系列大型—超大型金矿床，这些矿床主要形成于130～100 Ma[52−54]．前人研究表明，早白垩纪山东半岛处于太平洋板块向欧亚板块俯冲背景下的伸展环境，俯冲板片的部分熔融形成大量岩浆[55,56]，区域矿化与岩浆活动关系密切（图11(a)）．与七宝山Au—Cu矿化相关的石英闪长玢岩（125 Ma）可能形成于相同的伸展环境中．

在七宝山Au—Cu矿区，早期岩浆活动形成的辉石闪长岩（175 Ma）堵塞了火山通道，后期岩浆与热液不断上涌并积聚压力，当压力超过围岩承受范围时，在未完全结晶的石英闪长玢岩中发生隐爆．瞬时降压使岩浆热液发生大规模沸腾，开启矿化过程，并形成I 阶段富金角砾状矿化．随着成矿作用的进行，低温、低矿化度的大气降水与岩浆水发生混合，并在岩浆热动力的驱动下不断从围岩中萃取成矿组分，形成II阶段富铜脉状矿化．随后，大气降水混入量增加，岩浆冷却结晶，在矿化中心外围形成低温、低盐度的III阶段贫硫化物—石英—方解石脉．隐爆角砾岩筒及断裂构造既为成矿热液的运移提供了必要通道，又为成矿元素的沉淀提供了赋存空间（图11(b)）．

图11 (a) 山东半岛早白垩世构造背景图（据参考文献[56]修改）；(b)七宝山Au—Cu矿床成矿模式图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 结论

（1）矿床成矿流体初始为岩浆水，随后大气降水混入，并与围岩发生水—岩交换作用；

（2）矿床成矿物质主要来源于石英闪长玢岩，少量来源于其它围岩；

（3）流体沸腾和流体混合是成矿物质主要的沉积机制；

（4）七宝山Au—Cu矿床属于典型中温岩浆热液矿床．