胶东福山—栖霞多金属成矿带成矿岩体成因机制及构造背景

胶东是中国著名的金矿产区(杨立强等，2014；Li Lin et al., 2015；宋英昕等，2017)，但钨(钼)、铜、铅锌矿等多金属矿也比较发育，尤其是烟台福山—栖霞地区，其中以栖霞香夼中型铅锌铜矿、福山王家庄中型铜矿、福山邢家山大型钨钼矿、杜家崖中型金银矿等多金属矿最为著名。它们集中分布于华北板块东南缘胶北隆起区内臧家庄盆地的周缘，具有呈东西向带状分布的特征，东西长约40 km，南北宽约15 km。这些多金属矿床的发现引起了人们的关注，并开展了工作(迟洪纪，1993；刘光智，2003；丁正江等，2010，2011，2014；孙丰月等，2011；宋明春等，2015；卢文姬等，2016；朱学强等，2020；Liu Shuangliang et al., 2020；Li Jie et al., 2021)，较为系统地总结了这些多金属矿的控矿条件、成矿规律和成矿模式、成矿系列。

福山—栖霞多金属成矿带内多金属矿床类型以斑岩—矽卡岩型和中低温岩浆热液型为主，均与中生代浅成—超浅成的酸性小型斑岩体在空间上、时间上和成因上存在密切的联系。这些浅成—超浅成的酸性小型斑岩体是Cu、Pb—Zn、Au—Ag的主要成矿母岩(孙丰月等，2011；丁正江等，2015)。研究认为，浅成中酸性小岩体成大矿的现象最为普遍和重要，是世界铜、金、钼、钨、锡等矿产的重要来源(陈衍景，2012)，大岩基周围的小岩体尤其值得重视(王登红等，2014；汪相和楼法生， 2022)。但福山—栖霞多金属成矿带内小型斑岩体的形成时代、成因机制、构造背景的研究还存在薄弱之处。胶东发育3期岩浆活动和成矿事件(宋英昕等，2019)，以往的研究认为伟德山期花岗岩(126～107 Ma)(张田等，2008；Goss SarahC et al., 2010)与有色金属矿(形成时代113～127.6 Ma)形影不离(李杰，2012；宋明春等，2015；Song Mingchun et al., 2017)。但是通过最近年代学资料分析，福山—栖霞多金属成矿带内小型斑岩体成岩年龄集中分布于120～133 Ma之间(吕文杰，2010；丁正江等，2015；邹键，2018；宋英昕等，2019；田杰鹏，2020)，有别于伟德山期岩浆活动时间。那么到底福山—栖霞多金属成矿带内多金属成矿作用具体属于哪一期岩浆活动和成矿事件，成矿小岩体成因类型与物质来源又具有怎样的特征，与周围广泛分布的同期岩浆活动的大岩基之间的关系如何？因此，有必要对福山—栖霞多金属成矿带内的小型斑岩体进行系统的分析，为下一步找矿工作提供依据。

笔者等在系统的野外调查基础上，选择规模较大的臧家庄盆地南缘的香夼岩体(与香夼铅锌铜多金属矿密切相关)和盆地东缘的羊虎山岩体(与王家庄铜矿密切相关)，对其进行系统的岩石学、岩石地球化学、年代学等方面研究，探讨胶东福山—栖霞多金属成矿带燕山期与多金属成矿作用有密切联系的浅成—超浅成酸性小型斑岩体的形成时代及成因类型，进而探讨其与盆地北缘与金成矿关系密切的郭家岭岩体的成因联系及构造背景，为胶东地区多金属矿成岩成矿规律的深入探讨提供新的信息。

1 地质背景

胶东福山—栖霞多金属成矿带位于华北板块南缘的胶北隆起区臧家庄盆地及其周缘，呈NEE走向展布。该带断裂构造发育，发育早期近东西向断裂及切割近东西向断裂的NE—NNE向断裂。出露的地层由老到新有新太古代胶东岩群、古元古代粉子山群、新元古代蓬莱群、白垩纪莱阳群、青山群、王氏群以及第四系(图1)。其中粉子山群和蓬莱群是重要的成矿围岩，粉子山群为一套中高级变质作用的片岩—变粒岩—碳酸盐岩建造，蓬莱群为一套低级变质作用的板岩—石英岩—碳酸盐岩建造，其中的碳酸盐岩对于形成矽卡岩型矿床具有重要的贡献作用。

成矿带内分布着不同时代、不同期次和不同类型的岩浆岩，形成时代自新太古代至白垩纪，其中燕山期岩浆活动最为强烈，岩石类型以中酸性侵入岩为主，其中就包括与多金属成矿关系密切的浅成—超浅成酸性小型斑岩体及与金成矿关系密切的郭家岭岩体。

2 岩石特征

浅成—超浅成的酸性小型斑岩体出露面积不大，多呈椭圆、长条和不规则状的岩株、岩墙或岩脉散居于断裂附近和断陷盆地边缘，整体呈NEE向带状展布，常常受区域性近东西向与北北东向断裂交汇部位控制。其侵入于古元古代、新元古代地层，被后期脉岩群穿切。

2.1 香夼岩体

香夼岩体位于臧家庄盆地南缘的香夼铅锌铜多金属矿床中部区域，围岩主要为新元古代蓬莱群碳酸盐岩、板岩，沿近EW向和NNE向两组断裂交汇部位产出，岩体周围局部发育强烈的矽卡岩化和隐爆角砾岩(郭晶等，2019)。

斑岩体主要为花岗闪长斑岩，灰白色，常因蚀变呈黄绿色，斑状结构，基质呈显微晶质结构，块状构造(图2a)。其中斜长石60%～70%，石英20%～25%，钾长石<5%，黑云母5%～10%。斑晶含量约占40%～45%，主要为长石、石英和少许正长石、黑云母等(图2b、2c)，粒径0.3～4.5 mm，其中斜长石多呈他形—半自形板状，极个别呈棱角状，可见聚片双晶、卡钠复合双晶，具较为强烈的绢云母化、碳酸盐矿物化等蚀变而显浑浊；正长石，他形—半自形板状，零星可见，卡式双晶不明显，具强烈黏土矿物化、碳酸盐矿物化及轻微绢云母化等蚀变而显浑浊；石英，切面形态多呈近四方形，常被熔蚀呈浑圆粒状或其他形，极个别可见港湾状，无色透明，干净明亮；黑云母，片状，大小不等，散乱可见，均被白云母、碳酸盐矿物和少许金属矿物代替，仅保留其假象。基质主要由显微晶质的长石、石英和极少许金属矿物等组成。长石大多具强烈绢云母化、黏土矿物化、碳酸盐矿物化等蚀变；石英，微粒状，填隙分布于斜长石微晶间隙中，局部稍稍明显。副矿物主要为黄铁矿、磷灰石、锆石、锐钛矿、闪锌矿、萤石等。

2.2 羊虎山岩体

羊虎山岩体位于臧家庄盆地东缘，出露面积相对较大，侵入围岩古元古代粉子山群变粒岩、片岩、大理岩中。

斑岩体主要岩性为花岗闪长斑岩，浅灰色，斑状结构，基质呈显微晶质结构，块状构造(图2d)。其中斜长石50%～60%，石英25%～30%，角闪石10%～15%。斑晶含量约占35%～40%，成分为斜长石、石英、角闪石等(图2d、2e)，粒径0.5～4 mm，其中斜长石多呈他形—半自形板状，少许呈棱角状、碎块状，可见聚片双晶、卡钠复合双晶及环带状构造，波状消光，具轻微黏土矿物化、绢云母化等蚀变而略显浑浊；石英，切面形态多呈近四方形，常被熔蚀成浑圆粒状或其他形，极个别可见港湾状结构，无色透明，干净明亮；角闪石，他形—半自形柱状，断面呈近菱形或扁六边形，绿色—黄绿色，多色性明显，断面上可见近于菱形相交的两组解理，具程度不同的绿泥石化等蚀变，部分已完全被绿泥石所代替，仅保留其假象。基质主要由显微晶质的斜长石、石英和极少许金属矿物等组成。斜长石多呈细粒状，蚀变同斑晶；石英，微粒状，填隙分布于斜长石微晶间隙中，局部稍稍明显。副矿物主要为磁铁矿、绿帘石、磷灰石、锆石、赤褐铁矿、榍石等。

3 样品采集与测试方法

笔者等共采集2套小型斑岩体样品，分别采自香夼岩体花岗闪长斑岩(编号CY201)，地理坐标E120°57′51″，N37°25′37″；羊虎山岩体花岗闪长斑岩(编号CY204)，地理坐标E121°9′35.4″，N37°27′28.9″。收集4件斑岩岩石样品，包括卢文姬等(2016)采集自香夼矿床深部的花岗斑岩(XKZ-13，取自1150m深度)和蚀变花岗斑岩(XKZ-57)两件样品；1∶25万烟台市幅区调中采集自黄泥沟的石英闪长玢岩和山东栖霞—蓬莱地区中生代构造岩浆演化与成矿作用研究项目采集自香夼铅锌矿的含黄铁矿花岗闪长斑岩(14QX27-1)。同时，在臧家庄盆地北侧郭家岭岩体中采集2件样品并收集13件郭家岭期花岗岩样品与小型斑岩体进行对比研究，其中8件样品收集自胶东中生代花岗岩调查及与金矿关系研究项目，5件收集自杨进辉等(2003)数据。

在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成锆石挑选工作，具体流程为：在避免污染的条件下，先用磁选和重液方法粗选锆石，然后在双目镜下将锆石逐一挑出。在北京锆年领航科技有限公司完成锆石样品的制靶、锆石阴极发光(CL)图像拍摄，具体流程为：将锆石颗粒和标准锆石一起黏贴在环氧树脂表面，抛光后将待测锆石进行透射光、反射光显微照相，然后进行阴极发光(CL)照相。在天津地质调查中心实验室完成锆石U-Pb同位素分析工作。锆石U-Pb同位素分析由LA-MC-ICP MS仪器完成，由NEW WAVE 193 nm FX激光器以及NEPTUNE多接收等离子质谱组成。激光束斑直径为32 μm。采用ISOPLOT进行数据处理并成图。详细的实验流程见李怀坤等(2009)。

岩石地球化学测试分析在山东省第八地质矿产勘查院实验测试中心完成。主量元素采用无水四硼酸锂/偏硼酸锂熔融—X射线荧光光谱法(XRF)测定(仪器型号：PF7)，选择与样品矿物岩性接近的国家一级标准物质，样品分析误差为2%～5%；微量元素和稀土元素分析均采用等离子质谱法(ICP-MS)测定(仪器型号：ICAP6000)，测试溶液的制备均采用酸溶法，主量元素分析相对误差小于5%，微量元素含量大于10×10-6时相对误差小于5%，小于10×10-6时的相对误差小于10%。依据国家标准GB/T 14506-2010，检测环境温度20℃，湿度40%。

4 测试结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学测试结果

香夼花岗闪长斑岩的样品CY201锆石颗粒粒径在0.02～0.25 mm之间，形态以自形—半自形柱状为主，伸长系数在1.5～3.0之间，少数为半自形—次浑圆柱粒状。阴极发光显示锆石环带结构明显，结晶程度较好(图3)；锆石Th/U在0.30～0.63之间，多数>0.4(表1)。综合上述信息表明，该岩体的锆石主要为岩浆成因锆石。对样品CY201中32颗锆石测定了32个点，得到32颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄127.9±0.6 Ma(MSWD=1.4)(图4)。

羊虎山花岗闪长斑岩的样品CY204锆石颗粒粒径在0.03～0.25 mm之间，形态以自形—半自形柱状为主，伸长系数在1.5～3.0之间。阴极发光显示锆石环带结构明显，结晶程度较好(图3)，具有岩浆成因的锆石特征。锆石Th/U在0.02～0.47之间，多数在0.2～0.4之间(表1)。对样品CY204中32颗锆石测定了32个点，得到32颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄125.6±0.8 Ma(MSWD=2.4)(图4)。

4.2 岩石地球化学测试结果

4.2.1 主量元素地球化学特征

福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体SiO2含量在62.28%～68.59%之间变化，平均为65.44%；全碱含量K2O+Na2O=5.50%～9.30%，平均为6.79%，K2O/Na2O=0.71～2.18，平均值为1.37；里特曼指数为1.33～3.38，平均为2.10，小于3.3(钙碱性岩)；Al2O3含量13.52%～14.97%，铝饱和指数A/CNK范围在0.90～1.06之间；P2O5(0.06%～0.14%)、TiO2(0.18%～0.6%)、MgO(0.95%～3.3%)、Mg#(30.35～56.70)(除1件样品外均>40)(表2)，整体属于准铝质—弱过铝质和高钾钙碱性系列(图5)，硅碱图上主要投影至花岗闪长岩区域(图6)，部分落入石英二长岩和闪长岩区域。由于蚀变较强，其中14QX27-1明显富K。

4.2.2 稀土元素地球化学特征

福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体球粒陨石标准化后的稀土元素配分模式表现为轻稀土相对富集的右倾型模式(图7)，ΣREE含量41.13×10-6～127.8×10-6，LREE/HREE=9.910～16.55，(La/Yb)N=12.35～27.00，表明小型斑岩体具有稀土元素分馏明显的特征。(La/Sm)N=2.70～5.39，(Gd/Yb)N=2.19～2.93，重稀土分馏较弱。具不明显的Eu(δEu=0.83～1.08)负异常(同熔型I型花岗岩)，表明其斜长石未发生明显的分离结晶作用。Ce异常不明显(δCe=0.91～1.02)。

4.2.3 微量元素地球化学特征

福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体原始地幔标准化后的微量元素蛛网图(图7)显示，大离子亲石元素(LILE)相对富集：其中Rb的含量为112.2×10-6～164.9×10-6；Sr的含量为428.2×10-6～1119.0×10-6，Ba的含量为147.9×10-6～1752×10-6；高场强元素(HFSE)相对亏损：其中Nb的含量为2.90×10-6～7.61×10-6，Ta的含量为0.23×10-6～0.66×10-6。Nb/Ta=10.36～17.19，与陆壳(8.3～16.7)比值接近，Zr/Hf=16.08～33.12，Sr/Rb=0.13～0.36(陆壳0.24)。Nb—Ta负异常明显，反映了有大陆地壳物质的参与。

5 讨论

5.1 小型斑岩体形成时代

前人对福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体进行了成岩、成矿年代学研究(表3)表明，成矿小型斑岩体的成岩时代多集中于120～133 Ma。

香夼铅锌铜矿属于斑岩—矽卡岩型矿床，是香夼岩体与围岩发生接触交代作用的结果。本次工作对香夼花岗闪长斑岩体进行锆石U-Pb年龄测试，谐和年龄为127.9±0.6 Ma。汪山(1984)对成矿母岩花岗闪长斑岩进行黑云母、白云母K-Ar测年结果为120～127 Ma，由于云母K-Ar同位素体系封闭温度较低，容易受到后期热液作用影响，丁正江(2014)认为可能127 Ma年龄更接近于岩浆结晶年龄。邹键(2018)对香夼铅锌矿外围的花岗闪长斑岩进行锆石U-Pb测年为125.8±1.0 Ma。宋英昕等(2019)对香夼花岗闪长斑岩体的SHRIMP锆石U-Pb加权平均年龄为130.4±1.2 Ma。田杰鹏(2020)获得香夼矿区花岗闪长斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为125.6±0.7 Ma。这些测年结果均反映香夼岩体形成时代在125～127 Ma。

王家庄铜矿属于中低温岩浆热液型矿床，矿区附近的羊虎山等小型岩体是岩浆热液的主要来源。本次工作对羊虎山花岗闪长斑岩进行锆石U-Pb年龄测试，谐和年龄为125.6±0.8 Ma。丁正江等(2015)对该斑岩体进行了锆石U-Pb法测年，结果表明该岩体成岩年龄为133.7±2.1 Ma。宋英昕等(2019)对斑该岩体进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得其加权平均年龄值为119.8±1.8 Ma。

该岩体的测年结果存在一定的差别。由于羊虎山岩体与香夼岩体均为臧家庄盆地周缘的浅成斑岩体，具有一致的产状、岩石化学特征和微量、稀土元素配分曲线模式，因此认为羊虎山岩体应与香夼岩体为同时代产物。而且羊虎山岩体南部杜家崖金矿内与主成矿期矿脉伴生的斑岩的锆石U-Pb测年结果129.3±1.0 Ma(吕文杰，2010)，也说明这些小型斑岩体具有相近的年龄。

根据田杰鹏(2020)对香夼铅锌矿中黄铁矿和杜家崖金矿主成矿阶段的方解石分别进行Rb-Sr和Sm-Nd同位素测试，等时线年龄分别为125.8±3.8 Ma和123.5±8.1 Ma，表明成岩、成矿时代一致，岩浆的成岩时代即矿床的成矿时代，为早白垩世早期。胶东金矿成矿时代主体在123～110 Ma(宋明春等，2018)，这表明多金属矿成矿年龄略早于胶东金矿。

近年来大量胶东金矿及岩体的研究资料显示，胶东晚中生代有三期大规模的岩浆活动(宋英昕等，2019)，分别是玲珑期花岗岩、郭家岭期花岗岩、伟德山期花岗岩(杨阳等，2017)，其中郭家岭期花岗岩成岩时代为133～125 Ma左右(关康等，1998；丁正江等，2015)峰期为131～127 Ma(王来明等，2021)，福山—栖霞多金属成矿带小型斑岩体成岩年龄介于127～125 Ma，与郭家岭期晚期成岩年龄重合，应该属于郭家岭期岩浆活动事件晚期的产物，而非伟德山期岩浆活动事件的产物。

5.2 岩石成因类型

从矿物组成上，小型斑岩体中暗色矿物主要为黑云母、角闪石，副矿物为锆石、磷灰石、榍石、磁铁矿等，无堇青石、红柱石、钛铁矿等富铝矿物，显示出I型花岗岩特征。

福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体地球化学特征方面普遍具高硅(62.28%～68.59%≥56%)，A/CNK(0.90～1.06)<1.1，富碱(K2O+Na2O=5.50%～9.30%)，K2O>3%，ΣREE为41.13×10-6～127.8×10-6，不明显的负Eu异常表现出I型花岗岩特征。在SiO2—Y图解上，小型斑岩体落于I型花岗岩区域(图8)，在(K2O+Na2O)/CaO vs Zr+Nb+Ce+Y图解中落于I型花岗岩的OGT区域(图9)，属未分异的I型花岗岩。同时，小型斑岩体中暗色矿物含量高，也说明花岗岩所经历的岩浆分异程度有限(Romain Tartese and Philippe Boulvais, 2010)。

同时，这些小型斑岩体又具有高硅、低镁(0.95%～3.3%，多小于3%)，贫Y(3.37×10-6～12.30×10-6≤18×10-6)和Yb(0.42×10-6～1.15×10-6≤1.9×10-6)，Sr含量高(428.2×10-6～1119×10-6>400×10-6)，LREE富集，轻微的Eu负异常等Adakite(高锶低钇中酸性岩)的地球化学标志，表明源区有石榴子石无斜长石。

上述分析整体反映了小型斑岩体为I型花岗岩，同时又具有Adakite特征。

5.3 小型斑岩体与大岩基成因联系

通过年代学分析，福山—栖霞多金属成矿带小型斑岩体应该属于郭家岭期岩浆活动事件晚期的产物。早期区调报告及岩石谱系划分(张增奇等，2014)将二者划分为郭家岭和雨山两个不同的岩浆系列。那么，对于小型成矿斑岩体与其周围同期的郭家岭大岩基之间的成因联系如何？

与金矿有密切关系的郭家岭岩体，岩石类型主要为花岗闪长岩、似斑状二长花岗岩，主要分布于臧家庄盆地的西北缘。而福山—栖霞多金属成矿带小型斑岩体多分布于臧家庄盆地南缘、东缘，与多金属矿成矿关系密切。矿物学上，小型斑岩体与郭家岭期花岗岩矿物组成主要为石英、钾长石、斜长石、黑云母、角闪石。在硅碱图上均投影至花岗闪长岩区域。地球化学特征表明，郭家岭期花岗岩与成矿小型斑岩体均属于准铝质—弱过铝质和高钾钙碱性系列的I型花岗岩；两者的稀土元素配分曲线均为轻稀土富集的右倾模，轻重稀土元素分馏显著，Eu、Ce异常不明显。原始地幔标准化微量元素蛛网图显示，郭家岭期花岗岩与成矿小型斑岩体具有相似的微量元素配分模式，均具有大离子亲石元素较富集的特征：Rb、Ba、Sr等元素富集，而高场强元素亏损：Nb、Ta等元素亏损。研究表明，Nb与Ta地球化学性质相似，即使经过强烈的风化过程，Nb/Ta的比值基本保持不变(吴俊华等，2010)，小型斑岩体的Nb/Ta(10.36～17.19)与郭家岭期花岗岩的Nb/Ta(10.03～19.44)，基本保持一致。另外，根据对Sr同位素的研究，香夼铜铅锌矿中黄铁矿n(87Sr)/(n(86Sr)初始值为0.712824±0.000039(田杰鹏，2020)，烟台幅、高疃幅、福山西半幅、岗嵛幅、巨峰幅1∶5万区域地质调查报告测试的王家庄石英闪长玢岩的锶同位素初始比值n(87Sr)/ n(86Sr)为0.7128±，郭家岭期花岗岩锶同位素初始比值n(87Sr)/ n(86Sr)介于0.71071～0.71172之间(王中亮等，2014)，均具有介于壳幔之间的Sr同位素初始比值特征。Pb同位素研究表明，金矿床(马家窑金矿、西陡崖金矿、大柳行金矿)和多金属矿床(香夼铜铅锌矿)Pb同位素比值(均值17.545)也较为接近(田杰鹏，2020)。相似的地球化学特征和同位素比值特征，反映小型斑岩体与郭家岭期花岗岩的同源性。

福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体与郭家岭期花岗岩相比，岩石结构由似斑状变为斑状。Fe2O3/FeO值增加(由0.20～0.21变为0.28～0.81)，表明成岩环境由深成稳定至浅成—超浅成不稳定环境演化。轻稀土含量(由67.72～495.3变为37.36～118.6)和轻重稀土含量比值(由12.28～28.81变为9.91～16.55)递减。这些特征代表了同源岩浆侵位的不同深度的反映，小型斑岩体可能为郭家岭期岩浆的浅成相，是深部郭家岭期花岗岩沿盆地边缘构造薄弱带向上伸出的岩枝、岩钟、岩枝、岩床或岩脉(王登红等，2014)。

根据Q—Ab—Or共结压力图解，小型斑岩体的侵位压力在100～200 MPa之间(图10)，按照上地壳平均密度(2.7g/cm3)和平均地压梯度0.027 km/ MPa进行计算，小型斑岩体侵位深度约2.7～5.4 km之间。而郭家岭岩体侵位压力在400～500 MPa之间，侵位深度约10.8～13.5 km，这与豆敬兆等(2015)根据矿物温压计计算的郭家岭岩体的侵位压力在400～500 MPa之间，侵位深度约13±1.6 km的结果一致。表明小型斑岩体相比郭家岭岩体侵位深度浅8～10 km左右。

研究表明，郭家岭岩体在126～116 Ma期间发生了快速隆升剥蚀，在10 Ma内隆升剥蚀达10 km(豆敬兆等，2015)；在110 Ma以来，郭家岭岩体剥蚀量在3.27 km(柳振江等，2010)。而现今这些侵位深度不同的岩浆共同出露与地表，主要是由于小型斑岩体位于岩浆核杂岩—伸展穹窿(周新华等，2002；吕古贤等，2016)与拆离带的上盘，抬升幅度小的原因。也说明，福山—多金属成矿带中生代以来剥蚀程度相对较小，矿床保存条件好，故应重视该地区多金属矿床的寻找。

福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体与郭家岭岩体的这种同源岩浆的联系表明，郭家岭大岩基可以为浅成相小型斑岩体提供了充足的热量和物质来源，从而出现小型斑岩体周围富集成矿的现象。但是由于侵位深浅的不同，造成了温度、压力、酸碱度等物理化学条件发生变化，致使成矿流体中有用元素的富集沉淀不同，浅成相更有利于气水热液的作用，这可以从香夼铅锌铜矿普遍发育中低温热液蚀变和侵入—隐爆角砾岩得到证实(郭晶等，2019)。并且，与这些小型斑岩体密切相关的多为斑岩—矽卡岩型蚀变矿化，受围岩接触交代作用等影响，更容易富集多金属矿，造成小型斑岩体与多金属成矿关系更为密切。

5.4 成岩物质来源

福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体均属于准铝质—弱过铝质、高钾钙碱性系列；稀土元素配分模式普遍具有轻稀土富集的右倾特征，轻、重稀土分馏明显，Eu异常不明显；微量元素蛛网图表明，小型斑岩体的微量元素普遍具有大离子亲石元素较富集特征：Rb、Sr、Ba等元素富集，高场强元素亏损。明显的Nb—Ta负异常，指示地壳物质参与了岩浆过程。Nb/Ta 值介于10.36～17.19，与大陆地壳范围重合(Nb/Ta=8.3～16.7)，低于原始地幔的Nb/Ta值(17.5)，指示陆壳物质参与了岩浆过程并扮演重要角色(赵振华等，2008)。Rb/Sr值介于0.13～0.36(大陆地壳平均值为0.24)，与大陆地壳接近。这些不相容元素比值特征暗示岩体物源以壳源为主。按δEu对花岗岩进行分类(王中刚等，1989)则属于第一类(δEu>0.7)，即由基性岩浆分异或下地壳部分熔融形成。

福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体Mg#(30.35～56.70)主体大于40，内部见有具截然接触界面的透镜状暗色闪长质包体，暗示有地幔成分参与岩浆演化。在成矿作用中，香夼铜铅锌矿的δ34S值变化范围较小，均值接近于0(田杰鹏，2020)，说明此类矿床的硫可能来自于地幔和古老地壳物质。铅同位素表明花岗闪长斑岩长石铅来源于上地幔(张乾，1990)。成矿作用研究也表明小型斑岩体的形成有幔源物质的参与作用(卢文姬等，2016)。

综上所述，小型斑岩体的成岩物质来源表现为壳幔混合源的特征，这与郭家岭期花岗岩具有壳幔混合源的特征(杨进辉等，2003；王中亮等，2004)是一致的。这些小型斑岩体普遍具有高的Sr含量，而HREE、Y及高场强元素Nb、Ta、Ti、Yb相对亏损，Eu异常不明显的特征。由于HREE、Y在石榴子石矿物中的分配系数较大，因此岩体中HREE、Y的亏损暗示研究区岩体岩区的残留相有石榴子石。据实验结果(Rapp et al.,1999)，当岩浆源区的残留相中有石榴子石矿物，即暗示了当时的压力至少大于1～1.2 GPa，花岗质岩浆具有至少40 km的深部源区。

栖霞—福山多金属成矿带燕山期小型斑岩体在SiO2—MgO图解中投点落入拆沉下地壳的部分熔融和增厚下地壳的部分熔融的重合区域附近(图11)，但基本全部落入拆沉下地壳的部分熔融区。未经拆沉的加厚下地壳部分熔融作用形成的熔体基本未经历与地幔的相互作用(徐耀明等，2012)，但前述的岩石地球化学和同位素特征均表明它们具有壳幔混合的特征。所以，栖霞—福山多金属成矿带燕山期小型斑岩体很可能是在拆沉下地壳部分熔融的熔体与上涌的软流圈地幔相互作用后上侵形成的，而它们相对低镁的特征表明地幔混染的程度相对较低。这与郭家岭期花岗岩起源于拆沉下地壳的部分熔融(Hou Minglan et al.,2007)成因是一致的。

5.5 岩浆活动的动力学背景

根据同位素测年结果显示，小型斑岩体与郭家岭期花岗岩成岩时代在130～125 Ma，为早白垩世，这个时期正是华北克拉通破坏减薄时期(朱日祥等，2011)，构造体制由挤压为主向伸展为主转换(翟明国等，2003)。根据对胶东深部伸展构造的研究(梁凤华等，2011；Wu Xiaodong et al., 2020；Liu Junlai et al., 2021)表明，在135～123 Ma之间胶东地区深部伸展作用在地壳和岩石圈地幔都很普遍。胶莱盆地莱阳群火山岩夹层中获得锆石SHRIMP U-Pb年龄为127.2～131.8 Ma(张志刚等，2020)，同样反映了早白垩世的伸展构造背景。在郭家岭岩体边部具有明显的同侵位韧性变形，也反映了岩体是在同伸展变形就位的。从大陆碰撞到造山带垮塌和造山旋回结束的时间跨度为50～90 Ma(宋述光等，2015)。因此，在135～123 Ma的伸展很可能起源于扬子板块与华北板块的碰撞造山(240～225 Ma)(郑永飞，2008)晚期增厚的地壳或岩石圈的重力垮塌(拆沉)(张岳桥等，2008)。同时，郭家岭期花岗岩在整个胶东的NEE向展布方向与苏鲁造山带的展布方向大致一致也是一个侧面说明。

同时，通过锆石饱和温度计算发现，郭家岭岩体形成温度在718～770℃，与在Q—Ab—Or图解中反映的成岩温度为700～750℃一致。小型斑岩体的形成温度在725～759℃之间，二者成岩温度相近，均属于低温花岗岩。软流圈上涌应该产生更高的温度，但实际上却表现为普遍低于800℃的低温花岗岩。研究认为低温花岗岩含源区残留物较多，形成主要与流体加入有关(Miller et al.,2003)，可能反映了一种与俯冲作用有关的构造背景(吴福元等，2007)，说明其应该受到冷的太平洋板块的俯冲作用的影响。

岩石地球化学数据显示，郭家岭岩体与小型斑岩体稀土元素分布型式为轻稀土富集型，无或略具Eu负异常，属混合源同熔型花岗岩，分布于大陆板块边缘活动带(邱家骧，1991)。小型斑岩体与大岩基在Yb—Ta判别图解和(Y+Nb)—Rb判别图解(图12)中，均落入火山弧区，说明郭家岭岩体与小型斑岩体均形成于活动大陆边缘构造背景，这可能与太平洋板块向欧亚板块的俯冲构造背景有关。

扬子板块与华北板块的碰撞造山晚期增厚的地壳或岩石圈的重力垮塌(拆沉)和太平洋板块的俯冲双重构造背景的作用，反映了郭家岭期花岗岩和小型斑岩体岩浆活动时间代表了构造体制转换的时间，说明岩石圈挤压增厚到伸展减薄的转变时间与郭家岭期岩浆活动时间是一致的，这与张田等(2008)的研究结果相一致。

6 结论

(1)锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素年代学研究表明，福山—栖霞小型斑岩体的形成年龄介于125～128 Ma，属于早白垩世，多金属矿产的形成年龄与成岩时代一致，略早于胶东金矿。

(2)福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体普遍具有高硅、低镁、富碱，轻稀土相对富集，不明显的负Eu异常。大离子亲石元素Rb相对富集，高场强元素Nb、Ta相对亏损等特征，岩石属于准铝质—弱过铝质、高钾钙碱性系列，为I型花岗岩，同时具有埃达克质岩石特征，成岩物质来源表现为壳幔混合源特征。

(3)福山—栖霞多金属成矿带燕山期小型斑岩体与郭家岭期岩浆晚期成岩年龄重合，相似的地球化学特征和Sr、Pb同位素初始比值，反映小型斑岩体与郭家岭期花岗岩的同源性。而Fe2O3 / FeO 值的增加，轻稀土含量和轻重稀土含量比值递减，反映了同源岩浆侵位到不同深度的反映，小型斑岩体属于郭家岭期岩浆活动的浅成相。

(4)结合区域构造背景，认为福山—栖霞小型斑岩体与郭家岭期花岗岩的形成与扬子板块和华北板块的碰撞造山晚期增厚的岩石圈拆沉和太平洋板块俯冲的双重构造背景有关。

致谢：野外工作得到了戴广凯、任天龙正高级工程师的帮助；锆石U-Pb同位素分析得到了中国地质调查局天津地质调查中心唐文龙高级工程师的帮助；本文成文过程中得到了昆明理工大学焦骞骞博士的指导；审稿专家对笔者等提出了宝贵的修改意见。在此一并表示感谢。

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

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