热液矿床的形成往往伴随着多期次构造活动和热液蚀变化学反应过程（邓军等，1996；吕古贤等，2011），控矿构造与成矿流体活动共同控制着构造—蚀变—矿化结构（毛先成等，2019；杨立强等，2024）。随着成矿物理化学条件的变化，不同阶段的流体运移方式和水岩反应强度各异，形成不同的矿化蚀变规模和类型（席先武等，2003）。热液矿床的蚀变过程本质上涉及多因素耦合复杂过程，包括多相流体流动、物质运移、热传导和化学反应等（袁峰等，2019）。传统的矿床学研究方法难以系统考虑这些相互耦合的复杂过程，因此难以有效描述成矿过程的连续时间演化和动态空间变化（Liu et al.，2014；肖凡等，2021）。近年来，随着计算机科学技术的发展，许多学者针对热液矿床开展了热液蚀变化学反应的数值模拟研究（陈刚等，2020；钟伶志等，2022；邹艳红等，2023），通过模拟与成矿相关的构造、成矿环境等物理化学条件，定量研究矿化形成过程中温度、压力和pH值等成矿环境以及矿物组分迁移形式对矿化形成的影响（张婉秋等，2020；常成等，2024；黄沁怡等，2024）。
大尹格庄金矿床位于胶西北矿集区，是典型的破碎蚀变岩型金矿，金资源量超过150 t。大尹格庄金矿化主要发育在招平断裂带下盘的黄铁绢英岩化蚀变带中，黄铁绢英岩化蚀变矿物组合为黄铁矿、绢云母和石英（Yang et al.，2009，2014；Liu et al.，2021）。矿体上盘主要围岩为胶东群变质岩，在胶东群变质岩中存在绿泥石化蚀变（凌洪飞等，2002）。矿体下盘的中生代花岗岩围岩内发育红色蚀变，蚀变矿物主要为钾长石、钠长石、赤铁矿、金红石和碳酸盐矿物等（袁月蕾等，2023），众多学者将其称为红化蚀变（陈光远等，1997；袁月蕾等，2023）。已有研究表明，大尹格庄金矿床中典型的绿泥石化蚀变、红化蚀变与黄铁绢英岩化蚀变具有共生关系（孙伟清等，2019）。然而，不同类型蚀变的形成条件及其对金矿化过程的影响尚不清晰，矿化元素迁移形式和矿化沉淀的位置尚不明确。针对上述问题，热液蚀变过程化学反应数值模拟能够对多相流体流动、质量运移、热传导和热液对流以及离子、化合物、气体和矿物的化学反应进行计算，通过将热液流体的物理运移和演化过程与热液—围岩相互作用的化学反应进行耦合，实现对热液蚀变矿化过程的动态模拟（Zhao et al.，2018；Zou et al.，2017，2019），定量分析蚀变成矿环境和矿物的溶解沉淀，对探索蚀变分带与矿化富集之间的关系具有重要意义。
本文以胶东大尹格庄金矿床作为研究对象开展热液蚀变过程化学反应数值模拟，定量研究绿泥石化蚀变、红化蚀变和绢英岩化蚀变等不同类型蚀变的形成环境及其对蚀变矿物沉淀的影响。通过构建大尹格庄金矿床矿化概念模型，运用TOUGHREACT软件模拟含矿热液与围岩之间发生的化学反应，分析不同成矿阶段下热液体系的pH值与lgf（O2）值的变化情况，并计算Au元素的化学平衡浓度和关键蚀变矿物的体积分数，定量探讨不同类型蚀变化学反应和矿物溶解与沉淀的有利位置，加深对矿床热液蚀变形成的理解，为大尹格庄金矿床蚀变矿化分带的形成机理研究以及矿床进一步勘查研究提供参考。
1 矿床地质背景
胶东半岛是我国金矿资源重要分布区之一，大尹格庄金矿床地处华北克拉通胶西北矿集区，位于招平断裂带中部（图1）。区内最主要的容矿构造为NNE向断裂带，自西向东依次为三山岛、焦家和招平断裂带，其中招平断裂是大尹格庄金矿主要的控矿断裂。区域出露地层主要包括中太古代唐家庄岩群、新太古代胶东岩群、古元古代荆山群、粉子山群及第四系松散堆积物。中生代花岗岩广泛展布，根据原岩成分、结构构造和同位素年龄等特征，可将岩石划分为3种类型，分别是玲珑型片麻状黑云母花岗岩、郭家岭型似斑状花岗闪长岩和伟德山黑云母花岗岩。
图1 胶东金矿集区地质图（修改自Yang et al.，2009）1.古近纪沉积物；2.白垩纪沉积物和火山岩；3.新元古代蓬莱群变质岩（1.1~0.8 Ga）；4.古元古代荆山/粉子山群变质岩（2.2~1.9 Ga）；5.中—新太古代胶东变质杂岩；6.超高压变质岩；7.早白垩世晚期艾山花岗岩类；8.130~125 Ma郭家岭花岗闪长岩；9.160~155 Ma玲珑/昆嵛山花岗岩；10.晚三叠世花岗岩；11.岩石圈断层；12.区域断层；13.蚀变岩型金矿；14.石英脉型金矿；15.其他类型金矿 Fig.1 Geological map of Jiaodong gold ore concentration area（modified after Yang et al.，2009） |
大尹格庄矿区地层主要为胶东群变质岩系和第四系松散沉积物。胶东群变质岩分布于矿区东部［图 2（a）］，招平断裂带的上盘位置，主要由黑云斜长片麻岩组成，含有少量的变辉长岩和斜长角闪岩，主要矿物为斜长石（45%~55%）、石英（20%~25%）和黑云母（20%~25%）。区内出露的岩浆岩主要有玲珑花岗岩和各类脉岩，主要分布在矿区西部招平断裂带下盘。玲珑花岗岩为本区金矿的赋矿围岩，主要矿物为斜长石（46%）、钾长石（24%）、石英（27%）和黑云母（3%）。矿区内断裂主要为招平断裂及其下盘次级断裂［图2（b）］，招平断裂总体走向NE-SW，约为30°，倾向SE，倾角为30°~45°，南段倾角为45°~60°。
图2 大尹格庄金矿床地质简图（a）大尹格庄平面地质图（修改自Yang et al.，2016）；（b）大尹格庄典型勘探线剖面图（修改自Mao et al.，2019）；（c）大尹格庄金矿床矿化蚀变剖面（修改自周鑫等，2019）；1.玲珑花岗岩；2.胶东群变质岩；3.第四系沉积物；4.黄铁绢英岩化碎裂岩；5.黄铁绢英岩化糜棱岩；6.黄铁绢英岩化花岗岩；7.绢英岩化花岗岩；8.红化花岗岩；9.绿泥石化胶东群变质岩；10.中基性脉岩；11.钻孔；12矿体 Fig.2 Geological map of Dayingezhuang gold deposit |
前人研究表明，大尹格庄金矿床热液成矿过程可划分为4个阶段：石英—黄铁矿—绢云母阶段（Ⅰ）、石英—黄铁矿阶段（Ⅱ）、石英—多金属硫化物阶段（Ⅲ）和石英—方解石阶段（Ⅳ）。根据前人对大尹格庄金矿床流体包裹体的研究，大尹格庄金矿床Ⅰ阶段主要发育硅化和钾长石化蚀变，以石英和钾长石为标志，流体包裹体的爆裂温度集中在305~385 ℃；Ⅱ阶段主要发育黄铁矿化、绢云母化、硅化和绿泥石化蚀变，以石英和黄铁矿为标志，本阶段是金的主要沉淀期，流体包裹体的爆裂温度集中在240~325 ℃；Ⅲ阶段主要发育硅化、硫化和绢云母化蚀变，矿化产物主要由石英、黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿组成，此阶段也伴有金的沉淀，叠加在前阶段之上形成金的局部富集，流体包裹体的爆裂温度集中在201~289 ℃；Ⅳ阶段主要发育碳酸盐化蚀变，以方解石为标志，流体包裹体的爆裂温度集中在165~195 ℃。金沉淀主要发生在Ⅱ、Ⅲ阶段，因此大尹格庄金成矿温度为 240~325 ℃（Yang et al.，2009；戴雪灵，2012；刘育等，2014）。矿体主要赋存在下盘靠近招平断裂带的黄铁绢英岩中，绢英岩化带中常见残留的钾化、红化花岗岩角砾，红化花岗岩带中可见绢英岩呈脉状产出，指示大尹格庄金矿床内绢英岩化蚀变晚于红化蚀变，黄铁矿化和绢云母化赋存在多个阶段（张瑞忠等，2008；杨立强等，2014；张炳林等，2017；Liu et al.，2021）。
2 热液蚀变成矿化学反应
（1）绿泥石化蚀变
大尹格庄金矿的绿泥石化蚀变主要为流体中Mg2+、Al3+与斜长石发生交代反应，生成绿泥石沉淀。其蚀变过程的化学反应（周鑫等，2019）可表示为
（2）黄铁绢英岩化蚀变
黄铁绢英岩化蚀变是黄铁矿化与绢英岩化的组合蚀变，绢英岩化蚀变发生水岩反应时，其中的长石被水化分解，形成绢云母，并伴有石英析出（刘亚洲等，2018）。该蚀变过程的化学反应可表示为
黄铁矿化是硫化的一种，与绢英岩化相互叠加并紧密伴生，与金矿化相关程度高（丁式江等，2000），其化学反应可表示为
（5）
（3）红化蚀变
胶东金矿床普遍存在红化蚀变，在红化蚀变过程中主要是碱金属元素的迁出，即斜长石钾化和黑云母绿泥石化，成矿流体中的K+与斜长石中的Na+、Ca2+发生钾质交代反应，消耗掉K+、Fe2+、Fe3+和Mg2+等离子，而Na+和Ca2+等离子增多（丁式江等，2000）。其化学反应可表示为
3 蚀变化学反应数值模拟方法
3.1 模拟软件与模拟流程
本文针对矿床不同类型蚀变矿化过程采用TOUGHREACT软件开展温度场（T）、水力场（H）和化学场（C）多场耦合模拟研究，模拟成矿流体在复杂地质系统中的流动以及水岩反应过程，定量探讨多阶段不同类型蚀变形成条件，进而模拟计算蚀变矿化环境中pH值和lgf（O2）值的变化及其对矿石沉淀的影响；通过模拟成矿元素的化学平衡浓度与矿物体积分数变化，分析蚀变矿物的沉淀位置。
TOUGHREACT软件是由美国劳伦斯伯克利国家重点实验室开发的地球化学反应模拟软件，通过耦合T-H-C实现地球化学反应以及物质迁移过程计算模拟（Xu et al.，2017）。本研究数值模拟流程如图 3所示，主要内容包括：
（1）模型建立。在分析矿床地质特征和蚀变矿化分带规律的基础上，考虑沿断裂运移过程中，含矿热液不断与围岩发生蚀变化学反应，为了更好地显示蚀变化学反应和矿化沉淀的位置，通过构建三维地质模型，结合TOUGHREACT模型网格化基础上开展模型参数设置与模拟计算。
（2）模拟条件和参数设置。参考已有文献资料和实验室测试数据，确定岩石样本物理性质参数及成矿阶段初始温压条件，并为每个网格设置成矿流体组分和岩石矿物组成。
（3）TOUGHREACT多场耦合数值模拟。针对不同成矿阶段进行蚀变化学反应数值模拟，每个阶段更新初始矿物组合和初始离子浓度，计算离子浓度、气体逸度和矿物的体积分数变化，调整参数并迭代求解直至化学反应达到平衡状态。
（4）模拟结果定量分析。计算成矿各阶段不同位置pH值和氧逸度的模拟结果，分析［Au（HS）2］-的化学平衡浓度和黄铁矿、绢云母等蚀变矿物体积分数变化，探讨金矿化沉淀的位置以及成矿环境对矿化溶解和沉淀的影响。
3.2 计算模拟数学模型
（1）成矿流体组分化学平衡浓度模型
已有研究表明，大尹格庄金矿床的含金热液呈微酸性，其中Au元素主要与S形成化合物，以［Au（HS）2］-的形式赋存在成矿流体中（Yang et al.，2016）。为了定量分析成矿物质的迁移形式和蚀变矿化过程环境的pH值，使用TOUGHREACT软件计算主要流体组分（如 ［Au（HS）2］-和H+等）的化学平衡浓度值，计算公式可表示为
式中： 为第i种次要离子成分（如［Au（HS）2］-）的摩尔浓度； 为第j种基础离子成分的摩尔浓度； 为反应平衡常数； 和 为对应离子的热力学活度系数； 为主要离子个数； 为第i个反应中第j种基础离子成分的化学计量数。
（2）氧逸度数学模型
为了研究成矿环境的氧化还原性，通过计算多阶段氧逸度值，来分析不同类型蚀变的形成条件。根据质量作用定律，氧逸度（Xu et al.，2017）可表示为
式中： 为氧逸度（bar）； 为氧气的化学平衡常数； 为逸度系数； 为体系中主要气体种数； 为第 种气体的摩尔浓度； 为对应气体的热力学活度系数； 为第f个反应中氧气的化学计量数。
在低压条件下，气相通常被视为理想气体混合物，此时逸度系数为1。在较高的温度和压力条件下，逸度系数应根据温度和压力进行修正，修正公式（Spycher et al.，1988）可表示为
式中：P为气体总压强；T为绝对温度；a、b、c、d、e和f为实验数据拟合的常数。在压力为128 MPa、温度为50~350 ℃条件下，这些参数的取值如下：a=1.0950，b=-3.5800，c=0.2050，d=0.4850，e=-0.0600，f=0.0000（Xu et al.，2017）。
（3）矿物体积分数变化数学模型
含矿热液与围岩发生蚀变交代反应时，会造成一些围岩中造岩矿物溶解和蚀变矿物结晶，岩石矿物成分发生显著变化。通过蚀变特征矿物体积分数可以定量分析不同类型蚀变的矿物溶解沉淀以及矿物沉淀的空间位置，本文将计算分析一些主要矿物的体积分数变化，当体积分数变化为正值时表示沉淀，当体积分数变化为负值时表示溶解。在一个时间步长 内的矿物体积分数变化计算公式为
式中： 为矿物n的反应比表面积； 为矿物的饱和指数； 和 为由实验测出的参数； 为发生溶解反应的矿物相数量； 为与温度相关的反应速率常数。由于大部分已公开的反应速率常数是在温度为25 ℃条件下测得的，所以不同温度条件下的反应速率常数（Lasaga et al.，1994）可近似表示为
式中： 为表面活化能； 为温度为25 ℃条件下的反应速率常数；R为气体常数；T为绝对温度。
4 实例模拟与讨论
4.1 模型构建与参数设置
本文收集的数据包括13张地质剖面图和81个钻孔数据，建立了大尹格庄金矿三维地质模型［图4（a）］。考虑到大尹格庄金矿体主要集中在招平断裂下盘，并沿着该断裂带展布［图 4（b）］，基于建模数据，模型区域范围在南北和东西水平方向上的尺寸分别定义为7 km，纵深为3 km，根据区域范围勘探程度，将模型剖分为200 m×200 m×100 m的块体单元，共有36 500个网格单元。模型的主要地质单元包括断裂带、胶东群（上盘）和玲珑花岗岩（下盘）。为了更好地了解流体在断层内部和周围的流动模式及其发生的化学反应，本研究在主要地质单元设置观测点［图4（c）］。前人对胶东地区动力学演化过程和岩浆活动构造背景的研究表明，由于成矿后经历了复杂的碰撞造山和洋陆俯冲作用，构造体制不断发生变化，使得矿床遭受明显的剥蚀抬升作用（Yang et al.，2009；Zhang et al.，2022）。根据推算大尹格庄金矿床的成矿深度为6.8~9.5 km（丁正江等，2015；Wang et al.，2018；Zhang et al.，2022），钻探结果显示大尹格庄金矿在超过1 000 m深度金矿化程度较好。因此，本研究在现有地层的基础上添加了厚度约为7 km的覆盖层（Xie et al.，2022；单文法等，2023）［图4（d）］，并将建立好的块体模型进行格式转换，导入到TOUGHREACT软件中进行数值模拟。
模型中各地质单元的岩石物理性质是TOUG-HREACT模拟的重要参数之一，通过参考已有的文献资料和实验室测试数据（Yang et al.，2009；单文法等，2023），设定岩石样本物理性质数据如表1所示。根据前人研究（戴雪灵，2012；刘育等，2014），大尹格庄矿床Au成矿温度为230~340 ℃，成矿主阶段压力范围为78~300 MPa，考虑到流体初始温度应略高于矿物形成温度（Liu et al.，2014），因此本文将成矿流体初始温度设为350 ℃，成矿压力设为中间值128 MPa。同时，结合前人对大尹格庄金矿床成矿阶段的研究（戴雪灵，2012；张炳林等，2017），设置各成矿阶段的温度范围如表2所示，并对每个阶段设置的模拟时间在数量级上保持一致。
表1 模型材料参数设置Table 1 Parameter setting of model material |
| 参数 | 剥蚀层 | 胶东群变质岩 | 断裂 | 玲珑花岗岩 |
|---|---|---|---|---|
| 密度/（kg•m-3） | 2 100 | 2 819 | 2 950 | 2 720 |
| 孔隙度 | 0.03 | 0.05 | 0.20 | 0.10 |
| 渗透率/m2 | 1.6e-15 | 1.8e-15 | 5.5e-15 | 2.0e-15 |
| 比热容/［W•（m•℃）-1）］ | 803 | 842 | 900 | 881 |
| 热导率/［J•（kg•℃）-1］ | 2.7 | 2.7 | 2.8 | 2.6 |
| 孔隙压缩系数/（Pa-1） | 8.3e-9 | 8.4e-9 | 8.9e-9 | 8.6e-9 |
表2 模拟温度设置Table 2 Simulation temperature setting |
| 成矿阶段 | 温度区间/℃ |
|---|---|
| 石英—黄铁矿—绢云母阶段（Ⅰ） | 350~310 |
| 石英—黄铁矿阶段（Ⅱ） | 300~260 |
| 石英—多金属硫化物阶段（Ⅲ） | 250~210 |
| 石英—方解石阶段（Ⅳ） | 200~160 |
表3 地层矿物初始体积分数Table 3 Initial volume fraction of formation minerals |
| 矿物名称 | 矿物化学式 | 体积分数/% | |||
|---|---|---|---|---|---|
| 剥蚀层 | 胶东群变质岩 | 断裂 | 玲珑花岗岩 | ||
| 石英 | SiO2 | 25 | 25 | 20 | 27 |
| 钾长石 | KAlSi3O8 | 15 | 15 | 20 | 12 |
| 钠长石 | NaAlSi3O8 | 20 | 20 | 25 | 20 |
| 钙长石 | CaAl2Si2O8 | 25 | 25 | 25 | 6 |
| 黑云母 | K （Mg，Fe）3AlSi3O10（F，OH）2 | 10 | 10 | 0 | 20 |
| 磁铁矿 | Fe3O4 | 3 | 3 | 8 | 12 |
表4 模型中各阶段的成矿流体初始化学组分Table 4 Initial chemical composition of ore-forming fluids in each stage of the model（mol/L） |
| 离子成分 | 成矿流体 | |||
|---|---|---|---|---|
| Ⅰ阶段 | Ⅱ阶段 | Ⅲ阶段 | Ⅳ阶段 | |
| H+ | 8.30E-02 | 6.30E-06 | 5.39E-06 | 1.03E-07 |
| Na+ | 8.13E-03 | 3.93E-02 | 8.13E-02 | 2.60E-01 |
| K+ | 8.89E-02 | 4.66E-03 | 8.89E-03 | 3.06E-02 |
| Ca2+ | 2.75E-03 | 1.23E-02 | 3.16E-03 | 7.14E-03 |
| Mg2+ | 4.53E-04 | 7.86E-04 | 1.40E-04 | 3.85E-04 |
| SO4 2+ | 4.21E-09 | 1.78E-07 | 5.23E-07 | 2.05E-08 |
| F- | 8.34E-08 | 4.44E-07 | 1.04E-07 | 2.90E-07 |
| Cl- | 3.64E-02 | 3.50E-01 | 7.68E-07 | 2.33E-01 |
| HCO3 - | 5.84E-10 | 1.83E-08 | 2.01E-08 | 5.52E-09 |
| Au+ | 4.25E-08 | 2.23E-08 | 2.25E-08 | 2.26E-08 |
4.2 模拟结果与讨论
（1）热液成矿过程中pH值和lgf（O2）的变化
大尹格庄金矿床的形成与中生代大规模中酸性岩浆侵位及其伴随的热液活动密切相关，多阶段构造与流体耦合作用下的热液蚀变作用对金矿的形成起到至关重要的作用。图5显示了成矿各阶段不同位置（胶东群、断裂带与玲珑花岗岩）pH值模拟结果，图6显示了成矿各阶段不同位置氧逸度lgf（O2）值模拟结果。由图5和图6可以看出，在Ⅰ、Ⅱ成矿阶段，断裂带pH值在2~4之间，酸性较强，lgf（O2）在-27~-32之间，处于偏酸性和较高氧逸度环境，而断裂上盘的胶东群变质岩和断裂下盘的玲珑花岗岩pH值大于7，lgf（O2）在-30~-32之间，处于偏碱性和较高氧逸度环境；在Ⅰ成矿阶段，温度为300~350 ℃，主要是钾长石发生沉淀，形成红化蚀变；在Ⅱ成矿阶段，主要是绿泥石发生沉淀，形成绿泥石化蚀变，温度为250~300 ℃。根据周鑫等（2019）的研究，大尹格庄胶东群变质岩中绿泥石化形成温度为200~300 ℃，也符合Ⅱ成矿阶段的热液蚀变温度。随着热液的流动，高浓度的成矿物质进入碎裂花岗岩带的网状裂隙中，温差和氧逸度差会引发天然电流，并导致含矿热液水岩反应具有电化学反应的特性，电离产生的H⁺向断裂带迁移并聚集，而OH⁻向胶东群和玲珑花岗岩迁移并聚集（朱兴明等，2019；段磊等，2020）。进入Ⅱ、Ⅲ成矿阶段，断裂带始终保持酸性环境，但pH值略微升高，推测可能是减压沸腾导致大量的CO2和H2S逸出，流体的酸性减弱（杨立强等，2014）；lgf（O2）值的下降幅度较大，从-27降低至-44，成矿环境逐渐变成酸性和低氧逸度环境。与此同时，含Fe、Cu等金属元素的围岩与含硫的流体连续反应形成黄铁矿和黄铜矿等金属硫化物沉淀下来，形成黄铁绢英岩化蚀变带，而胶东群变质岩和玲珑花岗岩的pH值有升高的趋势，碱性加强，lgf（O2）下降幅度也相似，从-32逐渐降低至-39，且高于断裂带，成矿环境逐渐转变为碱性和高氧逸度环境。根据前人对大尹格庄、夏甸、河东和上庄等典型蚀变岩型金矿床围岩中蚀变现象的研究，大尹格庄矿区红化蚀变岩与绿泥石化蚀变岩中的金红石、赤铁矿、绿泥石和碳酸盐矿物组合反映是偏氧化和偏碱性的水岩反应条件（周鑫等，2019；段磊等，2020；朱兴明等，2021）。此外，陈光远等（1997）指出赤铁矿金红石化的热液特点为高氧逸度和偏碱性，红化蚀变是暗色造岩矿物彻底蚀变的标志，是金进一步析出与运移的标志。本文模拟结果与已有的地质观察和认识相符（朱兴明等，2021）。进入Ⅳ成矿阶段，属于石英—方解石阶段，主要发育碳酸盐化蚀变，成矿流体转变为弱酸性。
（2）成矿演化过程中热液流体中［Au（HS）2］-的变化
在大尹格庄金矿床的含金热液中，Au主要与S形成化合物，以［Au（HS）2］-的形式赋存在成矿流体中（Yang et al.，2009）。图7显示了不同成矿阶段［Au（HS）2］-的化学平衡浓度模拟结果，在Ⅰ成矿阶段，断裂带的［Au（HS）2］- 化学平衡浓度较高，且稳定赋存在流体中，说明此时高氧逸度的物理化学条件并不适合金的还原沉淀，反而会将围岩中的Au0氧化成Au+，使得围岩中Au元素溶解活化。在Ⅱ、Ⅲ成矿阶段，随着成矿温度的降低，［Au（HS）2］- 的化学平衡浓度呈明显下降趋势，从8.86×10-8 mol/L下降至1.12×10-8 mol/L，断裂带流体体系氧逸度和pH值同时降低，暗示着还原性和偏酸性环境有利于Au的迁移及矿化富集，最终导致金在酸性和还原性条件下沉淀，发生黄铁绢英岩化蚀变并伴有其他多金属硫化物的沉淀。进入Ⅳ成矿阶段，［Au（HS）2］- 的化学平衡浓度趋于稳定，表明［Au（HS）2］-已经消耗殆尽，标志着整个成矿过程进入尾声。在胶东群和玲珑花岗岩内，［Au（HS）2］-的浓度值在1.05×10-10~1.16×10-9 mol/L之间，浓度较小，且同样表现出从成矿早期到成矿晚期的下降趋势。
（3）特征矿物体积分数对矿化—蚀变的成因启示
图8 黄铁矿体积分数变化云图（a）Ⅰ阶段三维云图；（b）Ⅰ阶段剖面云图；（c）Ⅱ阶段三维云图；（d）Ⅱ阶段剖面云图；（e）Ⅲ阶段三维云图； （f）Ⅲ阶段剖面云图；（g）Ⅳ阶段三维云图；（h）Ⅳ阶段剖面云图 Fig.8 Contour maps of the change of pyrite volume fraction |
图9 绢云母体积分数变化云图（a）Ⅰ阶段三维云图；（b）Ⅰ阶段剖面云图；（c）Ⅱ阶段三维云图；（d）Ⅱ阶段剖面云图；（e）Ⅲ阶段三维云图； （f）Ⅲ阶段剖面云图；（g）Ⅳ阶段三维云图；（h）Ⅳ阶段剖面云图 Fig.9 Contour maps of the change of sericite volume fraction |
图8所示为黄铁矿体积分数变化三维云图和剖面云图（正值表示沉淀，负值表示溶解），图9所示为绢云母体积分数变化云图，图10所示为钾长石和绿泥石体积分数变化云图。在三维云图中可以看到不同蚀变特征矿物沉淀的空间位置，在4个成矿阶段，黄铁矿和绢云母均有沉淀，且全部发生在断裂带附近。在成矿Ⅰ阶段，由于是成矿早期，黄铁矿和绢云母的体积变化并不大，沉淀主要发生在断裂带，钾长石整体上处于沉淀状态，且胶东群和玲珑花岗岩体积分数沉淀值大于断裂部位，发育有大量的钾长石结晶沉淀，表明此处发生了强烈的钾长石化。由于温度下降，Ⅱ阶段绿泥石在胶东群大量沉淀，表明发育有绿泥石化蚀变。这2类蚀变均形成于氧化性和偏碱性条件，且Au元素在氧化性和偏碱性条件下易发生活化迁移。进入Ⅱ、Ⅲ阶段之后，断裂带及其附近出现大范围的黄铁矿和绢云母体积分数正值，黄铁矿和绢云母大量沉淀，表明在断裂带发育有黄铁绢英岩化蚀变，表现为黄铁矿和绢云母等矿物紧密共生，岩石与流体发生水岩反应，其中斜长石和钾长石被水化分解，蚀变形成绢云母，并伴有 SiO2 析出，其中一部分形成石英，另一部分可能在裂隙中充填形成石英脉，促使金沉淀析出。黄铁矿的沉淀消耗了大量Fe2+，这一过程也导致Au元素被置换出来，黄铁矿与黄铜矿等多金属硫化物矿物与自然金、银等矿物共同构成具有相对导电性的地质体，这类蚀变形成于还原性和偏酸性条件下，有利于金的还原沉淀（段磊等，2020）。进入Ⅳ阶段，仅有少量黄铁矿和绢云母析出沉淀，将绢云母和黄铁矿4个阶段累积的体积分数变化［图11（a）~11（d）］与对应的60号和108号勘探线剖面［图11（e）~11（f）］进行对比发现，绢云母的体积分数正值与绢英岩化蚀变带的分布较吻合，黄铁矿的体积分数正值与黄铁绢英岩化蚀变带的分布较吻合，模拟结果与所观察到的现象相一致（邓军等，2000；朱兴明等，2021），佐证了模拟的有效性。
图11 大尹格庄金矿床典型勘探线剖面模拟的绢云母（a、b）与黄铁矿（c、d）累积体积分数变化及其对应的剖面图［e（60号勘探线）、f（108号勘探线）］ 1.钻孔；2.金矿体；3.绢英岩化蚀变带；4.黄铁绢英岩化蚀变带；5.断裂带 Fig.11 Accumulative volume fraction change of sericite （a，b） and pyrite （c，d） simulated by typical exploration line profiles in Dayingezhuang gold deposit and their corresponding profiles ［e（No.60 exploration line），f（No.108 exploration line）］ |
综上所述，大尹格庄金矿床围岩蚀变体系具有酸碱度和氧逸度的动态变化。胶东群变质岩与下盘玲珑花岗岩的成矿环境逐渐转变为中碱性和氧化性环境，有利于碱金属元素的迁出，钾长石、绿泥石和方解石等矿物沉淀，形成绿泥石化蚀变带和红化蚀变带，在这种高氧逸度环境下Au元素呈Au+，处于活化状态；在断裂带附近H+聚集，为弱酸性还原条件，有利于黄铁矿和绢英岩的形成。
5 结论
运用TOUGHREACT软件模拟含矿热液与围岩之间发生的化学反应，分析不同成矿阶段下成矿体系的pH值和lgf（O2）值的变化，并计算Au元素的化学平衡浓度和关键蚀变矿物的体积分数变化，得出以下结论：
（1）断裂带成矿流体酸碱性经历了从酸性—微酸性再到微酸性—中性的变化，lgf（O2） 值下降幅度较大，而胶东群和玲珑花岗岩酸碱性则呈现出弱酸性—碱性—中性的变化，lgf（O2）均高于断裂带。这表明大尹格庄金矿床围岩蚀变体系整体呈现一种酸碱性与氧化还原性相反的共轭性特点，胶东群和玲珑花岗岩处于偏碱性和氧化性的物理化学条件，而断裂带则处于偏酸性和还原性的物理化学条件。
（2）温度对金矿物运移和沉淀的影响显著，大尹格庄金矿区的金主要以［Au（HS）2］-的形式运移，当温度从300 ℃下降至200 ℃时，断裂带流体体系氧逸度和pH 值同时降低，此时成矿流体中的［Au（HS）2］-化学平衡浓度下降趋势明显，表明［Au（HS）2］-失稳分解，导致Au沉淀析出，最佳成矿温度范围为200~300 ℃。
（3）根据特征矿物的体积分数变化模拟结果，在胶东群变质岩和玲珑花岗岩中分别发育绿泥石化蚀变和红化蚀变，在外围高氧逸度和碱性条件下不利于Au元素沉淀富集；相比之下，在紧靠断裂带的区域，随着成矿温度、pH值和氧逸度的变化，形成了有利于金沉淀的还原性和偏酸性的物理化学条件，并发育矿体和黄铁绢英岩化蚀变。
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