膠東焦家金礦床基性脈巖地球化學特征及其與金礦化的關系

宋英昕，孫偉清，馬曉東，丁文潔，郭廣軍，孫雨沁，程偉，李敏

(1.山東省地質科學研究院，國土資源部金礦成礦過程與資源利用重點實驗室，山東省金屬礦產成礦地質過程與資源綜合利用重點實驗室，山東 濟南 250013；2.山東省第八地質礦產勘查院，山東 日照 276826)

膠東焦家金礦床基性脈巖地球化學特征及其與金礦化的關系

宋英昕1，孫偉清1，馬曉東1，丁文潔2，郭廣軍1，孫雨沁1，程偉1，李敏1

(1.山東省地質科學研究院，國土資源部金礦成礦過程與資源利用重點實驗室，山東省金屬礦產成礦地質過程與資源綜合利用重點實驗室，山東 濟南 250013；2.山東省第八地質礦產勘查院，山東 日照 276826)

野外觀察發現，焦家金礦床中有成礦前和成礦后2期基性脈巖，該文對取自基性巖脈的樣品進行了巖相學、主元素、微量元素及S同位素的研究，探討了脈巖的巖石成因及其與金礦化的關系。研究區基性脈巖包括輝綠玢巖和煌斑巖，其中輝綠玢巖SiO2為47.96%，Na2O+K2O為4.075%，煌斑巖SiO2為44.20%～45.34%，Na2O+K2O為6.407%～6.45%，屬玄武巖、粗玄巖和堿玄巖類；TiO2為1.31%～2.40%，Ti/Y為331～913。巖石以富集輕稀土元素(LILE)和大離子親石元素(LREE)為特征，黃鐵礦δ34S范圍在(1.0～2.8)×10-3之間。研究表明，成礦前煌斑巖和輝綠玢巖具有高Ti煌斑巖的特征，而成礦后的煌斑巖則類似于低Ti煌斑巖。脈巖的巖漿來源于尖晶石—石榴石轉換帶軟流圈地幔的部分熔融,焦家金礦床形成于高Ti與低Ti煌斑巖不同性質巖漿源區的轉化過程。

基性脈巖；地球化學；巖石成因；焦家金礦床

0 引言

基性脈巖作為指示地殼伸展減薄的重要標志，包含豐富的幔源信息，可以反映地幔物質組成和演化過程[1-5]，因而受到國內外學者的廣泛關注[6-9]。此外，基性脈巖與金礦床時空關系密切，對于研究金礦床成因具有十分重要的意義[6，10]。中生代基性脈巖在膠東地區廣泛分布，前人已對其進行了一些研究。孫景貴等[11-12]認為膠東地區脈巖為一套高鉀—鉀質脈巖，巖漿形成于中生代俯沖—殼幔循環作用演化晚期。劉燊[13-15]和邱儉生[16]等認為基性巖脈在成因上與古太平洋板塊相對歐亞板塊碰撞俯沖作用有關。Ma L[5]將焦家地區煌斑巖分為低Ti煌斑巖和高Ti煌斑巖2種類型，并研究了2種煌斑巖的成因和形成的構造背景。

該文在總結和借鑒前人對膠東地區脈巖研究的基礎上，選擇焦家金礦床中基性脈巖作為研究對象，測試了主量元素、微量元素、穩定同位素的含量，分析了地球化學特征，探討了巖漿成因及其與金礦化的關系，以期對基性脈巖與金成礦關系有更深入的認識。

1 地質背景和巖相學特征

焦家金礦床位于膠東半島西北部，處于華北克拉通東南緣的膠北隆起。金礦床受焦家斷裂控制，該斷裂總體走向NE，傾向NW，傾角多在30°～45°，局部達到60°～70°。斷裂沿走向呈舒緩波狀，沿傾向呈陡緩相間的階梯狀[17]。

焦家斷裂的上盤(西側)主要由新太古代變質巖系(斜長角閃巖、花崗質片麻巖和黑云變粒巖)和侏羅紀玲瓏型黑云母花崗巖組成，斷裂下盤(東側)主要為侏羅紀玲瓏型黑云母花崗巖，局部有郭家嶺花崗閃長巖(圖1)。焦家金礦床及附近區域有較多煌斑巖和輝綠玢巖等基性脈巖，其與金礦脈共用相同構造通道和相互穿插的現象十分常見[18]。Ma L[5]得到焦家煌斑巖SHIMP鋯石U-Pb年齡的年齡為121Ma，與膠東金礦同位素年齡相當。

圖1 膠東焦家金礦床區域地質略圖

基性脈巖走向主要為NW，傾向多為NE，傾角普遍大于65°。脈寬0.2～3.2m，延伸通常在幾十到上百米。脈巖切穿新太古代變質巖系、玲瓏花崗巖和郭家嶺花崗巖，與圍巖的接觸界線一般較平直。焦家金礦床中的脈巖有成礦前和成礦后2期，成礦前脈巖被礦化裂隙和礦脈切割，呈不連續分布(圖2a)；成礦后脈巖切割礦化裂隙和礦脈，巖脈中可見金礦化蝕變巖石的捕擄體(圖2b)。

該文分析測試樣品取自焦家金礦采礦巷道中。J0樣品取自距地表50m的0m中段的輝綠玢巖脈，脈寬0.5～3m，位于金礦主體下盤，距離礦體7m左右，產狀為傾向110°，傾角50°。此處脈巖發育，成群分布，脈群寬10～30m。巖石呈斑狀結構，塊狀構造，斑晶由斜長石(25%)和輝石(10%)組成，粒度一般為1～3mm；基質為輝綠結構(圖2c)，成分為自形板條狀斜長石(37%)、輝石(20%)和黑云母(2%)，粒度在0.05～0.6mm之間；金屬礦物為磁鐵礦(6%)和少量黃鐵礦，粒度一般為0.01～0.25mm，呈浸染狀分布；副礦物有鋯石、磷灰石、石榴石等。斜長石為拉長石(An=59)，多發生絹云母化和碳酸鹽化蝕變，暗色礦物則遭受綠泥石化蝕變。

J270-1和J270-2樣品均采于距地表320m的-270m中段，98勘探線礦體下盤的煌斑巖脈，J270-1樣品位于距礦體440m處的煌斑巖，J270-2樣品位于距礦體455m處的煌斑巖?；桶邘r脈厚約0.5～1m，沿剝露面脈寬3m，產狀為傾向285°，傾角580°。J270-1樣品取自于被礦脈錯斷的巖脈，為成礦前巖脈；J270-2樣品所在的巖脈切割礦脈，為成礦后巖脈。脈巖巖石呈煌斑結構(圖2d)，塊狀構造，斑晶由較自形的輝石(20%)和橄欖石(3%)組成，粒度為0.6～1.5mm；基質成分為斜長石(27%)、角閃石(25%)、輝石(15%)和橄欖石(4%)，粒度為0.05～0.2mm；金屬礦物為磁鐵礦(6%)和少量黃鐵礦，粒度約0.01～0.15mm，呈稀疏浸染狀分布；副礦物有鋯石、磷灰石、石榴石等。斜長石為拉長石(An=55)，發生絹云母化和綠簾石化蝕變，暗色礦物多被綠泥石等蝕變礦物交代。

a--煌斑巖脈被礦脈錯斷，為成礦前脈巖(J270-1采樣位置)；b--煌斑巖脈切割礦化破碎帶，為成礦后脈巖(J270-2采樣位置)；c--輝綠玢巖微觀特征：斑狀結構，基質輝綠結構；d--煌斑巖微觀特征：煌斑結構，輝石發生綠泥石化；Bt--黑云母；Cpx--輝石；Chl--綠泥石；Pl--斜長石

2 分析方法

主量元素、微量、稀土元素測試在山東省地質科學研究院(國土資源部濟南礦產資源監督檢測中心)完成。樣品在去除受到后期風化及熱液蝕變影響的部分后，新鮮的部分粉碎到200目。主量元素分析采用濕化學分析法完成，其中SO2、燒失量(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，測定誤差低于5%；微量元素和稀土元素分析采用等離子發射光譜儀(ICP-AES，IRIS Intrepid Ⅱ)、等離子質譜儀(ICP-MS，XSERIES 2)、原子熒光光譜儀(AFS-820)、原子吸收光譜儀(AAS，PE400，PE600)等完成，檢測方法依據GB/T 14506-2010，測定誤差低于10%。

S同位素測試由中國地質科學院礦產資源研究所完成。將樣品研磨至200目，挑出黃鐵礦單礦物。測試采用氧化亞銅混合法測試，提取出SO2氣體，使用MAT251氣體同位素質譜儀分析S同位素組成，分析精度優于±0.2%。

3 分析結果

3.1主量元素

輝綠玢巖(J0)和煌斑巖(J270-1、J270-2)的主量元素變化范圍很小(表1)，其SO2含量在44.20%～47.96%之間，總堿值(Na2O+K2O)為4.08%～6.45%，屬玄武巖、粗玄巖和堿玄巖類(圖3a)。

表1 焦家金礦床基性脈巖主量元素分析結果(wt%)

(a圖據Middlemost，1994[20]；b圖據Peccerillo and Taylor，1976[21]，Rock，1987[22]；圖中空心的投點為該文樣品，實心的數據來源于Ma L et al.,2014[5])

K2O含量為1.25～4.07，屬鈣堿性煌斑巖和堿性煌斑巖類(圖3b)；TiO2含量在1.31%～2.40%之間，Ti/Y為331～913；MgO含量在4.84%～7.93%之間，Mg#值較高，在0.63～0.68之間(Mg#=Mg/(Mg+Fe2+))；P2O5含量在0.48%～1.06%之間。Ma L et al.[5]將焦家地區的煌斑巖分為低Ti(TiO2<1.1wt%，Ti/Y<270)和高Ti(TiO2>2.2wt%，Ti/Y>370)2種類型，認為低Ti煌斑巖主要為云斜煌斑巖，高Ti煌斑巖則為閃斜煌斑巖。該文中的成礦前煌斑巖和輝綠玢巖具有高Ti煌斑巖的某些特征，而成礦后煌斑巖則類似于低Ti煌斑巖。

3.2微量元素和稀土元素

煌斑巖和輝綠玢巖在微量元素原始地幔標準化蛛網圖中(圖4a)，表現為大離子親石元素(LILE)Ba，Th，U，K相對富集；高場強元素(HFSE)Ti相對虧損的分布模式，類似于與大樣板塊俯沖有關的弧火山巖和大陸地殼巖石特征[22]。

輝綠玢巖和煌斑巖的稀土元素總量(∑REE)在(220～316)×10-6之間(表2)，其中輕稀土元素(LREE)總量在(193～285)×10-6之間，重稀土元素(HREE)總量在(25～31)×10-6之間，輕重稀土比值(LREE/HREE)在7.3～9.2之間，(La/Yb)N比值9.42～12.77，δEu為0.99～1.01,δCe值主要在0.94～0.96之間。在稀土元素球粒隕石標準化分配圖(圖4b)中，輕重稀土分異明顯，表現為LREE相對富集，HREE相對虧損的右傾配分模式。

3.3硫同位素

黃鐵礦樣品的測試結果見表3，δ34S范圍(1.0～2.8)×10-3之間，均值為1.9×10-3，接近于地幔硫值。

圖4 焦家金礦床基性脈巖微量元素原始地幔標準化蛛網圖(a)和稀土元素球粒隕石標準配分圖(b)

表2 焦家金礦床基性脈巖微量元素和稀土元素分析結果(10-6，Au、Hg為10-9)

表3 焦家金礦區基性脈巖黃鐵礦S同位素測試結果

4 討論

4.1脈巖成因

在La/Sm-La和Rb/Nb-Rb/Zr相關圖(圖5)中，焦家金礦床基性脈巖表現為直線型的平衡部分熔融演化趨勢[24,25]，說明脈巖為富集型地幔部分熔融的產物，巖漿來自于富LILE和LREE的地幔源區。

圖5 焦家金礦區脈巖的La/Sm-La(a)和Rb/Nb-Rb/Zr(b)相關圖

研究認為，金云母和角閃石是含LILE的主要礦物相[28,29]。相對于角閃石，Rb和Ba在金云母中具有更高的分配系數，而Sr具有相對低的分配系數。在Rb/Sr-Ba/Rb圖解中，該文的成礦前基性脈巖投點于軟流圈地幔巖石區域和Ma L et al.[5]焦家高Ti煌斑巖附近(圖6a)，指示巖漿源區中包含的最可能是金云母，巖漿來源可能主要為含金云母的地幔橄欖巖；而成礦后煌斑巖更接近于角閃石相區，指示成礦后的煌斑巖巖漿來源可能轉變為含角閃石石榴石地幔橄欖巖。由于地幔條件下的金云母被認為主要與俯沖沉積物析出流體或深部來源流體交代作用有關，這表明其源區可能曾經經歷過俯沖交代事件。Dy/Yb-K/Y圖解可以指示巖漿的源區組成和部分熔融程度，判斷含金云母或角閃石二輝橄欖巖在尖晶石和石榴石穩定域之間的部分熔融。焦家金礦床煌斑巖和輝綠玢巖的Dy/Yb值為1.94～2.45，平均值2.22，投點于石榴石相二輝橄欖巖與尖晶石相之間(圖6b)，指示巖漿來源于尖晶石—石榴石轉換帶軟流圈地幔的部分熔融。

(a圖據Furman and Graham,1999[36];b圖據Duggen et al.,2005[37]; 圖中空心的投點為本文樣品，實心點的數據來源于Ma et al.,2014[5])

基性脈巖的∑REE(220～316)×10-6較高，LREE/HREE比值(7.3～9.2)較大，反映其源區經歷過地幔交代作用[30]。而高的Mg#值(0.63～0.68)、Th/U比值(1.54～4.3)、Nb/U(45.79～49.5)和Ce/Pb(12.75～17.76)，可能反映源區受俯沖作用影響混染了部分地殼物質，不大可能是受巖漿上升過程中地殼物質混染的影響[30]。Nb/Ta(15.4～18.6)與原始地幔值(17.5±2.0)相似，Zr/Hf(45.1～49.8)值略高于原始地幔值(36.27)，且遠大于大陸地殼值(11)，則反映脈巖大面積受地殼混染的可能性不大[31]。另外，近年來在華北板塊中生代玄武巖和侵入巖中相繼發現的地幔包體[33-35]表明巖漿上升侵位速度較快，無法受到大量地殼物質的混染。

綜上，認為焦家金礦床中富集LILE和LREE特征的基性脈巖是由源區繼承而來。燕山期太平洋板塊向歐亞板塊俯沖，部分地殼物質混染進入華北板塊內部，與古老巖石圈地幔發生交代作用，形成富集LILE和LREE的特征的地幔源區。

4.2基性脈巖與金礦化的關系

焦家金礦區基性脈巖與金礦體在空間相伴產出，且形成時間接近，二者具有明顯的淵源關系。前人對膠東金礦的研究表明，地幔流體參與了成礦過程[38]。對煌斑巖的研究顯示，脈巖及其兩側發生強烈的以鉀化(黑云母化)為特點的堿質交代作用，并且發育大量碳酸鹽脈和富CO2的流體包裹體，這與金礦床的特點一致，反映出巖漿與成礦流體具有同源性。

據統計，膠西北14個金礦床的δ34S值均為正值，變化范圍為0.2%～12.6%[39]，焦家金礦床基性脈巖中黃鐵礦的δ34S值位于這一范圍內，但較膠東金礦床及其他大多數金礦床的數值明顯偏低，略低于招遠市洼孫家和前孫家金礦床δ34S的平均值(5.34，5.78)。指示基性脈巖與金礦床中的黃鐵礦具有一致的物質來源?；悦}巖中黃鐵礦的δ34S值低，更接近于地幔來源；金礦床中黃鐵礦的δ34S值高，可能是受到地殼物質混染所致。

焦家金礦床金成礦前和成礦后基性脈巖的地球化學特征不同，反映了不同的源區性質，可能記錄了由巖石圈幔源向軟流圈幔源的快速轉換過程，金礦恰好形成于這一轉換過程中。

基性脈巖具有的與大陸弧鈣堿性玄武巖類似的微量元素地球化學特征，指示其形成于拉張的陸弧構造環境。早白堊世，在陸殼拉張--減薄和張性超殼斷裂(郯廬斷裂)背景下，現存富集巖石圈地幔部分熔融，在膠東地區產生富集LILE和LREE的幔源巖漿，巖漿上侵和源區性質快速轉化過程中，攜帶部分地幔流體并引發殼源流體活化，流體混合、遷移，在地殼的適當位置卸載成礦物質，形成金礦床。這一過程的構造背景可能與太平洋板塊的俯沖作用及區域性伸展機制有關。

5 結論

(1)在焦家金礦床中發現了成礦前和成礦后2期基性脈巖，脈巖的類型包括煌斑巖和輝綠玢巖。

(2)成礦前煌斑巖和輝綠玢巖具有高Ti煌斑巖地球化學的某些特征，而成礦后煌斑巖則類似于低Ti煌斑巖，巖石以富集LILE和LREE為特征，其巖漿來源于尖晶石--石榴石轉換帶軟流圈地幔的部分熔融，記錄了由巖石圈幔源向軟流圈幔源的快速轉換過程。

(3)焦家金礦床基性脈巖中黃鐵礦的δ34S值在膠西北金礦床黃鐵礦的δ34S值范圍內，指示基性脈巖與金礦床中的黃鐵礦具有一致的物質來源。太平洋板塊的俯沖作用，在膠東地區產生富集LILE和LILE的幔源巖漿，巖漿上侵和源區性質快速轉化過程中，攜帶部分地幔流體并引發殼源流體活化，在地殼的適當位置卸載成礦物質，形成金礦床。

[1] 王世明，馬昌前，王琳燕，等.大別山早白堊世基性脈巖SHRIMP鋯石U-Pb定年、地球化學特征及成因[J].地球科學，2010，35(4):572-573.

[2] 徐芹芹，季建清，韓寶福，等.新疆北部晚古生代以來中基性巖脈的年代學、巖石學、地球化學研究[J].巖石學報，2008，24(5)：977-978.

[3] 王團華，毛景文，謝桂青，等.小秦嶺、熊耳山金礦區中基性巖墻的巖石化學研究[J].地學前緣，2008，5(1)：250-266.

[4] 付樂兵，魏俊浩，魏啟榮，等.內蒙古金廠溝梁地區晚三疊世脈巖地球化學特征及成巖動力學背景[J].地球科學，2010，35(6)：933-942.

[5] Ma L, Jiang S Y, Albrecht W. Hofmann, et al.Lithospheric and asthenospheric sources of lamprophyres in the Jiaodong Peninsula: A consequence of rapid lithospheric thinning beneath the North China Craton? Geochimica et Cosmochimica Acta,2014:250-271.

[6] Rock N M S ,Groves D I . Do lamprophyres carry gold as well as diamonds[J]. Jrom Nature, 1988, (332):235-255.

[7] Parker AJ, Rickwood R C , Tucker D H. Congres mafic dykes and emplacement mechanisms. Rorrerdam: Balkema,1990:13-74.

[8] 黃智龍，劉叢強，朱成明，等.云南老王寨金礦區煌斑巖成因及其與金礦化關系[M].北京：地質出版社，1999：30-112.

[9] 孫豐月，石準立，馮本智.膠東金礦地質及幔源C-H-O流體分異成巖成礦[M].長春：吉林人民出版社，1995：12-65.

[10] Mao J W, Wang Y T, Li H M, et al. The relationship of mantle -derived fluids to gold metallogenesis in the Jiaodong Peninsula: evidence from D-O-C-S isotope systematic[J]. Ore Geology Reviews,2008,33(3-4):361-368.

[11] 孫景貴，胡受奚，凌洪飛，等.膠西北兩類金礦田的高鉀-鉀質脈巖元素地球化學與成巖作用研究[J].地球化學，2000，29(2)：144-151.

[12] 孫景貴，胡受奚，凌洪飛.膠東金礦區高鉀—鉀質脈巖地球化學與俯沖—殼幔作用研究[J].巖石學報，2000，16(3)：401-412.

[13] 劉燊，胡瑞忠，趙紅軍，等.山東中生代基性脈巖的元素地球化學及其成因[J].地球化學，2005，34(4)：340-346.

[14] 劉燊，胡瑞忠，趙軍紅，等.魯西晚中生代基性脈巖的成因和源區性質：巖石學和地球化學[J].地質論評，2004，6(11)：577-584.

[15] 劉燊，胡瑞忠，趙紅軍，等.膠北晚中生代煌斑巖的巖石地球化學特征及其成因研究[J].巖石學報，2005,21(3)：947-958.

[16] 邱儉生，徐夕生，羅清華.魯西富鉀火山巖和煌斑巖的40Ar-39Ar定年及源區示蹤[J].科學通報,2001,46(18):1500-1508.

[17] 宋明春，伊丕厚，徐軍祥，等.膠西北金礦階梯式成礦模式[J].中國科學(D輯)：地球科學，2012,42(7)：992-1000.

[18] 譚俊，魏俊浩，郭玲利，等. 膠東郭程地區脈巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb定點及斑晶EPMA研究：對巖石圈演化的啟示[J]. 中國科學 D輯：地球科學，2008,38(8)：913-929.

[19] Song M C，Deng J，Yi P H，et al. The kiloton class Jiaojia gold deposit in eastern Shandong Province and its genesis[J]. Acta Geologica Sinica (English Edition)，2014，88(3)：801-824.

[20] Middlemost E A T. Naming materials in the magma/igneous rock system[J]. Earth Sci. Rev，1994,(37)：215-224.

[21] Peccerillo A and Taylor S R. Geochemistry of Eocene calcalkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey[J]. Contrib. Miner. Petrol，1976,58:63-81.

[22] Rock N M S. The nature and origin of lamprophyres:An overview. In Alikaline Igneous Rocks(eds. J G Fitton and B G J Upton)[J]. Geological Society Special Publications,pp，1987：191-226.

[23] Hofmann A W. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust, and the oceanic crust [J]. Earth Planet Sci. Lett，1988,90(3):297-314.

[24] Sun S S, MaDonough W F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes. In: Saunders A D, Norry M J, eds. Magmatism in the ocean basins[C]. Geol. Soc. Spec. Publ., 1989,(42): 313-345.

[25] Ouma N, Ninomiya S, Nagasawa H. Mineral/groundmass partition coefficients for nepheline, melilite, clinopyroxene and perovskite in melilite-nepheline basalt, Nyiragongo, Zaire[J]. Geochem. J. 1981,(15):221-228.

[26] 李昌年.火成巖微量元素巖石學[M].武漢：中國地質大學出版社，1992：1-195.

[27] 譚俊，魏俊浩，楊春福，等.膠東郭城地區脈巖類巖石地球化學特征及成巖構造背景[J].地質學報，2006，80(8)：1177-1188.

[28] Foley S F, Jackson S E and Fryer B J et al. Trace element partition coefficients for clinopyroxene and phlogophite in an alkaline lamprophyre from Newfoundland by LAM-ICP-MS[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1996, 60(4):629-638.

[29] Ionov D A, Griffin W L, O’Reilly S Y. Volatile-bearing minerals and lithophile trace elements in the upper mantle[J]. Chem. Geol, 1997, 141(3-4):153-184.

[30] 鹿坤，馮佐海，侯讀杰，等.貴東北煌斑巖地球化學特征及其成因研究[J].地質與勘探，2009，45(2):9-12.

[31] Miller C, Schuster R et al.Postcollisional potassic and ultrapotassic magmatism in SW Tibet: Geochemical and Sr-Nd-Pb-O i sotopic constraints for mantle source characteristic and petrogenesis[J]. J Petrol,1999,40(9):1399-1424.

[32] 趙振華，包志偉，張柏友.湘南中生代玄武巖類地球化學特征[J].中國科學(增刊)，1998:7-14.

[33] Zhang H F, Sun M. Geochemistry of Mesozoic basalts and mafic dikes, Southeastern North China Craton, and tectonic implications[J]. Int. Geol. Rev., 2002, 44(4):70-382.

[34] 邱儉生，王德滋，任啟江.探路斷裂及其鄰區中生代地幔交代作用與鉀質巖漿成因[M].IGCP第321項中國工作組.亞洲的增生.北京：地震出版社,1993：139-142.

[35] 許文良，鄭常青，王冬艷.遼西中生代粗面玄武巖中地幔和下地殼捕擄體的發現及其地質意義[J].地質評論，1999,45(增刊):444-449.

[36] Furman T and Graham D. Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: Geochemical evidence from the Kivu volcanic province[J]. Lithos, 1999, (48)：237-262.

[37] Duggen S, Hoernle K, bogaard P et al. Post-collisional transition from subduction-to intraplate-type magmatism in the westernmost Mediterranean: Evidence for continental-edge delamination of subcontinental lithosphere[J]. J. Petrol., 2005, (46)：1155-1201.

[38] 毛景文，李厚民，王義天，等.地幔流體參與膠東金礦成礦作用的氫氧碳硫同位素證據[J].地質學報，2005,79(6)：839-851.

[39] 李俊建.華北陸塊主要成礦區帶成礦規律和找礦方向研究[M].天津：天津科學技術出版社，2006：297-312.

Relation between Geochemical Characteristics and Gold Mineralization of Mafic Vein Rocks of Jiaojia Gold Deposit in Jiaodong Area

SONG Yingxin1, SUN Weiqing1, MA Xiaodong1, DING Wenjie2，GUO Guangjun1, SUN Yuqin1, CHENG Wei1, LI Min1

(1. Shandong Institute of Geological Sciences, Key Laboratory of the Ministry of Land and Resources of Gold Mineralization Process and Resource Utilization, Jinan 250013, China；2. No.8 Exploration Institute of Geology and Mineral Resources, Shandong Rizhao 276826, China)

There are 2 periods of mafic vein rocks before and after mineralization were discovered in Jiaojia gold deposit through field observation. In order to constrain petrogenesis and relation with gold mineralization, geochronology, major element, trace element and S isotope of mafic vein rocks have been studied. Mafic vein rocks include lamprophyre and sillite in Jiaojia gold deposit. And their respective content of SO2is 47.96% and 44.20%～45.34%, and Na2O+K2O is 4.075% and 6.407%～6.45%, which is belong to tephrite, trachy-basalt and basalt. The content of TiO2is1.31%～2.40%, and Ti/Y is 331～913. The mafic vein rocks are characterized by enrichment in LREE and LILE. δ34S is 1.0×10-3～2.8×10-3in prite. It is showed that Lamprophyre and sillite before mineralization have the characteristics of high Ti lamprophyres, while lamprophyre after mineralization is low in Ti. The magma originated from partial melting of asthenosphere mantle in spinel-granet transferring zones. Jiaojia gold deposit was formed in transformation process of high Ti and low Ti lamprophyre magma source.

Mafic vein rock; geochemistry; petrogenesis; Jiaojia gold deposit

2016-08-08；

2016-11-06；編輯：王敏

山東省2011年度地質勘查項目“山東膠東金礦與深源脈巖關系研究”(編號魯勘字[2011]56號)

宋英昕(1989—)，女，山東濟南人，助理工程師，主要從事巖石與礦物學等方面研究工作；E-mail:songying.xin2008@163.com

P618.51

A

宋英昕，孫偉清，馬曉東，等.膠東焦家金礦床基性脈巖地球化學特征及其與金礦化的關系[J].山東國土資源，2017,33(2)：1-7.SONG Yingxin, SUN Weiqing, MA Xiaodong, etc. Relation between Geochemical Characteristics and Gold Mineralization of Mafic Vein Rocks of Jiaojia Gold Deposit in Jiaodong Area[J].Shandong Land and Resources, 2017,33(2)：1-7.