胶东晚中生代花岗岩的源区性质与构造环境演化及其对金成矿的启示

王 斌，宋明春，霍 光，周明岭，徐忠华，蒋 雷，宋英昕，李 杰

(1.山东省深部金矿探测大数据应用开发工程实验室，山东省地矿局 深部金矿勘查评价重点实验室，山东省地质矿产勘查开发局 第六地质大队，山东 威海 264209；2.山东省地质科学研究院，山东 济南 250013；3.河北地质大学 资源学院，河北 石家庄 050031)

花岗岩作为大陆地壳的主要组成部分，其形成与壳幔相互作用和板块构造演化密切相关，形成于不同源区和构造环境下的花岗岩，具有其特有的岩石学与地球化学特征，因此，花岗岩研究对推演大陆构造演化历史具有重要意义(郭春丽等,2004)。胶东地区位于华北板块与大别-苏鲁造山带拼合位置的东北端，发育晚中生代强烈的构造-岩浆事件，岩浆岩类型多样，是研究晚中生代区域构造活动体制转换和克拉通破坏过程的理想之地。胶东晚中生代花岗岩类主要由玲珑型花岗岩(164±2～140±4 Ma)、郭家岭型花岗岩(130±3～125±2 Ma)、伟德山型花岗岩(126±3～108±2 Ma)和崂山型花岗岩(120±2～107±2 Ma)组成(胡世玲等,1987;徐洪林等,1997;关康等,1998;苗来成等,1998;Wangetal.,1998;Zhaoetal.,1998;Zhangetal.,2003a,2003c;周建波等,2003;Huetal.,2004;郭敬辉等,2005;李俊建等,2005;邱连贵等,2008;谭俊等,2008;张田等,2008;Gossetal.,2010;Zhangetal.,2010;王世进等,2010,2011;Yangetal.,2012;丁正江等,2013;Maetal.,2013,2014a;罗贤冬等,2014;董学等,2020;宋英昕等,2020)。前人对花岗岩类的地质和地球化学特征、同位素年龄、成因机制、岩浆活动的构造背景等进行了较多研究(徐贵忠等,2001;Yang,2003;周新华,2006;张田等,2008)，也研究了与胶东巨量金成矿有关的构造-岩浆作用过程，认识到早白垩世伸展作用及岩石圈减薄对成岩成矿的重要影响，但尚缺乏对花岗岩类地球化学特征演化及其指示的大地构造背景转化的系统研究，制约了对该区岩浆活动的构造驱动机制和大规模金成矿机理的深入理解。本文通过对胶东地区晚中生代花岗岩类的岩相学、岩石地球化学、Sr-Nd同位素组成、锆石U-Pb年代学等方面的综合研究，讨论了花岗岩类的侵位时代、岩浆源区及构造环境演化，揭示了晚中生代构造体制转换过程，为华北克拉通东部壳幔相互作用、岩浆演化和大规模成矿作用研究提供了重要依据。

1 区域地质背景

胶东地区位于大别山-苏鲁造山带的西北部，华北板块东南缘与大别-苏鲁造山带东北段的拼贴位置，由隶属华北板块的胶北隆起、胶莱盆地和隶属苏鲁超高压带的威海隆起组成(图1；宋明春,2008；宋明春等,2009)。胶北隆起和威海隆起主要由稳定的前寒武纪基底变质岩系和中生代花岗岩类侵入岩组成。白垩纪胶莱盆地为伸展盆地，由莱阳群、王氏群陆相沉积地层和青山群火山岩系组成。胶东最发育的一组断裂是NE-NNE走向断裂，其次为近EW-NEE走向断裂。EW向断裂连续性较差，零星出露地表。华北陆块(胶北隆起)和大别-苏鲁超高压变质带(威海隆起)的拼贴位置大致位于牟平-即墨断裂带附近。NNE-NE走向断裂为胶东金矿的控矿断裂，自西向东主要依次有三山岛断裂带、焦家断裂带、招远-平度断裂带、西林-陡崖断裂带和金牛山断裂带。

图1 胶东地区区域地质图(据宋明春等，2018)Fig.1 Regional geological map of Jiaodong area showing sampling sites(modified after Song Mingchun et al.,2018)

胶东地区晚中生代岩浆岩大规模出露，约占胶东陆地总面积的25%，主要为广泛发育的花岗岩类侵入岩、密集带状分布的中基性-酸性脉岩和沿裂陷盆地分布的火山岩(宋明春等,2003;李洪奎等,2016)。花岗岩类主要包括侏罗纪玲珑型花岗岩和白垩纪郭家岭型花岗岩、伟德山型花岗岩、崂山型花岗岩，其中，玲珑型和郭家岭型花岗岩是胶东金矿的主要赋矿围岩。各类型花岗岩均由诸多花岗岩体组成。玲珑型花岗岩典型岩体包括玲珑岩体、毕郭岩体、鹊山岩体和昆嵛山岩体等，其岩性主要为不同结构、构造或特征矿物含量的二长花岗岩类。郭家岭型花岗岩主要分布于胶西北地区，包括仓上、上庄、北截、丛家、曲家、郭家岭、范家店和泽头等岩体，其岩性主要由二长闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩等组成，具似斑状结构。岩体内部发育以椭圆状为主、定向排列的闪长质包体。伟德山型花岗岩广泛分布于早前寒武纪变质岩系发育区域，规模较大，重要岩体有伟德山、院格庄、南宿、牙山、艾山、三佛山和海阳等岩体，主要岩石类型有闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩，岩石常具似斑状结构，其内有较多微粒闪长质包体。崂山型花岗岩主要分布在胶东南沿海地区，典型岩体如崂山、龙须岛、招虎山、大泽山等，为二长花岗岩-正长花岗岩-碱长花岗岩系列侵入岩(赵广涛等，1997；李洪奎等，2016；宋明春等，2017)。

2 样品采集与岩相特征

本次针对胶西北金矿床集中区附近的侏罗纪玲珑型花岗岩(玲珑岩体崔召单元)和白垩纪郭家岭型花岗岩(曲家、北截岩体)、伟德山型花岗岩(艾山、南宿岩体)、崂山型花岗岩(大泽山岩体)及白垩纪脉岩进行了调查研究，采集岩石样品进行了岩相学、岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及岩石Sr-Nd同位素测试工作。

2.1 玲珑型花岗岩

片麻状含斑中粒黑云二长花岗岩(16SD-35，坐标：E120°29′45″，N 37°33′36″)采自下丁家镇北，南山集团南，北邢家村S215国道东侧，为新鲜露头，有宽约5 cm的伟晶岩脉。岩石样品呈浅灰白色，具中细粒结构、片麻状构造(图2a)，主要矿物成分为斜长石(30%)、钾长石(25%)、石英(30%)以及黑云母(5%)，另外有少量副矿物如石榴子石、锆石、榍石等。斑晶为斜长石，含量10%左右，长径多在1 cm左右。斜长石呈自形-半自形板柱状，大小0.5～3 cm不等，部分发生绢云母化蚀变。钾长石呈自形-半自形柱状或板状，格子双晶发育，大小0.2～1 cm不等。石英多为他形中细粒，粒径0.5～1 cm，普遍具有波状消光。

片麻状中细粒二长花岗岩(16SD-39，坐标：E120°20′11″，N 37°12′30″)采自招远大尹格庄金矿西小尹格庄东，为新鲜露头。岩石样品呈淡红色，具中细粒结构、片麻状构造，主要矿物成分为钾长石(35%)、斜长石(30%)、石英(32%)以及黑云母(3%)，另外有少量副矿物如角闪石、锆石、榍石等。可见矿物定向排列及定向拉长，石英拉长长宽比3∶1左右(图2b)。

图2 胶东地区晚中生代花岗岩的野外及正交偏光显微镜下特征Fig.2 Field outcrop and photomicrographs under crossed nicols of Late Mesozoic granite in Jiaodong area,Shandong ProvinceQtz—石英；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Bt—黑云母；Hb—角闪石；Ser—绢云母Qtz—quartz;Pl—plagioclase；Kfs—alkali feldspar;Bt—biotite;Hb—hornblende;Ser—sericite

2.2 郭家岭型花岗岩

斑状角闪花岗闪长岩(16SD-32，坐标：E120°38′09″，N 37°32′33″)采自龙口市东南，王屋水库西南公路边小采坑，为新鲜露头，有细粒闪长质包体。斑状角闪花岗闪长岩(16SD-36，坐标：E120°22′15″，N37°31′53″)采自招远市西北，狗山李家村东，为新鲜露头，西侧见有与玲珑中细粒二长花岗岩呈侵入接触。岩石均呈灰白色，似斑状结构，块状构造，基质为中细粒花岗结构(图2c)。主要矿物成分为斜长石(35%)、钾长石(30%)、石英(25%)及少量角闪石(6%)、黑云母(4%)，副矿物有锆石、榍石和磷灰石等。斑晶主要为钾长石，粒径长3～5 cm。基质中石英呈它形粒状充填在长石之间，粒径大小一般为0.05～8 mm，可见波状、带状消光；斜长石呈半自形板状，常见聚片双晶，偶见环带结构，微弱高岭土化、绢云母化，粒径一般为0.1～5 mm；钾长石呈半自形板状，在基质中大小一般为0.1～2 mm的细粒，2～4 mm的中粒次之；见少量角闪石(8%)，呈它形-半自形柱粒状，多为普通角闪石，具明显黄绿色-绿色多色性，局部发生绿泥石化、绿帘石化；黑云母呈它形鳞片状-叶片状，常定向排列或环绕长石斑晶分布，或呈集合体产出(图2d)。

2.3 伟德山型花岗岩

斑状角闪花岗闪长岩(16SD-33，坐标：E120°45′37″，N 37°30′54″)采自栖霞村里集镇柳格庄村西500 m采坑，野外见有较多闪长质包体，较大包体长径约20 cm。岩石呈似斑状结构、块状构造(图2e)，斑晶长径3～5 cm。矿物组成主要为斜长石(45%)、钾长石(20%)、石英(20%)、角闪石(10%)，黑云母等其他矿物约占5%，镜下可见斜长石广泛发育高岭土化蚀变。

斑状中粒二长花岗岩(16SD-40，坐标：E120°06′53″，N37°09′01″)采自招远南宿村东的南宿岩体。岩石呈似斑状结构，基质中粒花岗结构，块状构造。主要矿物组成为斜长石(35%)、钾长石(30%)、石英(30%)、黑云母(3%)、角闪石(2%)，有少量榍石、磷灰石等副矿物，镜下可见长石发生绢云母化蚀变。钾长石斑晶含量约占10%，长径2～4 cm，基质中主要矿物粒径一般在0.5～5 mm(图2f)。

2.4 崂山型花岗岩

中粗粒二长花岗岩(16SD-41，坐标：E119°58′53″，N37°00′24″)采自平度大泽山镇秦姑庵村西北采坑。岩石呈不等粒花岗结构、块状构造(图2g)。主要矿物成分为斜长石(40%)、钾长石(25%)、石英(30%)、黑云母(3%)、角闪石(2%)、少量磷灰石和榍石等副矿物。钾长石斑晶含量约占10%，长径2～3 cm，基质中主要矿物粒径一般在3～10 mm，多数≥5 mm。野外露头见有闪长质包体，直径约5 cm。

2.5 脉岩

正长斑岩样品(16SD-34，坐标：E120°47′18″，N37°32′34″)采自蓬莱村里集镇陈家沟村东采砂场。此处主要为郭家岭型花岗岩露头，风化较严重，见有一条正长斑岩脉，宽约20 cm。岩石呈斑状结构、块状构造，基质具粗面结构。斑晶主要为正长石，呈长板状自形晶，卡式双晶发育，粒径一般为1.5～3.0 cm，基质由斜长石微晶和少量角闪石等组成(图2h)。

3 实验测试方法

3.1 岩石地球化学测试

岩石主、微量及稀土元素测试分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，样品经人工粉碎至200目。主量元素采用X射线荧光法(XRF)测试，微量及稀土元素利用电感耦合等离子体质谱法测试，仪器分别为X荧光光谱仪Philips PW2404和等离子质谱仪ELEMENT-I(Finnigan-MAT有限公司制造)，精度优于1%和5%。依据标准为《电感耦合等离子体质谱方法通则(DZ/T0223-2001)》。

3.2 锆石U-Pb年代学测试

挑选中生代花岗岩类8件样品进行了锆石U-Pb年龄测试。同位素定年样品处理及分析测试流程主要包括碎样、锆石颗粒挑选、锆石制靶、反射光及CL图像采集、选定测试锆石颗粒、实验测试及数据处理等。在河北廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司完成锆石挑选。首先将野外采集岩石样品粉碎，然后采用淘选与电磁选方法进行锆石分选。将挑选出的锆石用环氧树脂制靶并抛光表面，在此基础上对锆石进行反射光和阴极发光(CL)图像采集。锆石U-Pb定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，采用Agilent7500a等离子质谱仪和GeoLas2005激光剥蚀系统，激光束斑直径32 μm。具体的仪器操作流程详见Liu 等(2008)。U-Pb定年中采用标准锆石91500作为外标进行同位素分馏校正。样品的U-Th-Pb同位素比值和年龄处理均采用ICPMSDataCal软件完成。

3.3 全岩Sr-Nd同位素测试

选择崂山型花岗岩和脉岩进行本项测试。全岩Sr-Nd同位素测定在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。全岩Sr-Nd同位素分析首先称量全岩粉末(200目)50～100 mg，使用纯化HF-HNO3-HCl溶样，之后加入纯化HCl使用Rb-Sr(AG50W-X12，200～400目)、Sr-Nd(LN树脂)交换柱进行分离提纯和元素提取。样品采用热电离质谱仪TIMS进行测试，Sr-Nd同位素比值测定分别采87Sr/86Sr=0.119 4和143Nd/144Nd=0.712 9进行标准化校正。在样品测试中所测定的Alfa Nd标样和NBS-987 Sr标样的Sr-Nd同位素比值，分别为143Nd/144Nd=0.512 433±0.000 008(±2σ)和87Sr/86Sr=0.710 252±0.000 015(±2σ)。

4 测试结果

4.1 岩石地球化学特征

本文对8件胶东地区晚中生代花岗岩石样品进行了主、微量元素测试分析，结果详见表1和表2。

4.1.1 玲珑型花岗岩

玲珑型花岗岩样品(16SD-35、16SD-39)的主、微量元素测试结果列于表1。岩石化学成分中SiO2含量为72.55%～75.86%，平均74.25%，属于酸性岩类的化学组成范畴；岩石全碱(Na2O+K2O)含量为8.23%～9.32%，Na2O/K2O值为0.91～1.15，属于钾质型，在TAS图解(图3a)中投入花岗岩区域，在K2O-SiO2图解(图3b)中投入高钾钙碱性系列。Al2O3含量为14.01%～15.07%，CaO含量为0.37%～1.64%，铝饱和指数(A/CNK)=1.03～1.13，在A/NK-A/CNK图解(图3c)中均投入过铝质区域。MgO含量为0.06%～0.29%，TFe2O3介于0.09%～1.32%，镁指数(Mg#)[Mg#=100(MgO/40.31)/(MgO/40.31+0.899 8 TFe2O3/71.85)]为29.07～60.60，多数小于40。TiO2和P2O5含量分别为0.03%～0.15%和0.01%～0.04%，含量较低。岩石主量元素氧化物(TFe2O3、MgO等)与SiO2含量呈负相关(图4)，可能经历了辉石、磷灰石、钛铁矿等矿物的分离结晶(Sun and McDonough,1989)。

在稀土元素球粒陨石标准化图(图5a)上，样品16SD-35稀土元素总量为104.19×10-6～135.09×10-6，表现出明显的轻稀土元素(LREE)富集和重稀土元素(HREE)相对亏损，LREE/HREE值为20.71～25.65，(La/Yb)N=45.97～52.02，指示轻、重稀土元素发生了强烈分异，呈右倾型模式；δEu为0.92～1.02，没有明显的铕负异常，部分样品有轻微正异常，暗示石榴石或石榴石+角闪石可能是部分熔融的残留相，局部可能有斜长石的分离结晶现象。样品16SD-39则显示出较平坦的稀土元素配分模式，稀土元素总量较低(14.74×10-6～28.46×10-6)，LREE/HREE值为1.58～5.99，(La/Yb)N=0.70～4.47，指示轻、重稀土元素分异不明显，δEu为0.92～1.58，多数具明显的Eu正异常。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图5b)上，玲珑型花岗岩样品显示富集Rb、Ba、Sr、K、Pb等大离子亲石元素(LILE)以及相对亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素(HFSE)特征。微量元素具有高Ba、Sr(Ba=606×10-6～2 044×10-6，Sr=202×10-6～640×10-6)和低Y、Yb(Y=4.23×10-6～13.60×10-6，Yb=0.36×10-6～2.48×10-6)的特点(图6a)，具有埃达克岩特征。

4.1.2 郭家岭型花岗岩

郭家岭型花岗岩样品(16SD-32、16SD-36)的主、微量元素测试结果列于表1。岩石化学成分中SiO2含量为68.66%～70.36%，平均69.48%，属于酸性岩类；岩石全碱(Na2O+K2O)含量介于7.95%～9.01%，Na2O/K2O为1.10～1.60，在TAS图解(图3a)中投入花岗岩范围，少量投入正长岩和二长岩范围，在K2O-SiO2图解(图3b)中投入高钾钙碱性系列。Al2O3含量为14.99%～16.60%，CaO含量为2.30%～2.79%，铝饱和指数(A/CNK)=0.94～1.00，在A/CNK-A/NK图解(图3c)中落入偏铝质区域。MgO含量为0.88%～1.15%，TFe2O3含量介于1.59%～2.02%之间，Mg#值为52.15～53.28。TiO2和P2O5含量分别为0.25%～0.29%和0.08%～0.10%。在Harker图解(图4)上，多数氧化物随SiO2含量增高而降低，具有良好的线性关系，而Na2O则与SiO2呈正相关关系，为典型的岩浆混合或结晶分异演化趋势。Sr/Y值为112.38～145.48，具有埃达克岩特征。

表1 胶东地区晚中生代玲珑型、郭家岭型花岗岩的主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)分析结果Table 1 Major (wB/%),trace element and REE (wB/10-6) analyses of Late Mesozoic Linglong- and Guojialing-type granites in Jiaodong area,Shandong Province

续表1 Continued Table 1

图3 花岗岩地球化学分类图解Fig.3 Geochemical classification diagrams of granitesa—TAS图解(据 Middlemost,1994)；b—K2O-SiO2图解(据Rickwood,1989)；c—A/NK-A/CNK图解(据Maniar and Piccoli,1989)；除本文样品外，其他数据来源于宋明春等(2003)、Yang等(2012)和Song等(2015)a—total alkali versus SiO2 (TAS) diagram (after Middlemost,1994);b—K2O versus SiO2 variation diagram (after Rickwood,1989);c—A/NK versus A/CNK diagram (after Maniar and Piccoli,1989);data after this study,Song Mingchun et al.,2003,Yang et al.,2012 and Song et al.,2015

在稀土元素球粒陨石标准化图(图5a)上，郭家岭型花岗岩样品显示出相似的稀土元素特征，岩石稀土元素总量为82.32×10-6～281.12×10-6，表现出明显的LREE富集和HREE相对亏损特征，LREE/HREE值为13.21～21.54，呈LREE高度富集的模式；(La/Yb)N=17.83～50.48，指示轻、重稀土元素发生了强烈分异；δEu为0.82～1.04，没有明显的铕负异常，表明熔融过程中应该没有斜长石作为残留相。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图上，微量元素显示了富集Ba、Sr、K、Pb等大离子亲石元素(LILE)以及亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素(HFSE)(图5b)，表现出弧型地壳特征。微量元素具高Ba、Sr的特点(Ba=1 078×10-6～3 521×10-6，Sr=876×10-6～1 673×10-6)，属高Ba、Sr花岗岩(图6a)且Sr含量均高于玲珑型花岗岩。

4.1.3 伟德山型花岗岩

伟德山型花岗岩样品的主、微量元素测试结果列于表2。岩石化学成分中SiO2含量为69.27%～73.18%，平均70.90%，低于玲珑型花岗岩，高于郭家岭型花岗岩，属于酸性岩类；岩石全碱(Na2O+K2O)含量介于7.54%～8.93%之间，Na2O/K2O值为0.77～1.19，在K2O-SiO2图解(图3b)中投入高钾钙碱性系列和橄榄安粗岩系列，与前人测试数据一致。Al2O3含量为13.61%～15.10%，CaO含量为1.64%～2.77%，铝饱和指数(A/CNK)=0.92～0.99，在A/CNK-A/NK图解(图3c)中落入偏铝质区域。MgO含量为0.77%～1.51%，TFe2O3介于1.67%～2.68%，Mg#值为46.90～52.77。TiO2和P2O5含量分别为0.24%～0.36%和0.11%～0.17%。在Harker图解中，除K2O与SiO2含量同步增长外，SiO2与TiO2、Al2O3、Fe2O3、Na2O、MgO、P2O5和CaO等氧化物含量均呈良好的线性关系(图4)。本文和前人数据在TAS图解中落入二长闪长岩、二长岩、正长岩、花岗闪长岩、花岗岩区域，说明伟德山型花岗岩为同源岩浆演化序列(图3a)。

图4 花岗岩主量元素与SiO2含量变异图(Harker图解)Fig.4 Harker diagrams showing the magmatic evolution of the granite in the Jiaodong Peninsula

在稀土元素球粒陨石标准化图(图5a)上，伟德山型花岗岩样品显示出相似的稀土元素分配模式，岩石稀土元素总量为144.66×10-6～207.48×10-6，表现出明显的LREE富集和HREE相对亏损，LREE/HREE值为17.95～22.20，呈LREE高度富集的模式；(La/ Yb)N=30.23～39.67，指示轻、重稀土元素发生了强烈分异；δEu为0.72～0.85，表现出略微明显的铕负异常。

图5 花岗岩球粒陨石标准化稀土配分模式图解(a，Boynton，1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b,Sun and McDonough，1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a,after Boynton,1984) and primitive-mantle-normalized trace element spidergrams (b,after Sun and McDonough,1989) for the granites in the Jiaodong Peninsula

在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图5b)，微量元素显示了富集Ba、Sr、K、Pb等大离子亲石元素(LILE)以及亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素(HFSE)，指示岩浆活动受地壳影响。微量元素Ba、Sr的含量(Ba=678×10-6～1 363×10-6，Sr=471×10-6～604×10-6)低于玲珑型和郭家岭型花岗岩，处于高Ba-Sr花岗岩与低Ba-Sr花岗岩的过渡地带(图6a)。Sr/Y值为55.02～69.23，具有埃达克岩特征。样品的Nb/Ta值介于11.61～14.63之间，平均值13.34，接近于大陆地壳的平均值(Green，1995)。

4.1.4 崂山型花岗岩

崂山型花岗岩样品16SD-41的主、微量元素测试结果列于表2。岩石化学成分中SiO2含量为74.31%～75.51%，平均74.91%，属于酸性岩类的化学组成范畴；岩石全碱(Na2O+K2O)含量为8.53%～8.85%，Na2O/K2O值为0.79～0.93，在TAS图解(图3a)中投入花岗岩范围，在K2O-SiO2图解(图3b)中投入高钾钙碱性系列。Al2O3含量为13.23%～13.95%，CaO含量为0.89%～0.97%，明显富硅、碱，贫钙。A/CNK=1.01～1.03，在A/CNK-A/NK图解(图3c)中投入过铝质区域。

在稀土元素球粒陨石标准化图上，岩石稀土元素总量为100.82×10-6～139.17×10-6，表现出明显的LREE富集和HREE相对亏损，LREE/HREE值为16.37～18.41，呈LREE高度富集的模式(图5a)；(La/Yb)N=19.59～22.89，指示轻、重稀土元素发生了强烈分异；δEu为0.52～0.68，显示出明显的铕负异常。本次及前人研究测试数据显示崂山型花岗岩微量元素具低Ba、Sr特点，属低Ba、Sr花岗岩(图6a)。

图6 花岗岩的Rb-Sr-Ba图解(a)(据Qian et al.,2002)和εNd(t)-εSr(t)图解(b)Fig.6 Rb-Sr-Ba plot (a,after Qian et al.,2002) and εNd(t) versus εSr(t) plot (b) for the Mesozoic granite in the Jiaodong Peninsula除本文样品外，其他数据来源于赵广涛等(1997)、杨进辉等(2003)、黄洁等(2005)、Goss等(2010)、Yang 等(2012)、林博磊等(2013)、王中亮等(2014)、Yang和Santosh(2015)Data after this study;Zhao Guangtao et al.,1997；Yang Jinhui et al.,2003;Huang Jie et al.,2005;Goss et al.,2010;Yang et al.,2012;Lin Bolei et al.,2013;Wang Zhongliang et al.,2014;Yang and Santosh,2015

4.1.5 脉岩

正长斑岩脉样品(16SD-34)的主、微量元素测试结果列于表2。岩石化学成分中SiO2含量为67.36%～68.00%，平均67.64%；岩石全碱(Na2O+K2O)含量为7.98%～8.21%，Na2O/K2O值为1.02～1.06，在TAS图解(图3a)中投入正长岩范围，在K2O-SiO2图解(图3b)中投入高钾钙碱性系列。Al2O3含量为14.87%～15.15%，CaO含量为2.64%～2.80%，A/CNK=0.93～0.95，在A/CNK-A/NK图解(图3c)中投入偏铝质区域。MgO含量为1.60%～1.72%，TFe2O3介于2.93%～3.11%。TiO2和P2O5含量分别为0.38%～0.41%和0.20%～0.21%。

表2 胶东地区晚中生代伟德山型、崂山型花岗岩和脉岩的主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)分析结果Table 2 Major (wB/%),trace element and REE (wB/10-6) analyses of Late Mesozoic Weideshan-,Laoshan-type granites and dike in Jiaodong area,Shandong Province

续表2 Continued Table 2

在稀土元素球粒陨石标准化图上，岩石稀土元素总量为211.89×10-6～245.60×10-6，表现出明显的LREE富集和HREE相对亏损，LREE/HREE值为19.78～21.30，呈LREE高度富集的模式(图5a)；(La/Yb)N=37.40～41.84，指示轻、重稀土元素发生了强烈分异；δEu为0.75～0.80，具铕负异常。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图上，微量元素显示了富集大离子亲石元素(LILE)、亏损高场强元素(HFSE)，Ti的含量低(图5b)。微量元素显示了高Ba、Sr(Ba=1 284×10-6～1 435×10-6，Sr=711×10-6～818×10-6)的特点，属高Ba-Sr类型(图6a)。

4.2 锆石U-Pb年代学测试结果

本文对8件胶东地区晚中生代花岗岩石样品进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测试，部分锆石阴极发光(CL)图像见图7，测试分析结果详见表3。由图7可见，8件样品锆石绝大多数呈自形-半自形，晶形完整，表面光滑，内部振荡环带结构发育，且具有较高Th/U值(0.31～2.23，表3)，暗示均为岩浆结晶锆石。

图7 胶东地区晚中生代花岗岩的锆石阴极发光图像Fig.7 Cathodoluminescence (CL) images of zircon grains of the Late Mesozoic granites in Jiaodong area,Shandong Province

4.2.1 玲珑型花岗岩

样品16SD-35的 20个分析点中1个分析点(16SD-35-14)偏离谐和线较远，谐和度较低，说明原锆石形成后可能遭受热事件改造而导致铅丢失，不能代表锆石结晶年龄。剩余19个测点落在谐和线上或附近，所得年龄变化于2 444±20～143±2 Ma(表3)之间(对于年龄<1 000 Ma的年轻锆石采用206Pb/238U年龄，对于>1 000 Ma的锆石则采用207Pb/206Pb的年龄，下同)，可分为2组，分别为侏罗纪(174±3～143±2 Ma，16个测点)、古元古代(2 444±20～2 025±24 Ma，3个测点)。侏罗纪锆石大部分具有高的Th含量(17.92×10-6～216.29×10-6)和Th/U值(0.15～0.95)，具有典型的振荡环带。古元古代锆石有残留核，但仍可见环带，测点位于核部，Th/U值为0.19～0.45，推测为来源于前寒武纪变质基底的继承性锆石。侏罗纪锆石加权平均年龄值为157.9±4.1 Ma(MSWD=6.5，n=16)(图8a)，代表了岩石固结年龄。

样品16SD-39的 20个测试分析点获得年龄介于2 758±18～125±2 Ma之间(表3)，年龄分布范围较广，混入较多前寒武纪锆石和少量早白垩世锆石，可将其分为4组，分别为早白垩世(134±2～125±2 Ma，2个测点)、侏罗纪(176±2～154±2 Ma，9个测点)、早古生代(622±8～487±7 Ma，2个测点)、新元古代-新太古代(2 758±18～966±13 Ma，7个测点)。早白垩世锆石具有典型振动环带，Th/U值为0.57和0.88，应为后期混入岩浆锆石。侏罗纪锆石中有3个测点(16SD-39-04、16SD-39-06、16SD-39-07)在谐和图中偏离谐和线较远，谐和度较低，其他6个锆石震荡环带发育良好，Th/U值介于0.12～0.79，为岩浆锆石。早古生代锆石晶形不完整，但可见振荡环带发育，Th/U值为0.55和0.79，为继承岩浆锆石。新元古代-新太古代锆石中16SD-39-10明显受后期事件改造而无环带，测点位于核部，Th/U值为0.04，边部锆石具面状分带，说明存在变质流体的作用，该锆石应为变质锆石，而其他锆石均显示岩浆锆石特征，推测为来自于华北板块前寒武纪结晶基底和苏鲁超高压带的继承锆石。对谐和度较高的6个侏罗纪锆石206Pb/238U年龄采取加权平均，所获年龄值为163.2±9.3 Ma(MSWD=13，n=6)(图8b)。综上所述，玲珑型花岗岩结晶年龄范围为163.2～157.9 Ma，即晚侏罗世。大量继承锆石的发育指示了玲珑型花岗岩物质来源的复杂性，既有华北板块新太古代结晶基底部分熔融的产物，也有苏鲁超高压变质带深俯冲物质的残留。

4.2.2 郭家岭型花岗岩

样品16SD-32的20个分析点中含有2个古-中元古代206Pb/238U年龄(16SD-32-11、16SD-32-13)，1个早古生代年龄(16SD-32-07)，应为继承锆石年龄。再剔除1个不谐和度较高的锆石数据(16SD-32-18)，其余16个锆石206Pb/238U年龄值集中在早白垩世早期，加权平均年龄值132.9±2.0 Ma(MSWD=1.9，n=16)(图8c)。16SD-36样品中20个分析点所得206Pb/238U年龄值集中在早白垩世，年龄变化范围较小，加权平均年龄为130.0±2.0 Ma(MSWD=3.6,n=20)(图8d)。上述2个样品分析结果说明，郭家岭型花岗岩的侵位年龄介于132.9±2.0～130±2.0 Ma之间，属早白垩世。

图8 晚中生代花岗岩的锆石U-Pb同位素年龄谐和图Fig.8 Zircon U-Pb concordia diagrams and dating results of Late Mesozoic granites in Jiaodong area,Shandong Province

4.2.3 伟德山型花岗岩

16SD-33和16SD-40两个样品分别有20和19个分析点，分别剔除1个谐和度较低的分析点(16SD-33-08和16SD-40-19)，其余分析点206Pb/238U年龄变化于129±3～113±2 Ma之间(表3)，加权平均年龄分别为116.7±1.7 Ma(MSWD=2.2，n=19)和121.3±2.1 Ma(MSWD=2.8，n=18)(图8e、8f)，代表了岩石结晶年龄。测年结果表明，伟德山型花岗岩的侵位年龄在121.3～116.7 Ma左右，属早白垩世。

4.2.4 崂山型花岗岩

样品16SD-41的20个分析点中6个测点(16SD-41-02、08、12、13、15、17)偏离谐和线较远，谐和度较低，其年龄并不能代表锆石形成的年龄。剩余测点落在谐和线上或附近，获得的206Pb/238U年龄变化于133±2～119±2 Ma之间(表3)，加权平均年龄为125.0±2.5 Ma(MSWD=3.9，n=14)(图8g)，代表了岩石结晶年龄。测年结果表明，崂山型花岗岩的侵位年龄在125 Ma左右，属早白垩世。

表3 胶东地区中生代花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测年结果Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of Late Mesozoic granite in Jiaodong area,Shandong Province

续表3-1 Continued Table 3-1

续表3-2 Continued Table 3-2

续表3-3 Continued Table 3-3

续表3-4 Continued Table 3-4

4.2.5 脉岩

样品16SD-34的20个分析点所得年龄值中有1个侏罗纪年龄(16SD-34-07)，应为捕获锆石年龄。1个锆石数据(16SD-34-17)在谐和图中偏离谐和线较远，谐和度较低。其余锆石的206Pb/238U年龄值加权平均年龄值为120.7±1.7 Ma(MSWD=1.8，n=18)(图8h)，代表了岩浆侵位年龄。

4.3 全岩Sr-Nd同位素测试结果

样品的Sr、Nd同位素组成测试结果见表4。经计算崂山型花岗岩初始87Sr/86Sr值为0.714 186，低于大陆地壳平均值(0.717)，高于地幔平均值(0.709，Faureetal.,1986)，显示其具A型花岗岩特征，与玄武岩源区岩浆岩相似。与典型A型花岗岩比较，崂山型花岗岩的εNd(t)值较低(-18.71)，εSr值较高(137.49)，指示岩浆起源于下地壳基底变质岩和岩石圈地幔熔融(宋明春等，2017)。白垩纪脉岩初始87Sr/86Sr值为0.709 892，接近地幔平均值，但脉岩的εNd(t)值较低(-21.24)，εSr值较高(76.54)，指示岩浆具有下地壳物质成分(图6b)。

表4 白垩纪崂山型花岗岩和脉岩Rb-Sr、Sm-Nd同位素组成Table 4 The Rb-Sr,Sm-Nd isotope compositions of the Cretaceous Laoshan-type granite and dike rock

5 讨论

花岗岩是大陆复杂动力学过程的产物，主要起源于地壳及壳幔过渡带岩石的部分熔融，花岗质岩浆可能因经历壳幔岩浆混合作用而使其地球化学特征与众不同，因而对花岗岩地球化学特征、岩石成因和地球动力学背景的综合研究有助于深入了解地球深部壳幔相互作用以及岩浆起源与演化过程中发生的构造活动事件(Brownetal.,1995;Pitcher,1997;Thompson,2001;崔芳华等,2020)。

5.1 岩浆源区及演化

5.1.1 玲珑型花岗岩

玲珑型花岗岩样品16SD-35具有高Na2O+K2O、Al2O3，低MgO，富集LREE、LILE，亏损HFSE的地球化学特征，是具有陆壳特征的钾质花岗岩,属高钾钙碱性岩系。岩石的主量元素TFe2O3、MgO、CaO、TiO2、P2O5与SiO2呈明显的负相关关系，说明为同源岩浆演化的产物。微量元素具高Ba、Sr特征。Rb/Sr均值为0.31，Rb/Ba均值为0.10，更接近下地壳值(0.17和0.07)，明显不同于地幔值(表1，McDonough and Sun,1995)。Nb、Ta负异常和Pb正异常显示为大陆地壳特征(图5b)。Sr高且Y偏低，为高Sr低Y型花岗岩(张旗等,2001,2005)。在Sr/Y-Y图解(图9b)中，数据点均落入埃达克岩区域，同时岩石无明显的负铕异常(δEu=0.92～1.58)，均指示玲珑型花岗岩具有埃达克岩特征。一般认为，埃达克岩源于俯冲洋壳熔融或下地壳熔融。玲珑型花岗岩具有较高的K2O含量(3.88%～4.87%，表1)，Mg#值一般小于40，Cr、Ni含量较低，这些特征接近下地壳熔融形成的埃达克岩(Rapp and Watson,1999;Xuetal.,2002;Wangetal.,2005)。另外，玲珑型花岗岩中大量的继承锆石指示其既有华北板块新太古代结晶基底部分熔融的产物，也有苏鲁超高压变质带深俯冲物质的残留，因此认为，玲珑型花岗岩主要为华北下地壳重熔的S型花岗岩类，并有苏鲁超高压变质带深俯冲物质的参与。

5.1.2 郭家岭型花岗岩

郭家岭型花岗岩岩石化学成分以高钾钙碱岩系列为主，属钠质花岗岩，富集CaO、TFe2O3、MgO、LREE、LILE，亏损HFSE，无明显的负铕异常等，为典型的高Ba、Sr花岗岩。在Sr/Y-Y图解(图9b)上所有样品点都落入埃达克岩区域，K2O含量为3.15%～4.29%，这些特征与下地壳来源的埃达克岩接近；Mg#值介于52.15～53.28，Cr、Ni含量较玲珑型花岗岩大幅提高，可能与幔源物质的底侵作用或加厚的下地壳拆沉作用有关。另外，郭家岭型花岗岩的La/Ta平均值为73.49(表1)，大于25，显示出幔源岩浆岩的特点(Lassiter and Depaolo,1997)；Nb/Ta平均值为16.64(表1)，明显高于陆壳岩石(11左右)，接近幔源岩石(17.5±2)(Taylor and Mclennan,1985；Green,1995)，也显示出壳幔混合成因的特点。郭家岭型花岗岩Sr同位素特征和氧同位素特征指示岩浆可能来自不同的源区且暗示壳源成分较多(宋明春等,2009)。对花岗岩中普遍含有的微粒闪长岩包体研究表明，包体来自于幔源源区(关康等,1998)。

图9 胶东中生代花岗岩类的εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(a，底图据Defant and Drummond，1990)和Sr/Y-Y图解(b，底图据Yang et al.，2012)Fig.9 Plots of εNd(t) versus (87Sr/86Sr)i (a,after Defant and Drummond,1990) and Sr/Y versus Y (b,after Yang et al.,2012) of Mesozoic granites in Jiaodong除本文数据外，还收集其他数据(灰色符号)：玲珑型和郭家岭型花岗岩及a图中的基性岩脉数据来源于Yang等(2012)和宋英昕等(2018)，a图中的伟德山型花岗岩数据来源于黄洁等(2005)和董学等(2020),a图中的崂山型花岗岩数据来源于赵广涛等(1997)，b图中的伟德山型和崂山型花岗岩数据来源于Goss等(2010),b图中的基性脉岩数据来源于Ma等(2014a,2014b)In addition to the data from this study,other data (gray) are collected:in a,data for the Linglong and Guojialing-type granite and mafic dike are from Yang et al.,2012 and Song Yingxin et al.,2018,data for the Weideshan and Laoshan-type granite are from Huang Jie et al.,2005,Zhao Guangtao et al.，1998 and Dong Xue et al.，2020;in b,data for the Weideshan and Laoshan-type granite are from Goss et al.,2010,data for the mafic dike are from Ma et al.,2014a,2014b

郭家岭型花岗岩Sr、Nd同位素特征反映在岩浆上升或形成过程中受到中、上地壳物质的混染(杨进辉等,2003)。钠质花岗岩是由年轻的底侵作用形成的镁铁质岩石部分熔融形成，郭家岭型花岗岩岩浆可能是源于基性岩浆底侵作用形成的下地壳镁铁质岩石脱水部分熔融作用，融入了岩石圈地幔的地球化学性质(杨进辉等,2003)，属I型花岗岩。

5.1.3 伟德山型花岗岩

伟德山型花岗岩岩石化学组成富硅、铝、碱，贫MgO、MnO和CaO，属于陆壳色彩的高钾钙碱性岩和橄榄安粗岩系列。岩石富集LILE和LREE，亏损Nb、Ta，暗示岩浆源区曾遭受地壳物质的混染或俯冲残留洋壳流体的交代(Fittonetal.,1991)；大部分样品的Rb/Sr值(均值0.24)和Rb/Ba值(均值0.13)接近于下地壳值(0.17，0.07)(McDonough and Sun,1995)。在Sr/Y-Y图上样品点在埃达克岩区域和岛弧岩石区域均有分布(图9b)。

前人研究认为牙山岩体的岩浆来源于下地壳(Yangetal.,2004;张华锋等,2006a)。但是伟德山型花岗岩的Sr-Nd同位素特征指示，可能除古老地壳的熔融外，还有少量幔源岩浆的混合(Chengetal.,2017;Lietal.,2019;董学等,2020)，这与伟德山型花岗岩中普遍含有具有幔源地球化学特征的微粒闪长质包体现象相符(宋明春等,2000;胡芳芳等,2005;张华锋等,2006a;Gossetal.,2010)。Goss 等(2010)测试的牙山岩体中包体的锆石SHRIMP U-Pb年龄为116±1 Ma，与寄主岩石同位素年龄基本一致，指示包体与寄主岩石是同时形成的。岩相学和地球化学特征表明，伟德山型花岗岩是壳源酸性岩浆与幔源基性岩浆混合的产物(Landietal.,2004;胡芳芳等,2005;张华峰等,2006b;张田等,2007)，是壳幔混合成因的Ⅰ型花岗岩。

5.1.4 崂山型花岗岩

崂山型花岗岩岩石地球化学成分中明显富硅、碱，贫钙，富集LILE，亏损HFSE，负Eu异常明显，为A型花岗岩的典型特征，属钾质花岗岩，高钾钙碱性岩系列。微量元素具高Rb和低Ba、Sr花岗岩特点，在Sr/Y-Y图上样品点在埃达克岩区域和岛弧岩石区域均有分布且更趋向后者(图9b)。K2O含量为4.54%～4.95%，Mg#值介于36.93～37.92，Cr、Ni含量较低，说明与下地壳物质关系密切，与幔源物质关系不大。花岗岩的La/Ta平均值为24.72，小于25，未显示出幔源岩浆岩的特点(Lassiter and Depaolo,1997)，Nb/Ta平均值为11.78，接近于陆壳(～11)(Taylor and Mclennan,1985;Green,1995)，显示出陆壳重熔型花岗岩特点。岩石中初始87Sr/86Sr值为0.714 186(表4)，低于大陆地壳平均值(0.717)，高于地幔平均值(0.709，Faure,1986)，与玄武岩源区岩浆岩相似，与古老地壳物质密切相关(图6b)。野外地质考察发现，崂山型与伟德山型花岗岩在空间上常紧密伴生，形成Ⅰ-A型复合花岗岩体，因此推断，在壳幔岩浆混合形成伟德山型花岗岩时，下地壳古老基底岩石重熔，产生SiO2饱和的崂山型花岗岩(宋明春等,2015)。

5.1.5 脉岩

岩石中相对富集LILE和LREE，相对亏损HFSE，贫Ti，与大陆弧钙碱性玄武岩相似，指示其形成于陆弧构造环境(宋明春等,2017)。岩石的初始87Sr/86Sr值为0.709 892，与玄武岩源区岩浆岩相似。其εNd(t)值较低(-21.24)，εSr(t)值较高(76.54)，tDM2值为2 641 Ma(表4)，显示了与胶东早前寒武纪基底岩石关系密切(图6b)，指示岩浆起源于下地壳基底变质岩的部分熔融。在Sr/Y-Y图(图9b)上样品点大都落入埃达克岩与岛弧岩石的交汇区域。K2O含量为3.91%～4.05%，Mg#值介于51.96～52.28，Cr、Ni含量较高，暗示存在幔源组分，或许与幔源物质的底侵或加厚的下地壳拆沉有关。岩石的La/Ta值介于77.50～87.37之间，平均80.67，大于25，显示出幔源特征(Lassiter and Depaolo,1997)；Nb/Ta值介于12.38～13.14之间，平均为12.82，接近于陆壳岩石(11左右)(Green,1995;Taylor and Mclennan,1985)。综上，正长斑岩脉的源区物质具有壳幔混合特点。

5.1.6 岩石地球化学成分及岩浆源区演化

胶东地区晚中生代花岗岩地球化学特征显示，岩浆演化的规律性非常明显，由早期的玲珑型花岗岩至晚期的崂山型花岗岩，岩石化学成分由高钾钙碱性系列→橄榄安粗岩系列，由过铝质→偏铝质(图3b、3 c)；微量元素由高Ba-Sr→低Ba-Sr，由高Sr低Y→低Sr高Y(图6a、9b)；稀土元素由无或弱正铕异常→显著负铕异常(图5)；花岗岩类型由S型→Ⅰ型→A型；地幔性状由EM2型向EM1型演化，由富集地幔转向亏损地幔或由岩石圈转向软流圈演变(图9a；闫峻等,2003;刘建明等,2003;宋明春等,2009)。玲珑型花岗岩和郭家岭型花岗岩具埃达克岩地球化学特征，玲珑型花岗岩源区为下地壳的部分熔融，而郭家岭型花岗岩源区为下地壳镁铁质岩石脱水部分熔融，叠加岩石圈地幔物质组成；伟德山型和崂山型花岗岩具有弧花岗岩特征，伟德山型花岗岩源区为富集岩石圈地幔和地壳部分熔融，崂山型花岗岩源区为伟德山型花岗岩形成过程中的下地壳岩石重熔。

5.2 花岗岩侵位时代及其与金成矿的时空关系

前人对胶东晚中生代岩浆岩开展了大量同位素测试研究工作，宋明春等(2019)统计了侏罗纪-白垩纪测试精度较高、运用不同测试方法的年龄数据。玲珑、郭家岭、伟德山、崂山4种类型花岗岩和脉岩成岩时代分别为164～140 Ma、130～125 Ma、126～108 Ma、120～107 Ma和121～114 Ma(胡世玲等,1987;徐洪林等,1997;关康等,1998;苗来成等,1998;Wangetal.,1998;Zhaoetal.,1998;Zhangetal.,2003a,2003c;周建波等,2003;Huetal.,2004;郭敬辉等,2005;李俊建等,2005;邱连贵等,2008;谭俊等,2008;张田等,2008;Gossetal.,2010;Zhangetal.,2010;王世进等,2010,2011;Yangetal.,2012;丁正江等,2013;Maetal.,2013,2014a;罗贤冬等,2014;董学等,2020;宋英昕等,2020)。此外，胶莱盆地莱阳群火山岩样品同位素年龄为～129 Ma(张岳桥等,2008)，青山群火山岩形成时代为123～98 Ma(邱检生等,2001;Lingetal.,2007;张岳桥等,2008;Liuetal.,2009;匡永生等,2012)。本次测试得到的玲珑型花岗岩、郭家岭型花岗岩、伟德山型花岗岩、崂山型花岗岩和脉岩的侵位时代基本位于前人测试的年龄范围内。

胶东金矿在早白垩世早期及之前形成的地质体中均有产出，成矿期显然晚于围岩的成岩期。许多学者对胶东金矿的成矿时代进行了研究，对矿体中的黄铁矿、绢云母、石英等矿物进行测年，获取Ar-Ar同位素年龄和Rb-Sr等时线年龄，经统计，胶东西北部金矿床成矿年龄为123.0～110.6 Ma(杨进辉等,2000;Yang and Zhou,2000,2001;李厚民等,2003;Zhangetal.,2003a,2003b,2003c;Huetal.,2004;Bi and Zhao,2017)。比较发现，在胶东晚中生代花岗岩中，与金成矿年龄最为接近的是伟德山型花岗岩、崂山型花岗岩和脉岩，说明岩浆剧烈活动之期也是金的爆发式成矿期。宋明春等(2018,2019)根据金矿化与晚中生代花岗岩类的时空关系，将侏罗纪玲珑型花岗岩和早白垩世早期郭家岭型花岗岩称为赋矿地质体，而将早白垩世中期的伟德山型花岗岩、崂山型花岗岩和中基性脉岩称为成矿期地质体，并认为胶东金矿的形成与伟德山型花岗岩及同期脉岩有关，强烈的岩浆活动为金成矿提供了热能和部分流体(宋明春,2014;宋明春等,2015;Songetal.,2014,2015)。

根据上述成岩成矿时代，结合晚中生代花岗岩侵位深度的研究成果，探讨反演花岗岩侵位与大规模金成矿的过程是：～160 Ma，玲珑型花岗岩岩浆侵位，侵位深度约为10～15 km(张华锋等,2006a)，花岗岩固结成岩后缓慢隆升(图10a)；～130 Ma，郭家 岭型花岗岩岩浆侵位，侵位深度约为13 km(图10b;豆敬兆等,2015)；～120 Ma，伟德山型、崂山型花岗岩及同期中基性脉岩侵位，伟德山型花岗岩侵位深度约为3 km(图10c；张华锋等,2006a;豆敬兆等,2015;宋明春等,2020a)，此阶段的强烈岩浆活动诱发广泛的流体循环，随着地壳快速隆升导致流体因降温、降压而沸腾，发生大规模金成矿作用。由于金成矿温度显著低于岩浆温度，因此金矿主要产于同期的花岗岩(伟德山型和崂山型花岗岩)的外围，而不在其内部，主要赋存于因早白垩世中期岩浆快速隆升而在玲珑型和郭家岭型花岗岩与早前寒武纪变质岩之间产生的拆离断层中和花岗岩内部的张裂隙中(图10c)。之后地壳缓慢隆升剥蚀，直至目前各花岗岩岩体和部分金矿被剥露出地表(图10d，柳振江等,2010)。

图10 胶东地区中生代花岗岩侵位过程与金成矿关系示意图[据Li等(2018)修改]Fig.10 Emplacement and exhumation histories of Mesozoic granites in Jiaodong area(modified after Li et al.,2018)

5.3 成岩、成矿构造环境及演化

在构造环境判别图解中，胶东晚中生代花岗岩样品均投入火山弧花岗岩、同碰撞花岗岩区域，明显区别于板内和洋中脊花岗岩类，具有活动大陆边缘火成岩特点(图11)。4种类型花岗岩的地球化学特征、物源和成岩构造背景具有良好的连续性，基本揭示了胶东中生代地球动力学演化历史(宋明春等，2015)。

三叠纪时，华北板块与扬子板块强烈碰撞使本区处于强烈造山构造背景下(宋明春等,2015)，侏罗纪玲珑型花岗岩成岩时仍受板块碰撞后续效应的影响，反映在εNd(t)-87Sr/86Sr图解上样品投点于扬子下地壳与华北上地壳之间，接近于EM2型富集地幔，与白垩纪花岗岩类明显不同(图9a)，指示其物源比较复杂；在相关微量元素图解上，显示了同碰撞-后碰撞特征(图11c)，且接近于板内花岗岩(图11d)；在R2-R1图解(图11e)中，落入同碰撞花岗岩附近，其S型花岗岩特征及普遍存在的片麻理现象指示成岩时处于挤压构造状态。郭家岭型花岗岩与玲珑型花岗岩的Sr、Y含量均具有埃达克岩特征(图9b)，但郭家岭型花岗岩物源兼具幔源成分和华北古陆壳物质，Sr、Nd同位素特征与伟德山型花岗岩、崂山型花岗岩、脉岩接近(宋明春等,2015)。伟德山型花岗岩在地球化学方面呈现出岛弧或大陆弧花岗岩的特征(图9b)，物质来源于华北古地壳和富集岩石圈地幔部分熔融，与郭家岭型花岗岩、崂山型花岗岩和脉岩具有连续演化趋势。伟德山型花岗岩形成过程中，下地壳岩石重熔形成的崂山A型花岗岩，具有典型的岛弧岩石特征和非造山特征(图9b、图11；宋明春等,2015)，A型花岗岩多产出于地壳伸展减薄环境下，崂山型花岗岩即是太平洋板块向欧亚板块俯冲之后，俯冲板块后撤引发地壳减薄伸展的产物。伟德山型花岗岩与崂山型花岗岩近乎同时产生，而且二者在空间上常伴生在一起构成Ⅰ-A复合型岩体，指示其同样形成于伸展构造背景。郭家岭型花岗岩既具有类似于玲珑型花岗岩的埃达克岩特征，又具有与伟德山型花岗岩相似的地球化学特征，指示其形成于构造环境转换过程中，即形成于由挤压向伸展的过渡环境。胶东的脉岩显示典型的岛弧岩石特征(图9b)，应具大陆弧构造背景，形成于古太平洋板块俯冲作用下的伸展环境，物质来源于富集岩石圈地幔部分熔融，源区或有海水参与(刘洪文等,2002)。可见，由侏罗纪到白垩纪，胶东地区经历了大地构造体系(华北-扬子→欧亚-太平洋)和构造应力机制(挤压→伸展)的转换。同位素示踪显示胶东早白垩世具有富集地幔特征(图9a)，推测与受同期岩石圈拆沉和板块俯冲的影响有关(宋明春等,2015)。

图11 晚中生代花岗岩构造环境判别图解[据 Pearce等(1984)、Batchelor和Bowden(1985)、Harris等(1986)、Gorton和Schandl(2002)，c中部分数据引自宋英昕等(2020)]Fig.11 Tectonic discrimination diagrams for the Late-Mesozoic granites in Jiaodong Peninsula (base map after Pearce et al.,1984;Batchelor and Bowden,1985;Harris et al.,1986;Gorton and Schandl,2002 and some data in c after Song Yingxin et al.,2020)

综上，推断了胶东地区晚中生代构造-岩浆-成矿过程。三叠纪，扬子板块与华北板块碰撞挤压(陈衍景等,2004)，形成苏鲁超高压变质岩系(图12a；郭敬辉等,2005)。其后，伴随强烈的折返和板块断离，区内进入后造山期，超高压变质带快速抬升。侏罗纪，受太平洋板块俯冲影响，地壳持续增厚，晚侏罗世时，因地幔隆起导致增厚地壳局部发生减薄，造山带根部垮塌，由造山带物质或扬子和华北克拉通基底物质混合组成的新生下地壳活化，引发大范围陆壳重熔，岩浆上侵形成了玲珑型花岗岩(图12a；宋明春等,2015)。早白垩世，断离的太平洋板块俯冲板片扰动软流圈促使构造-岩浆活动强烈发育(宋明春等,2015)。俯冲板块的前端回撤致使大陆岛弧裂离，岩石圈地幔失稳拆沉，软流圈上涌引起大规模减压熔融(Maetal.,2014b)和局部伸展，富集岩石圈地幔部分熔融产生的基性岩浆底侵作用于底部古老或新生地壳，促使地壳底部岩石部分熔融产生花岗质岩浆(邱连贵等,2008)，为包括胶东地区在内的华北克拉通东部晚中生代花岗质岩石提供岩浆来源(图12b)。此外，幔源基性岩浆上侵分异出煌斑岩及其它暗色脉岩，最近在文登市柳林庄发现了幔源的高镁闪长岩(宋明春等，2020b)；幔源和壳源岩浆不同程度混合及结晶分异，先后形成郭家岭型、伟德山型及崂山型花岗岩(宋明春等,2015)，郭家岭型花岗岩可能形成于俯冲板块回撤早期，呈现出挤压-伸展过渡状态；伟德山型及崂山型花岗岩形成于俯冲板块回撤过程中，是岩石圈伸展减薄的产物。

图12 胶东地区构造-岩浆-成矿作用过程[改自Yang等(2012)、Ma等(2014b)、宋明春(2014)、宋明春等 (2015)]Fig.12 A tectonic model for gold mineralization and magmatism in the Jiaodong Peninsula (modified after Yang et al.,2012;Ma et al.,2014b;Song Mingchun,2014;Song Mingchun et al.,2015)

在晚中生代大规模岩浆活动的同时，胶东地区发生了强烈的地壳隆升，其中白垩纪地壳隆升和降温速率明显大于侏罗纪，尤其伟德山型花岗岩侵位过程中地壳隆升速率非常快(张华锋等,2006a,2006b;林少泽等,2013;豆敬兆等,2015;宋明春等,2017)。地壳强烈隆升导致先成玲珑型花岗岩岩基之上的早前寒武纪变质岩层发生大幅度拆离滑脱，形成大致沿花岗岩岩基顶部发育的拆离断层，三山岛断裂、焦家断裂和招平断裂均是热隆-伸展体制下的铲形下滑断裂，属拆离断层的组成部分，同时产生的还有张裂隙、早前寒武纪变质岩系中的层间滑动构造、高角度正断层、伸展断陷盆地盆缘断裂等组成伸展构造系统(宋明春等,2017)。早白垩世岩浆热隆-伸展构造系统造成的构造-岩浆-流体耦合作用构成了胶东大规模金矿成矿的重要因素，强烈的岩浆活动既为流体活化提供热源，又是形成伸展拆离构造的动力源之一，对金矿的形成起到“引擎”作用(宋明春等,2020a)；拆离断层系统不但为成矿流体提供了良好的运移通道，而且为流体富集、矿体定位提供了有利的空间。沿玲珑花岗岩体与早前寒武纪变质基底发育的焦家断裂、三山岛断裂、招平断裂等规模大、连续性好，向深部断裂倾角变缓，为金矿床的形成提供了充足的储存空间，形成大量金矿与玲珑型花岗岩相伴分布的空间格局(图12c)。

6 结论

(1) 依据胶东地区晚中生代花岗岩地球化学特征推断岩浆起源与演变趋势：玲珑型花岗岩物质来源于造山带俯冲杂岩和华北克拉通下地壳的部分熔融；郭家岭型花岗岩物质来源于下地壳镁铁质岩石脱水部分熔融，部分继承了岩石圈地幔物质组成；伟德山型花岗岩物质来源于华北地壳和富集岩石圈地幔的部分熔融；崂山型花岗岩物质来源于伟德山型花岗岩形成过程中的下地壳岩石重熔。由侏罗纪至早白垩世，地球化学特征的演化趋势是：岩石化学成分由高钾钙碱性系列→橄榄安粗岩系列、由过铝质→偏铝质；微量元素由高Ba-Sr→低Ba-Sr、由高Sr低Y→低Sr高Y，稀土元素由无或弱正铕异常→显著负铕异常，花岗岩类型由S→I→A型，指示地幔性状由EM2型向EM1型演化，由富集地幔转向亏损地幔或由岩石圈转向软流圈演变。

(2) 本次测试得出玲珑型花岗岩、郭家岭型花岗岩、伟德山型花岗岩的侵位时代分别为163.2～157.9 Ma、132.9～130.0 Ma、121.3～116.7 Ma；崂山型花岗岩和脉岩的侵位时代分别为125.0 Ma和120.7 Ma，与前人年龄测试数据基本相符。其中伟德山型花岗岩、崂山型花岗岩和脉岩的形成时代与金成矿年龄最为接近，指示此阶段的岩浆活动与金成矿关系密切。

(3) 胶东4种类型花岗岩类的地球化学特征、物质来源和形成构造背景的连续演变特征，指示胶东地区由侏罗纪到白垩纪经历了由华北-扬子构造体系向欧亚-太平洋构造体系和由挤压机制向伸展机制的转换。玲珑型花岗岩形成于挤压构造背景，具有受华北板块与扬子板块板块碰撞影响的后碰撞特征花岗岩特征；郭家岭型、伟德山型及崂山型花岗岩形成于太平洋板块的俯冲构造环境，是伸展构造活动的产物。早白垩世强烈的热隆-伸展构造为胶东大规模金成矿提供了有利条件。

致谢感谢审稿专家对本文提出的宝贵修改意见，研究工作中得到领导和同事的启发和指导，在此一并致以诚挚的感谢。